img-417193806

1.1. Формирование солевой массы океана	11
При взаимодействии первичного	кислого раствора с силика­

тами горных пород в процессе эрозии из них извлекались эквива­ лентные количества щелочных, щелочноземельных и других элементов. В воде устанавливались кислотно-щелочные равнове­ сия, и океан изначально приобретал определенный солевой состав. По-видимому, до тех пор, пока над молодым океаном сохранялись кислые газы, пополняемые дегазацией мантии, океанический рас­

твор имел кислую или слабокислую реакцию. Продолжавшееся

выветривание силикатов и алюмосиликатов и гидролиз образую­ щихся солей все более приближалй активную реакцию океаниче­

ского раствора к нейтральной.

Рассматривая солевой состав современного океана, можно установить несоответствие между количествами анионов и катио­ нов, если бы они поступали в раствор только от разрушения горных пород. По оценке В. М. Гольдшмидта, на 1-кг воды совре­ менного океана приходится 0,6 кг первичной изверженной породы,

полностью разрушившейся в процессе химического выветривания. О соотношении между изначально привнесенным и современным

содержанием элементов в воде океана дает представление табл. 1.1. Из приведенных в ней данных можно заключить, что

происхождение главных катионов солевого состава воды океана связано с выветриванием изверженных горных пород и последую­

щим выносом катионов				речным	стоком,	а происхождение			боль­
шинства анионов — с дегазацией мантии.
								Таблица 1.1
Роль процессов		выветривания изверженных пород в накоплении элементов
		в океане, по В. М. Гольдшмидту (1954)
	Внесено	в	океан ,	С одерж и тся		Внесено	в океан,	С одерж и тся
				в океане,				в	океане,
Э лем ент	г / 0 ,6 кг	перви ч ­		°/оо	Элемент	г /0 ,6 кг	перви ч ­		°/оо
	ных	пород		по м ассе		ных пород		по м ассе
CI	0,29			19,350	Na	17,0		10,764
Вг	0,0030			0,0659	К	15,0		0,388
S	0,300			0,900	M g	13,0		1,297
в	0,002			0,0045	Са	22,0		0,4080
F	0,160			0,0013	Sr	0,25		0,008
П р и м е ч а н и е .			Баланс	рассчитан	по содержанию Na в воде			океана.

В верхних слоях первичной атмосферы происходили измене­ ния ее состава за счет фотохимических реакций под влиянием жесткого космического излучения:

СН4+ 2Н20 = С02+ 4Н2;

2NHs= N2+ 3H2;

2Н20 = 2Н2+ 02.

12	Глава 1. Эволюция химического состава вод океана

Первые порции освобождающегося кислорода должны были расходоваться,на окисление восстановленных газов:

СН4+ 202= С02+ 2Н20; 4NH3+ 302= 6Н20 + 2N2; 2H2S + 02= 2Н20 + 2S,

ина окисление растворенного в воде океана двухвалентного же­

леза до трехвалентной гидроокиси FeO(OH). Водород, как наи­ более легкий газ, диссипировал в космическое пространство, азот

идвуокись углерода накапливались в атмосфере. Постоянный прирост С02в атмосфере и растворение ее в океане имели след­ ствием вытеснение в осадок кремнекислоты и появление в рас­ творе гидрокарбонатных ионов:

HSiOF+ С02+ Н20 ^ H2Si03+ НС0з~

которые способствовали в дальнейшем изменению активной реак­

ции воды	от нейтральной к слабощелочной и совместно с про­
цессом	,
	NaHSi03+ НС1 = H2Si03+ NaCl

превращали состав раствора из исходного хлоридного в хлориднокарбонатный, обладающий буферными свойствами.

В течение архея и протерозоя (3,4—0,56 млрд. лет назад) действие вышеназванных процессов приводило к постепенному изменению восстановительных условий в океане и атмосфере на окислительные. По данным стратиграфических и геохимических исследований, кислород в заметных количествах стал появляться в атмосфере 2,2 млрд. лет назад, а в сравнительно больших коли­ чествах (0,001 от современного) — около 1,2 млрд. лет назад. Появление свободного кислорода привело к окончательному окис­

лению	СН4-*-С02 и переходу производных	серы S, H2S и S02
в S03,	что обеспечило появление 'в океане	сульфатных ионов и

превращение воды океана в карббнатно-сульфатно-хлоридный раствор. Появились и другие кислородсодержащие ионы: нитритные, .нитратные, борной и фосфорной кислот.

