Natürliche Komplexe des Weltozeans. Die Weltmeere und ihre Teile

Wasser ist die einfachste chemische Verbindung von Wasserstoff und Sauerstoff, aber Meerwasser ist eine universelle, homogene ionisierte Lösung, die 75 chemische Elemente enthält. Dabei handelt es sich um feste Mineralien (Salze), Gase sowie Suspensionen organischen und anorganischen Ursprungs.

Vola hat viele verschiedene körperliche und chemische Eigenschaften. Sie hängen zunächst vom Inhaltsverzeichnis und der Umgebungstemperatur ab. Geben wir kurze Beschreibung manche von ihnen.

Wasser ist ein Lösungsmittel. Da Wasser ein Lösungsmittel ist, können wir davon ausgehen, dass alle Wässer Gas-Salzlösungen unterschiedlicher chemischer Zusammensetzung und unterschiedlicher Konzentration sind.

Salzgehalt von Ozean-, Meer- und Flusswasser

Salzgehalt Meerwasser (Tabelle 1). Die Konzentration der im Wasser gelösten Stoffe wird charakterisiert durch Salzgehalt, die in ppm (%o) gemessen wird, also Gramm einer Substanz pro 1 kg Wasser.

Tabelle 1. Salzgehalt im Meer- und Flusswasser (in % der Gesamtsalzmasse)

Linien auf einer Karte, die Punkte mit demselben Salzgehalt verbinden, werden aufgerufen Isohalinen.

Salzgehalt von Süßwasser(siehe Tabelle 1) beträgt durchschnittlich 0,146 %o und das Meer - durchschnittlich 35 %Ö. In Wasser gelöste Salze verleihen ihm einen bitter-salzigen Geschmack.

Etwa 27 der 35 Gramm sind Natriumchlorid (Speisesalz), das Wasser ist also salzig. Magnesiumsalze verleihen ihm einen bitteren Geschmack.

Da das Wasser in den Ozeanen aus heißen Salzlösungen des Erdinneren und Gasen entstand, war sein Salzgehalt ursprünglich. Es gibt Grund zu der Annahme, dass sich sein Wasser in den ersten Stadien der Entstehung des Ozeans in der Salzzusammensetzung kaum vom Flusswasser unterschied. Nach der Umwandlung von Gesteinen infolge ihrer Verwitterung sowie der Entwicklung der Biosphäre traten Unterschiede auf und begannen sich zu verstärken. Die moderne Salzzusammensetzung des Ozeans, wie Fossilienreste zeigen, entwickelte sich spätestens im Proterozoikum.

Neben Chloriden, Sulfiten und Carbonaten wurden fast alle auf der Erde bekannten Substanzen im Meerwasser gefunden. chemische Elemente, einschließlich Edelmetalle. Der Gehalt der meisten Elemente im Meerwasser ist jedoch vernachlässigbar; beispielsweise wurden nur 0,008 mg Gold pro Kubikmeter Wasser nachgewiesen, und das Vorhandensein von Zinn und Kobalt wird durch ihre Anwesenheit im Blut von Meerestieren und im Boden angezeigt Sedimente.

Salzgehalt des Meerwassers— Der Wert ist nicht konstant (Abb. 1). Es hängt vom Klima (dem Verhältnis von Niederschlag und Verdunstung von der Meeresoberfläche), der Bildung oder dem Schmelzen von Eis, den Meeresströmungen und den nahen Kontinenten – vom Zufluss von frischem Flusswasser – ab.

Reis. 1. Abhängigkeit des Salzgehalts des Wassers vom Breitengrad

Im offenen Ozean liegt der Salzgehalt zwischen 32 und 38 %; im Rand- und Mittelmeer sind die Schwankungen deutlich größer.

Der Salzgehalt von Gewässern bis zu einer Tiefe von 200 m wird besonders stark von der Niederschlagsmenge und der Verdunstung beeinflusst. Auf dieser Grundlage können wir sagen, dass der Salzgehalt des Meerwassers dem Gesetz der Zonierung unterliegt.

In äquatorialen und subäquatorialen Regionen beträgt der Salzgehalt 34 %c, da die Niederschlagsmenge größer ist als das für die Verdunstung aufgewendete Wasser. In tropischen und subtropischen Breiten - 37, da es wenig Niederschlag gibt und die Verdunstung hoch ist. In gemäßigten Breiten - 35 % o. Der niedrigste Salzgehalt des Meerwassers wird in den Subpolar- und Polarregionen beobachtet – nur 32, da die Niederschlagsmenge die Verdunstung übersteigt.

Meeresströmungen, Flussabfluss und Eisberge stören das zonale Muster des Salzgehalts. In den gemäßigten Breiten der nördlichen Hemisphäre beispielsweise ist der Salzgehalt des Wassers in der Nähe der Westküste der Kontinente höher, wo Strömungen salzigeres subtropisches Wasser bringen, und weniger Salzgehalt liegt in der Nähe der Ostküste, wo kalte Strömungen weniger salziges Wasser bringen.

Saisonale Veränderungen des Salzgehalts des Wassers treten in subpolaren Breiten auf: Im Herbst steigt der Salzgehalt aufgrund der Eisbildung und einer Abnahme der Flussstärke an, im Frühjahr und Sommer aufgrund der Eisschmelze und einer Zunahme Im Flusslauf nimmt der Salzgehalt ab. Rund um Grönland und die Antarktis Sommerzeit Durch das Abschmelzen nahegelegener Eisberge und Gletscher nimmt der Salzgehalt ab.

Der salzigste aller Ozeane ist der Atlantische Ozean, das Wasser des Arktischen Ozeans hat den niedrigsten Salzgehalt (insbesondere vor der asiatischen Küste, in der Nähe der Mündungen sibirierischer Flüsse – weniger als 10 %).

In Teilen des Ozeans – Meeren und Buchten – wird der maximale Salzgehalt in durch Wüsten begrenzten Gebieten beobachtet, beispielsweise im Roten Meer – 42 %c, im Persischen Golf – 39 %c.

Der Salzgehalt des Wassers bestimmt seine Dichte, elektrische Leitfähigkeit, Eisbildung und viele andere Eigenschaften.

Gaszusammensetzung von Meerwasser

Neben verschiedenen Salzen sind in den Gewässern der Weltmeere auch verschiedene Gase gelöst: Stickstoff, Sauerstoff, Kohlendioxid, Schwefelwasserstoff usw. Wie in der Atmosphäre überwiegen auch in den Meeresgewässern Sauerstoff und Stickstoff, jedoch in leicht unterschiedlichen Anteilen (z Beispielsweise beträgt die Gesamtmenge an freiem Sauerstoff im Ozean 7480 Milliarden Tonnen, was 158-mal weniger ist als in der Atmosphäre. Obwohl Gase im Wasser relativ wenig Platz einnehmen, reicht dies aus, um organisches Leben und verschiedene biologische Prozesse zu beeinflussen.

Die Menge an Gasen wird durch die Temperatur und den Salzgehalt des Wassers bestimmt: Je höher die Temperatur und der Salzgehalt, desto geringer ist die Löslichkeit der Gase und desto geringer ist ihr Gehalt im Wasser.

So können sich beispielsweise bei 25 °C bis zu 4,9 cm3/l Sauerstoff und 9,1 cm3/l Stickstoff in Wasser lösen, bei 5 °C sind es 7,1 bzw. 12,7 cm3/l. Daraus ergeben sich zwei wichtige Konsequenzen: 1) Der Sauerstoffgehalt im Oberflächenwasser des Ozeans ist in gemäßigten und insbesondere polaren Breiten viel höher als in niedrigen (subtropischen und tropischen) Breiten, was sich auf die Entwicklung des organischen Lebens auswirkt – den Reichtum des erstere und die relative Armut der letzteren Gewässer; 2) In den gleichen Breitengraden ist der Sauerstoffgehalt im Meerwasser im Winter höher als im Sommer.

Tägliche Änderungen der Gaszusammensetzung von Wasser, die mit Temperaturschwankungen einhergehen, sind gering.

Das Vorhandensein von Sauerstoff im Meerwasser fördert die Entwicklung von organischem Leben darin und die Oxidation organischer und mineralischer Produkte. Die Hauptsauerstoffquelle im Meerwasser ist Phytoplankton, die „Lunge des Planeten“. Sauerstoff wird hauptsächlich für die Atmung von Pflanzen und Tieren in den oberen Schichten des Meerwassers und für die Oxidation verschiedener Stoffe aufgewendet. Im Tiefenbereich von 600-2000 m liegt eine Schicht vor Sauerstoffminimum. Dabei wird eine geringe Menge Sauerstoff mit einem hohen Anteil an Kohlendioxid kombiniert. Der Grund ist die Zersetzung des Großteils der von oben kommenden organischen Substanz in dieser Wasserschicht und die intensive Auflösung von biogenem Carbonat. Beide Prozesse erfordern freien Sauerstoff.

Der Stickstoffgehalt im Meerwasser ist viel geringer als in der Atmosphäre. Dieses Gas gelangt hauptsächlich durch den Abbau organischer Stoffe aus der Luft ins Wasser, entsteht aber auch durch die Atmung von Meeresorganismen und deren Zersetzung.

In der Wassersäule, in tiefen stehenden Becken, entsteht durch die lebenswichtige Aktivität von Organismen Schwefelwasserstoff, der giftig ist und die biologische Produktivität von Gewässern hemmt.

Wärmekapazität von Meerwasser

Wasser ist einer der wärmeintensivsten Körper der Natur. Die Wärmekapazität einer nur zehn Meter langen Meeresschicht ist viermal größer als die Wärmekapazität der gesamten Atmosphäre, und eine 1 cm dicke Wasserschicht absorbiert 94 % der an ihrer Oberfläche ankommenden Sonnenwärme (Abb. 2). Durch diesen Umstand erwärmt sich der Ozean langsam und gibt langsam Wärme ab. Aufgrund der hohen Wärmekapazität alles Wasserteilchen sind leistungsstarke Wärmespeicher. Wenn das Wasser abkühlt, gibt es seine Wärme nach und nach an die Atmosphäre ab. Daher erfüllt der Weltozean die Funktion Thermostat unseres Planeten.

Reis. 2. Abhängigkeit der Wärmekapazität von der Temperatur

Eis und insbesondere Schnee haben die geringste Wärmeleitfähigkeit. Dadurch schützt Eis das Wasser auf der Oberfläche des Stausees vor Unterkühlung und Schnee schützt den Boden und die Winterkulturen vor dem Einfrieren.

Verdampfungswärme Wasser - 597 cal/g und Schmelzwärme - 79,4 cal/g – diese Eigenschaften sind für lebende Organismen sehr wichtig.

Meerestemperatur

Index thermischer Zustand Meerestemperatur.

Durchschnittliche Meerestemperatur- 4 °C.

Obwohl die Oberflächenschicht des Ozeans als Thermostat für die Erde fungiert, hängt sie wiederum von der Temperatur des Meerwassers ab Wärmehaushalt(Wärmezu- und -abfluss). Der Wärmezufluss besteht aus und der Wärmeverbrauch aus den Kosten der Wasserverdunstung und des turbulenten Wärmeaustauschs mit der Atmosphäre. Obwohl der Anteil der für den turbulenten Wärmeaustausch aufgewendeten Wärme nicht groß ist, ist seine Bedeutung enorm. Mit seiner Hilfe erfolgt die Umverteilung der planetaren Wärme durch die Atmosphäre.

An der Oberfläche liegen die Meerestemperaturen zwischen -2 °C (Gefrierpunkt) und 29 °C im offenen Ozean (35,6 °C im Persischen Golf). Die durchschnittliche Jahrestemperatur des Oberflächenwassers des Weltmeeres beträgt 17,4 °C und ist auf der Nordhalbkugel etwa 3 °C höher als auf der Südhalbkugel. Die höchste Temperatur des Oberflächenmeerwassers auf der Nordhalbkugel ist im August und die niedrigste im Februar. Auf der Südhalbkugel ist das Gegenteil der Fall.

Da es thermische Beziehungen zur Atmosphäre hat, hängt die Temperatur von Oberflächengewässern ebenso wie die Lufttemperatur vom Breitengrad des Gebiets ab, unterliegt also dem Zonierungsgesetz (Tabelle 2). Die Zoneneinteilung äußert sich in einer allmählichen Abnahme der Wassertemperatur vom Äquator bis zu den Polen.

In tropischen und gemäßigten Breiten hängt die Wassertemperatur hauptsächlich von den Meeresströmungen ab. Dank warmer Strömungen in tropischen Breiten liegen die Temperaturen in den westlichen Ozeanen daher um 5–7 °C höher als im Osten. Auf der Nordhalbkugel herrschen jedoch aufgrund warmer Strömungen in den östlichen Ozeanen das ganze Jahr über positive Temperaturen, und im Westen gefriert das Wasser aufgrund kalter Strömungen im Winter. In hohen Breiten beträgt die Temperatur am Polartag etwa 0 °C und in der Polarnacht unter dem Eis etwa -1,5 (-1,7) °C. Hier wird die Wassertemperatur hauptsächlich durch Eisphänomene beeinflusst. Im Herbst wird Wärme freigesetzt, wodurch die Luft- und Wassertemperatur abgesenkt wird, und im Frühjahr wird Wärme zum Schmelzen aufgewendet.

Tabelle 2. Durchschnittliche Jahrestemperaturen der Meeresoberflächengewässer

Der kälteste aller Ozeane- Nördliche Arktis und der wärmste— Der Pazifische Ozean, da sein Hauptgebiet in äquatorial-tropischen Breiten liegt (durchschnittliche jährliche Wasseroberflächentemperatur -19,1 °C).

Einen wichtigen Einfluss auf die Temperatur des Meerwassers haben das Klima der umliegenden Gebiete sowie die Jahreszeit, da davon die Sonnenwärme abhängt, die die obere Schicht des Weltozeans erwärmt. Die höchste Wassertemperatur wird auf der Nordhalbkugel im August beobachtet, die niedrigste im Februar und umgekehrt auf der Südhalbkugel. Die täglichen Schwankungen der Meerwassertemperatur betragen in allen Breitengraden etwa 1 °C. höchste Werte In subtropischen Breiten werden jährliche Temperaturschwankungen beobachtet – 8–10 °C.

Auch die Temperatur des Meerwassers ändert sich mit der Tiefe. Sie nimmt ab und liegt bereits in 1000 m Tiefe fast überall (im Mittel) unter 5,0 °C. In einer Tiefe von 2000 m pendelt sich die Wassertemperatur ein und sinkt auf 2,0-3,0 °C und in polaren Breiten auf Zehntel Grad über Null, danach sinkt sie entweder sehr langsam oder steigt sogar leicht an. Zum Beispiel in den Riftzonen des Ozeans, wo in großen Tiefen mächtige Austritte von unterirdischem heißem Wasser unter hohem Druck mit Temperaturen von bis zu 250–300 °C vorhanden sind. Im Allgemeinen gibt es im Weltozean vertikal zwei Hauptwasserschichten: warm oberflächlich Und starke Erkältung, bis nach unten reichend. Zwischen ihnen gibt es einen Übergang Temperatursprungschicht, oder Haupt-Thermoclip, darin kommt es zu einem starken Temperaturabfall.

Dieses Bild der vertikalen Verteilung der Wassertemperatur im Ozean ist in hohen Breiten gestört, wo in einer Tiefe von 300–800 m eine Schicht wärmeren und salzigeren Wassers aus gemäßigten Breiten zu erkennen ist (Tabelle 3).

Tabelle 3. Durchschnittliche Meereswassertemperaturen, °C

Änderung des Wasservolumens bei Temperaturänderung

Ein starker Anstieg des Wasservolumens beim Gefrieren- Dies ist eine besondere Eigenschaft von Wasser. Bei einem starken Temperaturabfall und seinem Übergang durch die Nullmarke kommt es zu einem starken Anstieg des Eisvolumens. Mit zunehmendem Volumen wird das Eis leichter, schwimmt an die Oberfläche und verliert an Dichte. Eis schützt tiefe Wasserschichten vor dem Gefrieren, da es ein schlechter Wärmeleiter ist. Das Eisvolumen nimmt im Vergleich zum ursprünglichen Wasservolumen um mehr als 10 % zu. Beim Erhitzen findet der entgegengesetzte Prozess der Expansion statt – die Kompression.

Dichte von Wasser

Temperatur und Salzgehalt sind die Hauptfaktoren, die die Dichte des Wassers bestimmen.

Bei Meerwasser gilt: Je niedriger die Temperatur und je höher der Salzgehalt, desto größer ist die Dichte des Wassers (Abb. 3). Bei einem Salzgehalt von 35 %o und einer Temperatur von 0 °C beträgt die Dichte von Meerwasser also 1,02813 g/cm 3 (die Masse jedes Kubikmeters solchen Meerwassers beträgt 28,13 kg mehr als das entsprechende Volumen an destilliertem Wasser). ). Die Temperatur des Meerwassers mit der höchsten Dichte beträgt nicht +4 °C wie Süßwasser, sondern negativ (-2,47 °C bei einem Salzgehalt von 30 % und -3,52 °C bei einem Salzgehalt von 35 %).

Reis. 3. Zusammenhang zwischen der Dichte des Seeochsen und seinem Salzgehalt und seiner Temperatur

Durch den Anstieg des Salzgehalts nimmt die Dichte des Wassers vom Äquator bis zu den Tropen und infolge der Temperaturabnahme von den gemäßigten Breiten bis zum Polarkreis zu. Im Winter sinkt das Polarwasser ab und bewegt sich in den unteren Schichten in Richtung Äquator, sodass das Tiefenwasser des Weltozeans im Allgemeinen kalt, aber mit Sauerstoff angereichert ist.

Die Abhängigkeit der Wasserdichte vom Druck wurde aufgedeckt (Abb. 4).

Reis. 4. Abhängigkeit der Meerwasserdichte (L"=35%o) vom Druck bei verschiedenen Temperaturen

Die Fähigkeit des Wassers, sich selbst zu reinigen

Das wichtige Eigenschaft Wasser. Bei der Verdunstung gelangt Wasser durch den Boden, der wiederum ein natürlicher Filter ist. Bei Überschreitung des Schadstoffgrenzwerts kommt es jedoch zu einer Störung des Selbstreinigungsprozesses.

Farbe und Transparenz hängen von der Reflexion, Absorption und Streuung des Sonnenlichts sowie vom Vorhandensein suspendierter Partikel organischen und mineralischen Ursprungs ab. Im offenen Teil ist die Farbe des Ozeans blau, in Küstennähe, wo es viele Schwebstoffe gibt, ist sie grünlich, gelb und braun.