Одновременно с перестройкой атмосферы происходил синтез сложных органических веществ. На ранней стадии развития Земли в атмосфере еще не было слоя озона, экранирующего земную поверхность от жесткого ультрафиолетового излучения. Полагают, что под действием этого излучения, а также в вулкани­ ческих эманациях был возможен радиогенный, или фотогенный, синтез органических веществ. Подтверждением такой возможности служит обнаружение в. каменных углистых метеоритах серии сложных органических веществ — углеводов, жиров, аминокислот, порфиринов и других, происхождение которых имеет фотогенный характер. Лабораторными опытами (С. Л. Миллер, 1953, 1955)

1.1. Формирование солевой массы океана

13

также доказано, что воздействие электрических зарядов на смесь газов СН4, NH3, Н20 и Н2приводит к синтезу полигидроксильных

соединений, аланина, глицина и других аминокислот— строитель­ ных блоков живого вещества. В современных вулканических газах неоднократно обнаруживали синильную кислоту, альдегиды и раз­ личные аминокислоты.

Таким образом создались условия, благоприятные для возник­ новения простейших живых организмов. Однако их развитие по­ требовало многих миллионов лет, поскольку вероятность соедине­ ния первичных блоков в молекулу белка была крайне малой.

Древние моря представляли собой очень разбавленный

«бульон» из протобиологических веществ. Его концентрирование, по Ч. Дарвину и Дж. Берналу, могло происходить в результате

испарения мелководных бассейнов или на поверхностях раздела фаз — на взвешенных частицах и в морской пене. По образному

выражению Дж. Бернала, жизнь, подобно Афродите, родилась из морской пены. Важным фактором в борьбе с разрушающими

силами внешней среды могла быть структурная стабилизация агрегатов протобиологических веществ, обусловленная полимери­ зацией фрагментов аминокислот, которые укреплялись гидратными

оболочками.

Зарождение жизни связывают с началом образования двойных сахаро-фосфатных спиральных нитей высокополимерных нуклеи­ новых кислот, на которых закреплены последовательности осно­ ваний, послужившие «кодами» для синтеза белков. Эти двойные

нити были способны	при	некоторых условиях разворачиваться
в одинарные спирали	и	синтезировать на каждой из них недо­

стающую спираль, т. е. порождать пару себе подобных и переда­

вать им информацию о процедурах синтеза белков. - Следующей стадией развития органических агрегатов" могли

быть коацерватные капли, по структуре близкие протоплазме живой клетки, но еще лишенные оболочки. Согласно А. И. Опа­ рину, коацерватные капли являлись предшественниками, живых организмов. Создание живой клетки базировалось на'свойстве молекул липидов группироваться в слои или пленки, которые сделали возможным отделение внутренней части коацерватов от

окружающей среды.

Первыми живыми организмами, имеющими ферментативный способ питания, аналогичный брожению с использованием гото­

вых органических веществ в качестве источника энергии, были организмы типа вирусов. Первичные микроорганизмы, питаясь

готовой органикой небиологического происхождения, могли осу­ ществлять, например, бескислородное разложение белков и амино­ кислот (гниение) или углеводородов (брожение). В процессе эволюции микроорганизмов, вынуждаемой недостатком' подходя­ щих для пищи готовых органических веществ, у них развилась способность синтезировать необходимые для самосохранения орга­

14 Глава 1. Эволюция химического состава вод океана

нические молекулы из неорганических. Наиболее эффективным

способом оказался фотосинтез, это геохимическое чудо, не имею­ щее аналогов на других планетах солнечной системы. Пионерами

в этой области были, по-видимому, микроскопические сине-зеленые

водоросли цианофиты, по структуре клетки и способу размноже­ ния сходные с бактериями.

Фотосинтез привел к окончательной перестройке газового рав­ новесия океана с атмосферой и создал новую окислительную биосферу. Содержание С02 в атмосфере благодаря его поглоще­

нию водорослями резко понизилось и регулировалось теперь только скоростью поступления его из недр Земли. Стабилизиро­ валась карбонатная система океана, что при фотосинтетическом извлечении СОг из воды (повышение pH) и наличии больших концентраций растворенного кальция привело к пределу раство­ римости СаСОз и создало условия для развития видов фитопланк­ тона, выделяющего из воды карбонат кальция. По присутствию органических веществ толща вод океана разделилась на три слоя: поверхностный активный, промежуточный, глубинный. С момента насыщения воды карбонатом кальция главным фактором, стаби­ лизирующим и регулирующим pH раствора, стала карбонатная система взамен действовавшей ранее алюмосиликатной системы.

Накопление свободного кислорода привело к образованию в верхних слоях атмосферы слоя озона, защищавшего поверхность

Земли от губительного ультрафиолетового излучения и предоста­ вившего растительному миру возможность развиваться на суше.