Im offenen Teil des Ozeans ist die Wassertransparenz höher als in Küstennähe. In der Sargassosee beträgt die Wassertransparenz bis zu 67 m. Während der Zeit der Planktonentwicklung nimmt die Transparenz ab.

In den Meeren gibt es ein Phänomen wie Leuchten des Meeres (Biolumineszenz). Leuchten im Meerwasser lebende Organismen, die Phosphor enthalten, vor allem Protozoen (Nachtlichter usw.), Bakterien, Quallen, Würmer, Fische. Vermutlich dient das Leuchten dazu, Raubtiere abzuschrecken, nach Nahrung zu suchen oder im Dunkeln Individuen des anderen Geschlechts anzulocken. Das Leuchten hilft Fischereifahrzeugen, Fischschwärme im Meerwasser zu lokalisieren.

Schallleitfähigkeit - Akustische Eigenschaften von Wasser. Gefunden in den Ozeanen schalldiffundierend mein Und Unterwasser-„Schallkanal“ besitzt eine gute Supraleitung. Die schallableitende Schicht steigt nachts an und sinkt tagsüber. Es wird von U-Boot-Fahrern verwendet, um den Lärm von U-Boot-Motoren zu dämpfen, und von Fischereifahrzeugen, um Fischschwärme aufzuspüren. "Klang
„Signal“ dient zur kurzfristigen Vorhersage von Tsunamiwellen, in der Unterwassernavigation zur Ultralangstreckenübertragung akustischer Signale.

Elektrische Leitfähigkeit Meerwasser ist hoch, es ist direkt proportional zum Salzgehalt und zur Temperatur.

Natürliche Radioaktivität Meerwasser ist klein. Da viele Tiere und Pflanzen jedoch die Fähigkeit haben, radioaktive Isotope zu konzentrieren, werden Meeresfrüchtefänge auf Radioaktivität getestet.

Mobilität- eine charakteristische Eigenschaft von flüssigem Wasser. Unter dem Einfluss der Schwerkraft, unter dem Einfluss des Windes, der Anziehungskraft von Mond und Sonne und anderen Faktoren bewegt sich Wasser. Während es sich bewegt, vermischt sich das Wasser, wodurch Wasser mit unterschiedlichem Salzgehalt, unterschiedlicher chemischer Zusammensetzung und Temperatur gleichmäßig verteilt wird.

Es ist eine bekannte abgedroschene, aber dennoch wahre Bemerkung, dass unser Planet nicht Erde, sondern Ozean genannt werden sollte. Tatsächlich nimmt der Weltozean 361 Millionen km 2 oder 71 % der gesamten Erdoberfläche ein. Die wichtigste globale Konsequenz dieser Beziehung zwischen Land und Meer ist ihr Einfluss auf den Wasser- und Wärmehaushalt der Erde. Etwa 10 % der von der Meeresoberfläche absorbierten Sonnenstrahlung werden für die Erwärmung des Wassers und den turbulenten Wärmeaustausch zwischen den Oberflächenschichten des Wassers und den unteren Schichten der Atmosphäre aufgewendet, die restlichen 90 % werden für die Verdunstung aufgewendet. Somit ist die Verdunstung von der Meeresoberfläche sowohl die Hauptwasserquelle im globalen Wasserkreislauf als auch aufgrund der hohen latenten Verdunstungswärme des Wassers ein wichtiger Bestandteil des globalen Wärmehaushalts.

Die Masse des Ozeans macht 94 % der Masse der Hydrosphäre aus. Der Weltozean ist der wichtigste Strömungsregulator im globalen Wasserkreislauf; sein Volumen ist im Vergleich zu allen anderen Bestandteilen des Kreislaufs groß; die durchschnittliche Dauer des Wasseraustauschs im Ozean ist mit dreitausend Jahren sehr bedeutend.

Die Oberflächenzone des Ozeans (Tiefe 0–200 m) verfügt über eine sehr große Wärmekapazität und die größte thermische Trägheit unter den Geosphären. Es spielt eine entscheidende Rolle bei der Gestaltung des aktuellen Klimas des Planeten, seiner räumlichen Verteilung und seiner Variabilität im Laufe der Zeit. Die Wirkung des Windes auf die obere Wasserschicht bestimmt die Hauptmerkmale der Ozeanzirkulation in der Oberflächenzone. Die Ozeanzirkulation sorgt für die globale Umverteilung der Energie von den Äquatorzonen zu den Polen. Die Oberflächenzone des Ozeans ist der wichtigste Bestandteil des Klimasystems und beteiligt sich aktiv an der Bildung des durchschnittlichen Jahresklimas, seinen Veränderungen von Jahr zu Jahr sowie seinen Schwankungen im Maßstab von Jahrzehnten und Jahrhunderten.

Äußere Einflüsse auf den Ozean erfolgen fast ausschließlich durch den Einfluss der Atmosphäre auf ihn, durch den Fluss von Wärme, Süßwasser und Impuls an der Meeresoberfläche. Somit sind Klimaentwicklung und Ozeanentwicklung miteinander verbunden.

Die Tiefenzonen des Ozeans gehorchen in viel geringerem Maße als die Oberflächenzonen dem Gesetz der geografischen Zonierung, in den meisten Fällen aber auch nicht. Die Hauptströmungen des Tiefen- und Grundwassers bilden sich in den Polarregionen und sind zunächst auf die gegenüberliegenden Pole gerichtet (Abb. 15). Ihre mehr oder weniger große Beteiligung an natürlichen Prozessen an der Meeresoberfläche und Veränderungen im Grad dieser Beteiligung sind der wichtigste Faktor für die Veränderung der Grundzüge der Ökosphäre.

Die Tiefenzone (Tiefe 2000–4000 m) und die Bodenzone (tiefer als 4000 m) des Weltozeans machen 64 % seines Gesamtvolumens aus. Die Wassertemperatur in diesen Gebieten beträgt 3°C ​​oder weniger. Die Durchschnittstemperatur der gesamten Masse des Weltmeeres beträgt aufgrund der kalten Tiefen- und Bodenschichten nur etwa 4°C. Die vertikale Zirkulation des Meerwassers unter dem Einfluss von Unterschieden in der Dichte des Wassers aufgrund von Unterschieden in Temperatur und Salzgehalt führt dazu, dass sich Wasser von der Oberfläche in die tiefen Schichten bewegt, wo es von atmosphärischen Einflüssen isoliert werden kann und seine Eigenschaften behält Wärmereserve für Tausende von Jahren oder länger. Die Freisetzung oder umgekehrt die Ansammlung solcher Wärmereserven kann bei langfristigen Klimaveränderungen entscheidend sein.

Die niedrige Temperatur des Weltozeans und seine enorme thermische Trägheit spielen eine entscheidende paläogeografische Rolle. Die tiefen Schichten sind nicht nur ein guter Wärmeregulator des Erdsystems. Die Verstärkung oder Abschwächung des Wärmeaustauschs zwischen den tiefen Schichten des Ozeans und seiner Oberfläche scheint eine entscheidende Rolle bei tiefgreifenden und langfristigen Veränderungen des Erdklimas und damit auch bei Veränderungen seiner Landschaften zu spielen. Dabei können sich Veränderungen im Wärmeaustausch der Tiefseemassen mit den Oberflächenmassen sowie die Verteilung der Oberflächenströmungen im Laufe von Jahrzehnten, d.h. unter Berücksichtigung der Größe des Weltozeans extrem schnell, was zu einer ebenso schnellen Veränderung der natürlichen Situation führen kann.

Auch die Weltmeere sind eine riesige Ansammlung von Stoffen und enthalten diese in gelöster Form in einer Menge von etwa 50 x 10 15 Tonnen. (Denken Sie daran, dass die durchschnittliche Konzentration gelöster Stoffe im Meerwasser bzw. sein Salzgehalt 35 g/l beträgt. ) Der Salzgehalt des Wassers variiert im Raum, seine chemische Zusammensetzung (in % des Gesamtgehalts) bleibt jedoch konstant. Der jährliche Zufluss von Salzen in den Ozean ist etwa sieben Größenordnungen (10 7 Mal) geringer als ihr Salzgehalt im Ozean. Dieser Umstand spielt eine wesentliche Rolle bei der Stabilisierung biogeochemischer Kreisläufe und der gesamten Ökosphäre.

Der Ozean enthält etwa 4 x 10¹ºt Kohlenstoff in gelöster, suspendierter und lebender Form. An Land, in lebenden Organismen, Böden und verrottender organischer Substanz ist der Kohlenstoff etwa 20-mal geringer. Die physikalisch-chemischen Bedingungen im Ozean und die Wechselwirkung der Meereslebewesen mit ihnen bestimmen die Reaktion des Ozeans auf Änderungen der Kohlendioxidkonzentration in der Atmosphäre. Kohlendioxid aus der Atmosphäre löst sich im Wasser oder wird bei der Bildung der Primärproduktion (Photosynthese) vom Plankton daraus aufgenommen. Dieser Prozess benötigt Sonnenlicht, Kohlendioxid im Wasser und gelöste Nährstoffe (Verbindungen aus Stickstoff, Phosphor und anderen chemischen Elementen). Der limitierende Faktor sind in der Regel Nährstoffe.

Die Primärproduktion findet in den oberen, gut beleuchteten Wasserschichten statt, wo die Nährstoffe entweder aus Plankton stammen, das in der gleichen Tiefe abstirbt, oder vom Land und aus der Atmosphäre. Wenn Plankton stirbt, sinken kohlenstoffhaltige Rückstände in die kalten, tiefen Schichten des Ozeans und auf den Meeresboden. Letztlich wird dieser Kohlenstoff in beträchtlicher Tiefe von Bakterien in eine lösliche anorganische Form umgewandelt und ein kleiner Teil davon in Form von Bodensedimenten abgelagert.

Dieser Prozess, manchmal auch „biologische Pumpe“ genannt, ist äußerst komplex. Die biologische Pumpe verringert die Konzentration von Kohlendioxid in der oberen Schicht des Ozeans sowie in der Atmosphäre und erhöht sie allgemeiner Inhalt Kohlenstoff in den Tiefen- und Bodenzonen des Ozeans. Biogeochemische Prozesse, die mit der Absorption von Kohlendioxid verbunden sind, finden überwiegend in der Oberflächenzone des Ozeans statt, während die Tiefen- und Bodenzonen eine entscheidende Rolle bei der langfristigen Anreicherung von Kohlenstoff spielen. Der Prozess wird derzeit intensiv untersucht, ist aber noch nicht ausreichend verstanden.

Die Hauptmerkmale des Reliefs des Bodens des Weltozeans

Die Struktur des Ozeans Erdkruste Anders als kontinental: Es gibt keine inhärente Granitschicht.

Die Dicke der kontinentalen Kruste auf Meereshöhe beträgt etwa 30 km. Die Geschwindigkeit seismischer Wellen entspricht in der oberen Hälfte den Geschwindigkeiten in Granitgesteinen und in der unteren Hälfte den Geschwindigkeiten in Basalten. In den Ozeanen befindet sich unter einer fünf Kilometer langen Wasserschicht eine Schicht aus Sedimentgesteinen mit einer durchschnittlichen Dicke von 0,5 km, eine Schicht aus Vulkangestein – der „Keller“ – mit einer Dicke von 0,5 km, eine Kruste mit einer Dicke von 4 km usw In etwa 10 km Tiefe beginnt der Erdmantel.

Am Grund des Weltozeans gibt es vier Zonen.

Die erste Zone ist der Unterwasserrand der Kontinente. Der Unterwasser-Kontinentalrand ist der Rand der Kontinente, die vom Meerwasser überflutet sind. Es besteht wiederum aus einem Schelf, einem Kontinentalhang und einem Kontinentalfuß. Der Schelf ist eine Küstenbodenebene mit eher geringer Tiefe, im Wesentlichen eine Fortsetzung der Randebenen des Landes. Der größte Teil des Regals hat eine Plattformstruktur. Auf dem Schelf befinden sich häufig verbliebene (Relikt-)Landformen oberflächlichen Ursprungs sowie Reliktfluss- und Gletscherablagerungen. Dies bedeutet, dass während des Rückzugs des Meeres im Quartär weite Teile des Schelfs in Land umgewandelt wurden.

Normalerweise endet das Schelf in Tiefen von 100–200 m, manchmal in größeren Tiefen mit einer ziemlich scharfen Biegung, der sogenannten Schelfkante. Unterhalb dieser Kante erstreckt sich ein Kontinentalhang in Richtung Ozean – eine Zone des Ozeans oder Meeresbodens, die schmaler als der Schelf ist und eine Oberflächenneigung von mehreren Grad aufweist. Oftmals hat der Kontinentalhang die Form eines Felsvorsprungs oder einer Reihe von Felsvorsprüngen mit einer Steilheit von 10 bis mehreren zehn Grad.

Die zweite Übergangszone entstand an der Kreuzung von Kontinentalblöcken und ozeanischen Plattformen. Es besteht aus Becken von Randmeeren, Ketten überwiegend vulkanischer Inseln in Form von Bögen und schmalen linearen Vertiefungen – Tiefseegräben, mit denen tiefe Verwerfungen unter dem Festland zusammenfallen.

Am Stadtrand Pazifik See In den Gebieten des Mittelmeers, der Karibik und des Scotia-Meeres (Scotia) stehen die Unterwasserränder der Kontinente nicht direkt mit dem Meeresboden in Kontakt, sondern mit dem Boden der Becken der Rand- oder Mittelmeere. In diesen Becken ist die Kruste vom subozeanischen Typ. Es ist vor allem aufgrund der Sedimentschicht sehr kraftvoll. Von außen sind diese Becken von riesigen Unterwasserkämmen umgeben. Manchmal ragen ihre Gipfel über den Meeresspiegel und bilden Girlanden aus Vulkaninseln (Kurilen, Marianen, Aleuten). Diese Inseln werden Inselbögen genannt.

Auf der ozeanischen Seite der Inselbögen gibt es Tiefseegräben – es gibt keine große kontinentale Kruste. Stattdessen ist hier eine terrestrische, schmale, aber sehr tiefe (6 – 11 km tiefe) Senke entstanden. Sie erstrecken sich parallel zu den Inselbögen und entsprechen den Aufschlüssen ultratiefer Störungszonen (der sogenannten Benioff-Zavaritsky-Zonen) auf der Erdoberfläche. Verwerfungen dringen über viele hundert Kilometer in das Erdinnere ein. Diese Zonen sind den Kontinenten zugewandt. Die überwiegende Mehrheit der Erdbebenquellen ist auf sie beschränkt. So sind die Gebiete der Tiefseegräben, Inselbögen und Tiefseerandmeere durch heftigen Vulkanismus, scharfe und extrem schnelle Bewegungen der Erdkruste und eine sehr hohe Seismizität gekennzeichnet. Diese Zonen werden Übergangszonen genannt.

Die dritte – Hauptzone – des Bodens des Weltozeans – der Meeresboden – zeichnet sich durch die Entwicklung der Erdkruste ausschließlich ozeanischen Typs aus. Der Meeresboden nimmt in Tiefen von bis zu 6 km mehr als die Hälfte seiner Fläche ein. Auf dem Meeresboden gibt es Bergrücken, Hochebenen und Hügel, die ihn in Becken unterteilen. Bodensedimente werden durch verschiedene Schluffe organischen Ursprungs und roten Tiefseeton repräsentiert, der aus feinen unlöslichen Mineralpartikeln, kosmischem Staub und Vulkanasche entstanden ist. Am Boden befinden sich viele Ferromanganknollen mit Beimischungen anderer Metalle.

Ozeankämme werden ganz klar in zwei Typen unterteilt: gewölbte Blöcke und blockige. Kuppelblockstrukturen sind im Wesentlichen gewölbte, linear verlängerte Erhebungen der ozeanischen Kruste, die normalerweise durch Querverwerfungen in einzelne Blöcke gebrochen werden (der Hawaii-Rücken, der die Unterwasserbasis des gleichnamigen Archipels bildet).

Zusätzlich zu den Bergrücken gibt es im Weltozean viele bekannte Hügel oder ozeanische Hochebenen. Das größte davon im Atlantischen Ozean ist das Bermuda-Plateau. Auf seiner Oberfläche gibt es eine Reihe von Seebergen vulkanischen Ursprungs.

Die häufigste Art von Relief in ozeanischen Becken ist das Relief von Abgrundhügeln. Dies ist die Bezeichnung für unzählige Hügel mit einer Höhe von 50 bis 500 m und einem Basisdurchmesser von mehreren hundert Metern bis zu mehreren zehn Kilometern, die fast vollständig den Boden der Becken bedecken. Darüber hinaus sind auf dem Meeresboden mehr als 10.000 Unterwasserberggipfel bekannt. Einige Unterwasserjahre mit abgeflachter Oberseite werden Guyots genannt. Es wird angenommen, dass diese Gipfel einst über den Meeresspiegel ragten, bis ihre Gipfel nach und nach von den Wellen abgeschnitten wurden.

Die anderen beiden Arten von Landformen sind wellige und flache Tiefseeebenen. Sie entstanden nach der teilweisen oder vollständigen Bestattung der Abgrundhügel unter einer Sedimentschicht.

Die vierte Zone liegt in den zentralen Teilen der Ozeane. Dies sind die größten Reliefformen auf dem Meeresboden – mittelozeanische Rücken – riesige linear ausgerichtete gewölbte Erhebungen der Erdkruste. Bei der Bildung eines Bogens entstehen die größten Spannungen nicht an seiner Spitze, hier entstehen Verwerfungen, entlang derer Teile des Bogens absinken, und es entstehen Gräben, die sogenannten. Rift-Täler. Entlang dieser geschwächten Zonen der Erdkruste strömt Mantelmaterial nach oben.

Das System dieser Erhebungen beginnt im Arktischen Ozean mit dem kleinen Gakkelrücken und durchquert das norwegisch-grönländische Becken, umfasst Island und geht in die grandiosen Nordatlantik- und Südatlantikrücken über. Letzterer geht bereits im Indischen Ozean in den Westindischen Rücken über. Nördlich des Breitengrads der Insel Rodrigues verläuft ein Zweig – der Arabisch-Indische Rücken – nach Norden und setzt sich mit einer Reihe von Reliefformen auf dem Grund des Golfs von Aden und des Roten Meeres fort, während der andere Zweig nach Osten verläuft und vorbeizieht in den mittelozeanischen Rücken des Pazifischen Ozeans – der Südpazifik und der Ostpazifik erheben sich. Mittelozeanische Rücken sind wahrscheinlich junge känozoische Formationen. Da Rücken das Ergebnis von Krustendehnungen sind, von Querverwerfungen durchzogen sind und häufig zentrale Rift-Täler aufweisen, bieten sie eine außergewöhnliche Gelegenheit, ozeanische Krustengesteine ​​zu untersuchen.