Это также способствовало	нарастанию содержания кислорода
в атмосфере. Точка Пастера	(содержание атмосферного кислорода

около 0,01 от современного), при которой организмы переходят

от использования энергии ферментативного (анаэробного) броже­ ния к более эффективному окислению при дыхании, была достиг­

нута около 600 млн. лет назад.

Заключительная стадия развития атмосферы и океана Земли — фанерозой — охватывает период от 570 млн. лет назад до наших дней. Этот период характеризуется дальнейшим нарастанием содержания кислорода и азота в атмосфере, накоплением в океане хорошо растворимых продуктов химического выветривания земной

коры (ионов Cl-, SC>4~, Na+, К+), образованием мощных толщ

осадочных известняков и доломитов в океане, карбонатных, суль­ фатных и хлоридных солей на дне внутренних морей. С матери­ ковым стоком в океан стали поступать циклические соли (ионы

Са2+, Mg2+, Cl-, SO4-,		Na+,	НСОз~)— продукты	выветривания
осадочных пород,	повторно		возвращающиеся в	океан	и моря.
К концу палеозоя	(около 200		млн. лет назад) химический состав
океана был в основном		сформирован и сравнительно			немного

отличался от современного. Доказательством может служить состав осадочных пород, образовавшихся на месте высохших

1.2. Солевой баланс океана

15

древних морей, например Цехштейнового моря на территорий Западной Европы. Соотношения между главными ионами этих солей, хорошо сохранившихся под слоем осадочных глин, обнару­ живают близкое сходство с составом вод современного оТсеана (табл. 1.2), хотя в то время было ещ более заметным преобла-

Таблица 1.2

Соотношения между массами ионов солей Цехштейнового моря и современного океана, по Я. В. Самойлову

Ионы Ц ехш тейновое м оре Соврем енны й океан

Na+: К+	34,5	27,7
Na+: Са2+	27,9	35,6
Na+: Mg2+	24,0	8,2
Cl-: Na+	1,63	1,81
Cl-: SO|-	10,1	7,2

дание натрия над калием и магнием, хлоридных ионов над суль­ фатными и несколько меньшим — преобладание натрия над кальцием.

1.2. С о л е в о й б а л а н с о к е а н а

Сходство составов древних морей и современного океана ука­ зывает на установление после палеозоя динамического равнове­ сия между поступлением солей от разных источников в водную толщу океана и удалением соЛей в донные осадки. Солевой ба­ ланс океана формируется под воздействием как внешних факторов (материковый сток, атмосфера, недра Земли), так и происходящих в самом океане физических, химических, биологических и био­ химических процессов.

Солевой баланс океана складывается из следующих основных приходных и расходных статей.

1 .2 .1 .	П р и х о д н а я	ч а с т ь	с о л е в о г о б а л а н с а	о к е а н а .	В	воду
океанов	и морей соли	поступают: 1) с материковым			стоком;
2) с продуктами дегазации мантии; 3) через атмосферу;					4)	при
растворении осадков и изверженных пород на дне океана.
1.	Соли, выносимые в		океан материковым	стоком,	по их про­

исхождению разделяются на: продукты выветривания извержен­ ных пород; поступающие непосредственно на материк продукты дегазации мантии; соли осадочных пород морского происхожде­

ния; морские соли, выносимые ветром с поверхности океана. Годовой материковый сток составляет 46,0-103км3, в том числе

речной сток 40,5 -103км3, ледовый сток 3,3 • 103км3и подземный

16 Глава 1. Эволюция химического состава вод океана

сток 2,2-10®км3 (М. И. Будыко, А, А. Соколов, 1974). Согласно О. А. Алекину (1974), средняя минерализация вод мирового реч­ ного стока равна 76,8 мг/л при выражении карбонатов в виде

НСО”. Следовательно, весь речной сток ежегодно выносит в океан около 3,1 -109 т солей. При средней минерализации талых вод

Антарктиды и Арктики 0,01 г/л ежегодно от таяния пресных мате­ риковых льдов в океан поступает 0,03 •109т солей. По И. С. Зацкеру и Г. П. Калинину (1974), подземный сток в океан из.верхней 200-метровой гидродинамической зоны характеризуется минера­

лизацией от 0,1 до 1,0 г/л и дает океану солей в среднем 1,2 X X Ю9т/год. Кроме того, по А. П. Лисицыну (1974), реки ежегодно

выносят в океан 18,5-109т твердых взвесей, из которых 1% рас­ творяется, что дает округленно 0,2-109т солей.