Sedimentation ist einer der wichtigsten Faktoren bei der Reliefbildung im Ozean. Es ist bekannt, dass jährlich mehr als 21 Milliarden Tonnen feste Sedimente, bis zu 2 Milliarden Tonnen vulkanische Produkte und etwa 5 Milliarden Tonnen kalkhaltige und kieselsäurehaltige Überreste von Organismen in den Weltozean gelangen.

Der Großteil der Wasserhülle der Erde besteht aus dem salzigen Wasser des Weltmeeres, das 2/3 der Erdoberfläche bedeckt. Ihr Volumen beträgt etwa 1379106 km3, während das Volumen aller Landgewässer (einschließlich Gletscher und Grundwasser bis zu einer Tiefe von 5 km) weniger als 90106 km3 beträgt. Da Meeresgewässer etwa 93 % aller Gewässer in der Biosphäre ausmachen, können wir davon ausgehen, dass ihre chemische Zusammensetzung die Hauptmerkmale der Zusammensetzung der gesamten Hydrosphäre bestimmt.

Die moderne chemische Zusammensetzung des Ozeans ist das Ergebnis seiner langfristigen Veränderungen unter dem Einfluss der Aktivitäten lebender Organismen. Die Bildung des Primärozeans wurde durch die gleichen Entgasungsprozesse der festen Materie des Planeten verursacht, die zur Bildung der gasförmigen Hülle der Erde führten. Aus diesem Grund sind die Zusammensetzung der Atmosphäre und der Hydrosphäre eng miteinander verbunden und ihre Entwicklung verlief auch miteinander verbunden.

Wie bereits erwähnt, wurden die Entgasungsprodukte von Wasserdampf dominiert Kohlendioxid. Sobald die Oberflächentemperatur des Planeten unter 100 °C sank, begann Wasserdampf zu kondensieren und Primärreservoirs zu bilden. Auf der Erdoberfläche entstand ein Prozess der Wasserzirkulation, der den Beginn der zyklischen Wanderung chemischer Elemente im Land-Ozean-Land-System markierte.

Entsprechend der Zusammensetzung der freigesetzten Gase waren die ersten Wasseransammlungen auf der Oberfläche des Planeten sauer und hauptsächlich mit HC1 sowie HF, H3BO3 und H2S angereichert. Meerwasser hat viele Zyklen durchlaufen. Saurer Regen zerstörte Alumosilikate energetisch und entzog ihnen leicht lösliche Kationen – Natrium, Kalium, Kalzium, Magnesium, die sich im Ozean ansammelten. Kationen neutralisierten nach und nach starke Säuren und das Wasser der antiken Hydrosphäre nahm eine Chlor-Kalzium-Zusammensetzung an.

Unter den verschiedenen Prozessen der Umwandlung entgaster Verbindungen trat offensichtlich die Aktivität von Kondensationen thermolithotropher Bakterien auf. Das Auftauchen von Cyanobakterien, die im Wasser lebten und sie vor schädlicher ultravioletter Strahlung schützten, markierte den Beginn der Photosynthese und der biogeochemischen Produktion von Sauerstoff. Der durch die Photosynthese verursachte Abfall des CO2-Partialdrucks trug zur Ausfällung großer Mengen der Karbonate Fe2+, dann Mg2+ und Ca3+ bei.

Freier Sauerstoff begann in das Wasser des alten Ozeans zu fließen. Über einen langen Zeitraum wurden die reduzierten und unteroxidierten Verbindungen Schwefel, Eiseneisen und Mangan oxidiert. Die Zusammensetzung des Meerwassers nahm eine Chlorid-Sulfat-Zusammensetzung an, die der modernen nahe kommt.

Chemische Elemente in der Hydrosphäre kommen in verschiedenen Formen vor. Unter ihnen sind einfache und komplexe Ionen sowie Moleküle im Zustand stark verdünnter Lösungen am häufigsten. Gewöhnliche Ionen sind durch Sorption mit Partikeln kolloidaler und subkolloidaler Größe verbunden, die im Meerwasser in Form einer dünnen Suspension vorliegen. Eine besondere Gruppe bilden Elemente organischer Verbindungen.

Die Gesamtmenge gelöster Verbindungen im Meerwasser (Salzgehalt) in Oberflächenschichten Ozeane und Randmeere liegen zwischen 3,2 und 4 %. In Binnenmeeren variiert der Salzgehalt in einem größeren Bereich. Der durchschnittliche Salzgehalt der Weltmeere wird auf 35 % geschätzt.

Damals, Mitte des 19. Jahrhunderts. Wissenschaftler haben eine bemerkenswerte geochemische Eigenschaft des Meerwassers entdeckt: Trotz Schwankungen des Salzgehalts bleibt das Verhältnis der Hauptionen konstant. Die Salzzusammensetzung des Ozeans ist eine Art geochemische Konstante.

Als Ergebnis der beharrlichen Arbeit von Wissenschaftlern aus vielen Ländern wurde umfangreiches Analysematerial gesammelt, das den Gehalt nicht nur der wichtigsten, sondern auch der Spurenelemente im Wasser der Meere und Ozeane charakterisiert. Die fundiertesten Daten zu den Durchschnittswerten (Clarks) chemischer Elemente im Wasser des Weltozeans finden sich in Berichten von E.D. Goldberg (1963), A.P. Vinogradov (1967), B. Mason (1971), G. Horn (1972), A.P. Lisitsina (1983), K.N. Turekiana (1969). In der Tabelle 4.1 verwendet hauptsächlich die Ergebnisse der letzten beiden Autoren.

Wie aus den vorgelegten Daten hervorgeht, handelt es sich bei dem Großteil der gelösten Verbindungen um Chloride der üblichen Alkali- und Erdalkalielemente, es sind weniger Sulfate und noch weniger Hydrogencarbonate enthalten. Die Konzentration von Spurenelementen, deren Maßeinheit μg/l ist, ist drei rechnerische Größenordnungen niedriger als in Gesteinen. Der Bereich der Clarke-Werte gestreuter Elemente erreicht 10 mathematische Ordnungen, d.h. ungefähr das gleiche wie in der Erdkruste, aber die Verhältnisse der Elemente sind völlig unterschiedlich. Brom, Strontium, Bor und Fluor dominieren deutlich mit Konzentrationen über 1000 µg/l. Jod und Barium sind in erheblichen Mengen vorhanden, ihre Konzentration übersteigt 10 μg/l.

Tabelle 4.1

Einige der Metalle im Wasser – Molybdän, Zink, Uran, Titan, Kupfer – haben eine Konzentration von 1 bis 10 μg/l. Die Konzentration von Nickel, Mangan, Kobalt, Chrom, Quecksilber und Cadmium ist viel geringer – Hundertstel und Zehntel μg/l. Gleichzeitig sind Eisen und Aluminium, die die Hauptelemente der Erdkruste darstellen, im Ozean in geringeren Konzentrationen vorhanden als Molybdän und Zink. Die am wenigsten gelösten Elemente im Ozean sind Niob, Scandium, Beryllium und Thorium.

Um einige geochemische und biogeochemische Parameter zu bestimmen, ist es notwendig, die Konzentration von Elementen nicht nur im Meerwasser, sondern auch in der festen Phase löslicher Stoffe, d.h. in den Gesamtsalzen des Meerwassers. Die Tabelle zeigt Daten, für deren Berechnung der durchschnittliche Salzgehalt mit 35 g/l angenommen wird.

Wie oben gezeigt, war die Gesamtheit der führende Faktor bei der Entwicklung der chemischen Zusammensetzung des Ozeans im Laufe der Erdgeschichte biogeochemische Aktivität lebende Organismen. Eine ebenso wichtige Rolle spielen dabei Organismen moderne Prozesse Differenzierung chemischer Elemente im Ozean und der Abbau ihrer Massen in Sedimente. Nach der von A.P. Lisitsin entwickelten Biofiltrationshypothese filtern planktonische (hauptsächlich zooplanktonische) Organismen täglich etwa 1,2107 km3 Wasser durch ihren Körper, was etwa 1 % des Volumens des Weltozeans entspricht. Dabei werden dünne Mineralsuspensionen (Partikel mit einer Größe von 1 Mikrometer oder weniger) zu Klumpen (Pellets) gebunden. Die Pelletgrößen liegen zwischen mehreren zehn Mikrometern und 1 bis 4 mm. Die Verklumpung dünner Suspensionen sorgt für ein schnelleres Absetzen des suspendierten Materials am Boden. Gleichzeitig wird ein Teil der im Wasser gelösten chemischen Elemente im Körper von Organismen in unlösliche Verbindungen umgewandelt. Die häufigsten Beispiele für die biogeochemische Bindung gelöster Elemente zu unlöslichen Verbindungen sind die Bildung von Kalkskeletten (Kalzit) und Siliziumskeletten (Opal) planktonischer Organismen sowie die Gewinnung von Kalziumkarbonat durch Kalkalgen und Korallen.

Unter den pelagischen Schlämmen (Tiefseesedimente) lassen sich zwei Gruppen unterscheiden. Erstere bestehen überwiegend aus biogenen Planktonformationen, letztere werden überwiegend aus Partikeln nichtbiogenen Ursprungs gebildet. In der ersten Gruppe sind kalkhaltige (Karbonat-)Schluffe am häufigsten, in der zweiten Gruppe tonige Schluffe. Karbonatschlamm nimmt etwa ein Drittel der Grundfläche des Weltmeeres ein, toniger Schluff mehr als ein Viertel. In Karbonatsedimenten steigt nicht nur die Konzentration von Kalzium und Magnesium, sondern auch von Strontium und Jod. Schluffe, in denen Tonanteile überwiegen, enthalten deutlich mehr Metalle. Einige Elemente werden nur sehr schwach aus der Lösung in den Schlick transportiert und reichern sich allmählich im Meerwasser an. Sie sollten als thalassophil bezeichnet werden. Durch die Berechnung des Verhältnisses zwischen den Konzentrationen in der Summe der löslichen Salze des Meerwassers und der Sedimente erhalten wir den Wert des Thalassophiliekoeffizienten CT, der angibt, wie oft dieses Element im Salzteil des Meerwassers im Vergleich zum Sediment vorhanden ist . Thalassophile Elemente, die sich im gelösten Salzanteil des Wassers anreichern, haben die folgenden CT-Koeffizienten:

Wenn man die Masse eines Elements im Weltmeer und die Menge seines jährlichen Vorrats kennt, ist es möglich, die Geschwindigkeit seiner Entfernung aus der ozeanischen Lösung zu bestimmen. Beispielsweise beträgt die Menge an Arsen im Ozean etwa 3,6109 Tonnen, während der Flussabfluss 74103 Tonnen pro Jahr verursacht. Folglich wurde über einen Zeitraum von 49.000 Jahren die gesamte Arsenmasse vollständig aus dem Weltmeer entfernt.
Viele Autoren haben Schätzungen über die Zeit vorgenommen, die Elemente im Ozean in gelöstem Zustand verbleiben: T.F. Barth (1961), E.D. Goldberg (1965), H.J. Bowen (1966), A.P. Vinogradov (1967) usw. Daten verschiedener Autoren weisen mehr oder weniger große Abweichungen auf. Nach unseren Berechnungen sind Perioden der vollständigen Entfernung gelöster chemischer Elemente aus dem Weltmeer durch folgende Zeitintervalle gekennzeichnet (in Jahren, in der Reihenfolge zunehmender Perioden in jeder Serie):

• n*102: Th, Zr, Al, Y, Sc
• n*103: Pb, Sn, Mn, Fe, Co, Cu, Ni, Cr, Ti, Zn
• n*104: Ag, Cd, Si, Ba, As, Hg, N
• n*105: Mo, U, I
• n*106: Ca, F, Sr, V, K
• n*107: S, Na
• n*108: C1, Br

Trotz des ungefähren Charakters solcher Berechnungen ermöglichen uns die erhaltenen Größenordnungen die Identifizierung von Gruppen von Spurenelementen, die sich in der Dauer ihres Vorhandenseins in der ozeanischen Lösung unterscheiden. Die Elemente, die im Tiefseeschluff am stärksten konzentriert sind, haben die kürzeste Verweildauer im Ozean. Dies sind Thorium, Zirkonium, Yttrium, Scandium, Aluminium. Die Perioden des Vorkommens von Blei, Mangan, Eisen und Kobalt in der ozeanischen Lösung liegen nahe bei ihnen. Die meisten Metalle werden im Laufe mehrerer tausend oder zehntausend Jahre vollständig aus dem Ozean entfernt. Thalassophile Elemente bleiben Hunderttausende von Jahren oder länger in gelöstem Zustand.

Erhebliche Mengen an Spurenelementen im Ozean werden durch verteilte organische Stoffe gebunden. Seine Hauptquelle sind sterbende Planktonorganismen. Der Prozess der Zerstörung ihrer Überreste findet am aktivsten in einer Tiefe von 500 bis 1000 m statt. Daher sammeln sich in den Sedimenten von Schelf- und flachen Kontinentalmeeren riesige Massen dispergierter organischer Stoffe von Meeresorganismen an, zu denen von ihnen mitgeführte organische Suspensionen hinzugefügt werden Flussabfluss vom Land.

Der Großteil der organischen Substanz des Ozeans befindet sich in gelöstem Zustand und nur 3–5 % liegt in Form einer Suspension vor (Vinogradov A.P., 1967). Die Konzentration dieser Suspensionen im Wasser ist gering, aber ihre Gesamtmasse im gesamten Volumen des Ozeans ist sehr bedeutend: 120 – 200 Milliarden Tonnen. Die jährliche Ansammlung von hochdispersem organischem Detritus in den Sedimenten des Weltmeeres ist laut V.A. Uspensky, übersteigt 0,5109 Tonnen.

Dispergierte organische Stoffe sorbieren einen bestimmten Komplex von Spurenelementen und tragen sie in die Sedimente ein. Ihr Inhalt kann mit einer gewissen Konvention anhand der mikroelementaren Zusammensetzung großer Ansammlungen organischer Substanz – Kohle- und Ölvorkommen – beurteilt werden. Elementkonzentrationen in diesen Objekten werden normalerweise relativ zur Asche angegeben; Daten in Bezug auf das ursprüngliche, unverarbeitete Material sind nicht weniger wichtig.

Wie aus der Tabelle ersichtlich ist. 4.2 ist die Mikroelementzusammensetzung von Kohle und Öl grundlegend unterschiedlich.

Tabelle 4.2

Durchschnittliche Konzentrationen von Spurenmetallen in Kohle und Öl: 10-4 %

Im Öl herrscht ein anderes Verhältnis, die Konzentration vieler Spurenelemente ist deutlich höher. Der hohe Gehalt an Titan, Mangan und Zirkonium in Kohlen ist auf mineralische Verunreinigungen zurückzuführen. Unter den Spurenmetallen sind die höchsten Konzentrationen typisch für Zink, Chrom, Vanadium, Kupfer und Blei.

Viele giftige Elemente (Arsen, Quecksilber, Blei usw.) reichern sich aktiv in organischer Substanz an, die ständig aus dem Meerwasser entfernt wird. Folglich spielt dispergiertes organisches Material wie suspendierte Mineralien die Rolle eines globalen Sorptionsmittels, das den Gehalt an Spurenelementen reguliert und die Umwelt des Weltmeeres vor gefährlichen Konzentrationen schützt. Die Menge an Spurenelementen, die in dispergierter organischer Substanz gebunden sind, ist sehr wichtig, wenn man die Masse der darin enthaltenen Substanz berücksichtigt Sedimentgestein Hunderte Male größer als die Gesamtmenge aller Vorkommen an Steinkohle, kohlenstoffhaltigem Schiefer und Öl. Laut J. Hunt (1972), N.B. Vassoevich (1973), A.B. Ronova (1976) beträgt die Gesamtmenge an organischer Substanz in Sedimentgesteinen (1520)1015 Tonnen.

Die Mengen an Spurenelementen, die sich in der organischen Substanz der Sedimentschichten der Erde ansammeln, belaufen sich auf viele Milliarden Tonnen.

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Hydrosphäre (Wasserhülle der Erde), die den größten Teil davon einnimmt (mehr als 90\%$) und eine Ansammlung von Gewässern (Ozeane, Meere, Buchten, Meerengen usw.) ist, die Landgebiete (Kontinente, Halbinseln) umspülen , Inseln usw.) .d.).

Die Fläche des Weltozeans beträgt etwa 70 % der Fläche des Planeten Erde, was die Fläche des gesamten Landes um mehr als das Zweifache übersteigt.

Der Weltozean als Hauptteil der Hydrosphäre ist ein besonderer Bestandteil – die Ozeanosphäre, die Gegenstand der Wissenschaft der Ozeanologie ist. Dank dieser wissenschaftlichen Disziplin sind derzeit die Bestandteile sowie die physikalische und chemische Zusammensetzung der Weltmeere bekannt. Betrachten wir die Komponentenzusammensetzung des Weltozeans genauer.

Die Weltmeere können in ihre wichtigsten unabhängigen großen Teile unterteilt werden, die miteinander kommunizieren – Ozeane. In Russland, basierend auf etablierte Klassifizierung Aus dem Weltmeer wurden vier separate Ozeane unterschieden: Pazifik, Atlantik, Indischer Ozean und Arktis. In einigen anderen Ländern gibt es zusätzlich zu den oben genannten vier Ozeanen auch einen fünften – den Süden (oder die südliche Arktis), der die Gewässer der südlichen Teile des Pazifiks, des Atlantiks und des Indischen Ozeans rund um die Antarktis vereint. Aufgrund der Unsicherheit seiner Grenzen wird dieser Ozean jedoch in der russischen Ozeanklassifikation nicht unterschieden.

Meere

Die Bestandteile der Ozeane wiederum umfassen Meere, Buchten und Meerengen.

Definition 2

Meer- Dies ist ein Teil des Ozeans, der durch die Küsten von Kontinenten, Inseln und Bodenerhebungen begrenzt wird und sich von benachbarten Objekten in physikalischen, chemischen, ökologischen und anderen Bedingungen sowie in charakteristischen hydrologischen Merkmalen unterscheidet.

Basierend auf morphologischen und hydrologischen Eigenschaften werden die Meere in Randmeere, Mittelmeermeere und Interinselmeere unterteilt.

Randmeere liegen an den Unterwasserrändern von Kontinenten, Schelfzonen, in Übergangszonen und sind durch Inseln, Archipele, Halbinseln oder Unterwasserstromschnellen vom Ozean getrennt.

Die Meere, die auf kontinentale Untiefen beschränkt sind, sind flach. Zum Beispiel das Gelbe Meer maximale Tiefe entspricht 106 $ Metern, und die Meere, die sich in den sogenannten Übergangszonen befinden, zeichnen sich durch Tiefen von bis zu 4.000 $ Metern aus – Ochotsk, Beringowo und so weiter.

Das Wasser der Randmeere unterscheidet sich in seiner physikalischen und chemischen Zusammensetzung praktisch nicht davon offene Gewässer Ozeane, weil diese Meere eine ausgedehnte Verbindungsfront mit den Ozeanen haben.

Definition 3

Mittelmeer werden Meere genannt, die tief in das Land einschneiden und durch eine oder mehrere kleine Meerengen mit den Gewässern der Ozeane verbunden sind. Dieses Feature Mittelmeere erklärt die Schwierigkeit ihres Wasseraustauschs mit Ozeangewässern, der das besondere hydrologische Regime dieser Meere bildet. Zu den Mittelmeermeeren zählen das Mittelmeer, das Schwarze, das Asowsche, das Rote und andere Meere. Das Mittelmeer wiederum ist in Interkontinentalmeere und Binnenmeere unterteilt.

Zwischeninselmeere werden von den Ozeanen durch Inseln oder Archipele getrennt, die aus Ringen einzelner Inseln oder Inselbögen bestehen. Ähnliche Meere sind das Philippinische Meer, das Fidschi-Meer, das Banda-Meer und andere. Zu den Interinselmeeren gehört auch die Sargassosee, die keine klar festgelegten und definierten Grenzen hat, aber über ein ausgeprägtes und spezifisches hydrologisches Regime und besondere Arten von Meeresflora und -fauna verfügt.

Buchten und Meerengen

Definition 4

Bucht- Hierbei handelt es sich um einen Teil des Ozeans oder Meeres, der bis ins Land reicht, von diesem aber nicht durch eine Unterwasserschwelle getrennt ist.

Je nach Herkunftsart, hydrogeologischen Merkmalen, Formen der Küstenlinie, Form sowie ihrer Lage in einer bestimmten Region oder einem bestimmten Land werden Buchten unterteilt in: Fjorde, Buchten, Lagunen, Flussmündungen, Lippen, Flussmündungen, Häfen und andere. Der Golf von Guinea, der die Küste Zentral- und Westafrikas umspült, gilt als der flächenmäßig größte.

Ozeane, Meere und Buchten wiederum sind durch relativ schmale Teile des Ozeans oder Meeres miteinander verbunden, die Kontinente oder Inseln trennen – Meerengen. Die Meerengen haben ihr eigenes besonderes hydrologisches Regime und ein besonderes Strömungssystem. Die breiteste und tiefste Meerenge ist die Drake Passage, die sie trennt Südamerika und Antarktis. Seine durchschnittliche Breite beträgt 986 Kilometer und seine Tiefe beträgt mehr als 3.000 Meter.

Physikalisch-chemische Zusammensetzung der Gewässer des Weltozeans

Meerwasser ist eine stark verdünnte Lösung aus Mineralsalzen, verschiedenen Gasen und organischen Stoffen, die Suspensionen sowohl organischen als auch anorganischen Ursprungs enthält.

Im Meerwasser finden ständig eine Reihe physikalisch-chemischer, ökologischer und biologischer Prozesse statt direkten Einfluss für den Wandel allgemeine Zusammensetzung Lösungskonzentration. Die Zusammensetzung und Konzentration mineralischer und organischer Stoffe im Meerwasser wird aktiv durch Zuflüsse von Süßwasser in die Ozeane, Verdunstung von Wasser von der Meeresoberfläche, Niederschläge auf der Oberfläche des Weltozeans sowie die Prozesse der Eisbildung und -schmelze beeinflusst .

Anmerkung 1

Einige Prozesse, wie die Aktivität von Meeresorganismen, die Bildung und der Zerfall von Bodensedimenten, zielen darauf ab, den Gehalt und die Konzentration im Wasser zu verändern Feststoffe und als Folge davon eine Veränderung in der Beziehung zwischen ihnen. Die Atmung lebender Organismen, der Prozess der Photosynthese und die Aktivität von Bakterien beeinflussen die Änderung der Konzentration gelöster Gase im Wasser. Trotzdem beeinträchtigen alle diese Prozesse nicht die Konzentration der Salzzusammensetzung des Wassers im Verhältnis zu den in der Lösung enthaltenen Hauptelementen.

Im Wasser gelöste Salze und andere mineralische und organische Stoffe liegen überwiegend in Form von Ionen vor. Die Zusammensetzung von Salzen ist vielfältig; fast alle chemischen Elemente kommen im Meerwasser vor, der Großteil besteht jedoch aus folgenden Ionen:

• $Na^+$
• $SO_4$
• $Mg_2^+$
• $Ca_2^+$
• $HCO_3,\CO$
• $H2_BO_3$

Die höchsten Konzentrationen im Meerwasser enthalten Chlor – 1,9 %, Natrium – 1,06 %, Magnesium – 0,13 %, Schwefel – 0,088 %, Kalzium – 0,040 %, Kalium – 0,038 % und Brom – 0,0065 $, Kohlenstoff – 0,003 %$. Der Gehalt an anderen Elementen ist unbedeutend und beträgt etwa $0,05\%.$

Die Gesamtmasse der gelösten Materie im Weltmeer beträgt mehr als 50.000 Tonnen.

In den Gewässern und auf dem Grund des Weltozeans wurden Edelmetalle entdeckt, ihre Konzentration ist jedoch unbedeutend und ihre Gewinnung dementsprechend unrentabel. Meerwasser unterscheidet sich in seiner chemischen Zusammensetzung stark von der Zusammensetzung von Landgewässern.

Die Salzkonzentration und die Salzzusammensetzung in verschiedenen Teilen des Weltmeeres sind heterogen, die größten Unterschiede bei den Salzgehaltsindikatoren werden jedoch in den Oberflächenschichten des Ozeans beobachtet, was durch die Einwirkung verschiedener äußerer Faktoren erklärt wird.

Der Hauptfaktor, der die Salzkonzentration in den Gewässern der Weltmeere beeinflusst, sind Niederschläge und Verdunstung von der Wasseroberfläche. Der niedrigste Salzgehalt an der Oberfläche des Weltmeeres wird in hohen Breiten beobachtet, da in diesen Regionen ein Überschuss an Niederschlägen gegenüber Verdunstung, erhebliche Flussströmungen und Schmelzwasser auftritt schwimmendes Eis. Mit der Annäherung an die tropische Zone steigt der Salzgehalt. In äquatorialen Breiten nimmt die Niederschlagsmenge zu, der Salzgehalt nimmt hier wieder ab. Die vertikale Verteilung des Salzgehalts ist in verschiedenen Breitengraden unterschiedlich, aber tiefer als 1500 $ Meter bleibt der Salzgehalt nahezu konstant und hängt nicht vom Breitengrad ab.

Anmerkung 2

Neben dem Salzgehalt auch einer der wichtigsten physikalische Eigenschaften Meerwasser ist seine Transparenz. Unter Wassertransparenz versteht man die Tiefe, in der die weiße Secchi-Scheibe mit einem Durchmesser von 30 Zentimetern für das bloße Auge nicht mehr sichtbar ist. Die Transparenz von Wasser hängt in der Regel vom Gehalt an Schwebstoffen unterschiedlicher Herkunft im Wasser ab.

Die Farbe bzw. Farbe des Wassers hängt auch maßgeblich von der Konzentration an Schwebeteilchen, gelösten Gasen und anderen Verunreinigungen im Wasser ab. Die Farbe kann von Blau-, Türkis- und Blautönen in klaren tropischen Gewässern bis hin zu Blaugrün-, Grün- und Gelbtönen in Küstengewässern variieren.

In vielerlei Hinsicht bleibt diese Geosphäre geheimnisvoll. Somit hat die Entwicklung der Astronautik die „offensichtliche“ Wahrheit über die Nulloberfläche des Weltozeans widerlegt. Es stellte sich heraus, dass die Wasseroberfläche auch bei völliger Ruhe ein eigenes Relief aufweist. Senken und Hügel mit einer absoluten Überschreitung von mehreren zehn Metern sammeln sich über Entfernungen von Tausenden von Kilometern an und sind daher unsichtbar. Bemerkenswert sind fünf Planetenanomalien (in Metern): Indien minus 112, Kalifornien minus 56, Karibik plus 60, Nordatlantik plus 68, Australier plus 78.

Die Gründe für solche stabilen Anomalien sind noch nicht geklärt. Es wird jedoch angenommen, dass Hebungen und Senkungen der Oberfläche des Weltozeans mit Schwerkraftanomalien verbunden sind. Das mehrschichtige Modell des Planeten sieht eine Erhöhung der Dichte jeder nachfolgenden Schicht in der Tiefe vor. Die Grenzen zwischen unterirdischen Geosphären sind ungleichmäßig. Die Berge der Mohorovicic-Oberfläche sind doppelt so hoch wie der terrestrische Himalaya. In Tiefen von 50 bis 2900 Kilometern können die Quellen von Schwerkraftanomalien Zonen von Phasenübergängen der Materie sein. Aufgrund von Störungen weicht die Schwerkraftrichtung von der radionalen Richtung ab. Man geht davon aus, dass es in einer Tiefe von 400 – 900 Kilometern Massen geringer Dichte und Massen besonders dichter Materie gibt. Unter positiven Dichteanomalien der Meeresoberfläche gibt es Massen erhöhter Dichte und unter Depressionen dekompaktierte Massen. kann verwendet werden, um das Relief des Weltozeans zu erklären. Die Ausmaße der Wasseroberflächenanomalien entsprechen großen Inhomogenitäten der inneren Oberfläche, die nicht nur mit Phasenübergängen der Materie, sondern auch mit der anfänglich unterschiedlichen Materie protoplanetarer Module verbunden sind. Auf der Erde wieder vereint und relativ leichtes Material Mondlandefähren und relativ schweres Material. Im Jahr 1955 fiel der Twin-City-Meteorit im Süden der USA, der zu 70 Prozent aus Eisen und zu 30 Prozent aus Nickel bestand. Die für solche Meteoriten typische martensitische Struktur wurde beim Twin City-Meteoriten jedoch nicht gefunden. Der amerikanische Wissenschaftler R. Knox vermutete, dass es sich bei diesem Meteoriten um ein unverändertes Fragment eines Planetesimals handelt, aus dem insbesondere vor Milliarden von Jahren Planeten entstanden sind. Das Vorhandensein einer Substanz, die dem Twin City-Meteoriten entspricht, in den Tiefen der Massen wird die stabile Existenz von Schwerkraftanomalien gewährleisten.

Wie bereits erwähnt, fallen die Anomalien der Oberfläche des Weltozeans und die Projektionen von Strahlungsanomalien räumlich zusammen. Es ist möglich, dass Störungen im Schwerefeld und Magnetfeld haben einen inneren Grund, der mit der primären Heterogenität des Planeten zusammenhängt.

Die Oberfläche des Weltozeans wird sorgfältig von bemannten und automatischen Satelliten untersucht. Der Geo-3-Satellit stellte über der Ostküste Australiens in einer Entfernung von 3200 Kilometern einen Höhenunterschied der Meeresoberfläche von 2 m fest: den Wasserstand bei Nordküste Festland oben. Der 1978 gestartete Spezialsatellit Sisat vermisst die Wasseroberfläche mit einer Genauigkeit von 10 Zentimetern.

Nicht weniger interessant ist das Problem der inneren Wellen des Weltozeans. Mitte des 18. Jahrhunderts bemerkte B. Franklin während einer Seereise, dass das Öl in der Lampe nicht auf Schaukeln reagierte und in der Schicht unter dem Öl regelmäßig eine Welle auftrat. B. Franklins Veröffentlichung war der erste wissenschaftliche Bericht über Unterwasserwellen, obwohl das Phänomen selbst den Seeleuten wohlbekannt war.

Manchmal, bei ruhigem Wind und wenig Seegang, verlor das Schiff plötzlich an Geschwindigkeit. Die Matrosen sprachen über das Geheimnisvolle „ totes Wasser„Aber erst nach 1945 begann man mit der systematischen Erforschung dieses Phänomens. Es stellte sich heraus, dass in völliger Ruhe in der Tiefe Stürme von beispielloser Stärke tobten: Die Höhe der Unterwasserwellen erreicht 100 Meter! Die Wellenfrequenz liegt zwar zwischen einigen Minuten und mehreren Tagen, aber diese langsamen Wellen durchdringen die gesamte Wasserschicht des Ozeans.

Möglicherweise war es die interne Welle, die den Tod des amerikanischen Atom-U-Bootes Thrasher verursachte: Das Boot wurde von der Welle plötzlich in große Tiefen getragen und zerquetscht.

Einige interne Meereswellen werden durch Gezeiten verursacht (die Dauer solcher Wellen beträgt einen halben Tag), andere durch Wind und Strömungen. Allerdings reichen solche natürlichen Erklärungen nicht mehr aus, sodass zahlreiche Schiffe rund um die Uhr Beobachtungen im Meer durchführen.

Der Mensch hat schon immer versucht, in die Tiefen des Weltozeans vorzudringen. Der erste Abstieg einer Unterwasserglocke auf dem Fluss Tejo wurde im Jahr 1538 aufgezeichnet. 1911 sank der Amerikaner G. Hartmann im Mittelmeer auf die Rekordtiefe von 458 Metern. Experimentelle U-Boote erreichten eine Tiefe von 900 Metern (Dolphin im Jahr 1968). Bathyscaphes stürmten die Supertiefen. Am 23. Januar 1960 sanken der Schweizer J. Picard und der Amerikaner D. Walsh bis zu einer Tiefe von 10.919 Metern auf den Grund des Marianengrabens. Dabei handelt es sich nicht nur um Fälle, die die technischen und willensmäßigen Fähigkeiten eines Menschen demonstrieren, sondern auch um ein direktes Eintauchen in den „Ozean der Geheimnisse“.

Im Laufe der geologischen Zeit hat sich der Salzhaushalt des Weltmeeres und der festen Erdkruste verändert. Der durchschnittliche Salzgehalt des Meerwassers beträgt 34,7 ppm, seine Schwankungen betragen 32-37,5 ppm.

Hauptionen des Weltozeans (in Prozent): CI 19,3534, SO24- 2,707, HCO 0,1427, Br- 0,0659, F- 0,0013, H3BO3 0,0265, Na+ 10,7638, Mg2+ 1,2970, Ca2+ 0,4080, K+ 0,3875, Sr2+ 0 .0136/

Durch die Entgasung der Tiefen des Planeten, die Zerstörung des Meeresbodens, Winderosion und die biologische Zirkulation der Materie wird der Ozean mit Ionen aus verschiedenen Quellen aufgefüllt. Eine große Anzahl von Ionen kommt mit dem Flussabfluss. Das gesamte Land mit einem gesamten Flussdurchfluss von 33.540 Kubikkilometern liefert über zwei Milliarden Tonnen Ionen pro Jahr.

Die Wassermasse des Weltozeans ist heterogen. In Analogie zur Atmosphäre begannen Wissenschaftler, volumetrische Massengrenzen im Weltozean zu identifizieren. Aber wenn in der Atmosphäre Zyklone und Antizyklone mit einem Durchmesser von tausend Kilometern häufig vorkommen, dann sind die Wirbel im Ozean zehnmal kleiner. Die Gründe liegen in der größeren hydrostatischen Stabilität der Wassermassen und dem großen Einfluss seitlicher Küstengrenzen; Darüber hinaus sind Dichte, Viskosität und Dicke des Ozeans unterschiedlich. Aber die Hauptsache ist, dass sich Wasser mit unterschiedlichem Salzgehalt und unterschiedlichen Verunreinigungen nicht gut vermischen lässt. Interne Wasserströmungen, Wind und Wellen erzeugen eine homogene Schicht an der Meeresoberfläche. Die vertikale Schichtung des Weltozeans ist sehr stabil. Es gibt jedoch nur begrenzte „Fenster“ für die vertikale Bewegung von Wasser unterschiedlicher Temperatur und Salzgehalt. Besonders wichtig sind die „Auftriebszonen“, in denen kaltes Tiefenwasser an die Meeresoberfläche aufsteigt und erhebliche Massen und Massen abtransportiert Nährstoffe.

Die Grenzen zwischen Wassermassen sind von Flugzeugen und Weltraumsatelliten aus deutlich sichtbar. Dies ist jedoch nur ein Teil der Grenzen der Wassermassen. Ein erheblicher Teil der Grenzen liegt in der Tiefe verborgen. K. N. Fedorov macht auf ein erstaunliches Phänomen aufmerksam: Wasser Mittelmeer, die sich in der unteren Schicht der Straße von Gibraltar ergießen, die Hänge des Schelfs und des Kontinentalhangs hinunterfließen, sich dann in Tiefen von etwa tausend Metern vom Boden lösen und in Form einer mehrere Hundert Meter dicken Schicht den gesamten Atlantik überqueren. In der Richtung von Ost nach West ist die Mittelmeerwasserschicht in dünne Schichten unterteilt, die aufgrund des höheren Salzgehalts und der erhöhten Temperatur in einer Tiefe von 1,5 bis 2 Kilometern in der Sargassosee deutlich sichtbar sind. Das Wasser des Roten Meeres ergießt sich hinein Indischer Ozean. Im Roten Meer selbst sind thermische erzhaltige Solen von einer zwei Kilometer langen Wasserschicht bedeckt, deren Temperatur unter 20–30 °C liegt. Sie vermischen sich jedoch nicht. Thermalwasser wird auf 45-58 °C erhitzt und ist stark mineralisiert (bis zu 200 Gramm pro Liter). Die Obergrenze des Thermalwassers wird durch eine Reihe scharfer Dichtestufen dargestellt, bei denen Wärme- und Stoffaustausch stattfindet.

Somit werden die Wassermassen des Weltmeeres nach unterteilt natürliche Gründe in isometrische Bereiche, Schichten und dünnste Zwischenschichten. In der Praxis werden diese Eigenschaften häufig in versteckten Passagen genutzt U-Boote. Dies ist jedoch noch nicht alles. Es stellt sich heraus, dass es auch ohne möglich ist Betondämme und Zäune, um künstlich schwer überwindbare Grenzen von Gewässern mit unterschiedlichem Salzgehalt und unterschiedlicher Temperatur zu schaffen, und das ist der Weg zur Schaffung kontrollierter Aquakulturzonen. Beispielsweise gibt es Vorschläge, vor der Küste Brasiliens einen künstlichen „Auftrieb“ zu erzeugen, indem Pumpen zur „Düngung“ von Oberflächengewässern eingesetzt werden, was die Möglichkeiten erhöhen wird.