2. Летучие продукты дегазации мантии поступают в атмо­ сферу и на дно океана при извержении вулканов, а также систе­ матически из фумарол, трещин и горячих источников. В состав этих продуктов, кроме водяного пара, входят двуокись углерода С02 [до 15 % (по объему)], метан (до 3 %), хлор (до 7 %), окись

углерода	(до 8%), водород (до 5%). При температурах 800—
1000 °С из	вулканических	лав отгоняются, кроме водяных паров,
кислые дымы НС1 и HF, при 500 °С — сера и ее соединения H2S,
S02 и другие, при более		низких температурах — борная	кислота
и соли аммония. Ряд вулканических газов (NH3, СН4, S, H2S, СО)
быстро окисляется кислородом в воде и атмосфере.
По ориентировочной оценке Н. М. Страхова (1976), надводный
и подводный вулканизм		ежегодно поставляет в океан	(0,04—

0,06)Х Ю9т растворенных веществ.

3. Минерализация атмосферных осадков, выпадающих на по­ верхность океана, составляет в среднем 8—10 мг/л. Следовательно, при объеме осадков 4,6-105км3/год океан получает из атмосферы около 4,5-Ю0т солей. Часть из них представляет собой продукты недр Земли, другая часть имеет материковое происхождение, и третья часть — это соли, появившиеся в атмосфере в результате ветрового выноса брызг и физического испарения солей вместе с водяным паром с поверхности океана.

Существенное значение имеет эоловый вынос пыли материко­ вого и вулканического происхождения. По расчетам А. П. Лиси­ цына (1974), на поверхность океана ежегодно выпадает (1,0— 1,6)-109т пылевых частиц (средний размер 10 мкм), главным образом из аридных зон. Полагают, что по мере опускания пыле­ вых частиц на дно 1—10 % их общего количества растворяется

вводе. Это составляет в среднем 0,05-109т солей.

4.Растворение донных осадков может происходить на всех глубинах. Для карбоната кальция оно ограничено условием повы­ шенного содержания растворенной С02. Вместе с выветриванием

алюмосиликатов и частичным . растворением других соединений,

1.2. Солевой баланс океана								17
по ориентировочной оценке В.			Н.	Иваненкова,		общее	количе­
ство	растворяющихся донных		осадков за		год	близко к		1%
всего	осадочного	материала, т. е. 0,2 -109 т.			Примерно		0,1 -109 т
солей	приходит в	придонные	слои	океана	из грунтовых			рас­

творов.

1.2.2.Расходная часть солевого баланса океана. Потери солей

из воды океана происходят при: 1) выпадении солей в осадок; 2) отделении морей и заливов; 3) срыве брызг воды ветром и фи­ зическом испарении солей; 4) пропитывании илов и пород на дне;

5)адсорбции взвесями и донными осадками.

1. Имеются основания полагать, что все выносимые реками

ионы кальция, гидрокарбонатов и некоторая часть магния выпа­ дают в осадок, тогда как ионы хлоридные, сульфатные, натрия, калия и большая часть магния остаются в растворе. По оценке

О. А. Алекина (1974), за счет речного стока ежегодно выпадает

1234-106т GaC03и 71,4-106т MgC03. С учетом выпадения мине­ ральных коллоидов при встрече речных вод с морскими суммар­ ное осаждение солей составит 2,6-109т/год.

2. Уменьшению солевой массы океана способствует потеря со­ лей при испарении морской воды в мелководных полуизолирован-

ных заливах и лагунах. Так, залив Кара-Богаз-Гол с соленостью 180 %о до постройки заградительной плотины, по расчетам

С. В. Бруевича (1937), обеспечивал изъятие из Каспийского моря

солей 260 -106т/год.

В прошлом от океана отделялись и полностью высыхали об­ ширные материковые моря и заливы, после которых остались мощные залежи солей. Последовательность кристаллизации солей в процессе испарения морской воды, по И. Н. Лепешкову и Б. Я- Розену (1972), представляется следующим рядом: 1) каль­

цит СаС03; 2) магнезит MgC03; 3) доломит CaC03-MgC03; 4) несквегонит MgC03-3H20; 5) гипс CaS0 4 -2H20 ; 6) ангидрит

CaS04; 7) глауберит CaS0 4 -Na2S0 4; 8) тенардит Na2S04; 9) ми­

рабилит Na2SC>4-ЮН20;	10) астраханит Na2S0 4 -MgS0 4 -4H20 ;
11) хлористый натрий NaCl; 12) хлористый калий КС1;		13) кар­
наллит KCl-MgCl2-6H20;	14) эпсомит MgS04-7H20;	15) гекса­

гидрит MgS04-6H20 и другие гидраты сульфата магния; 16) каи­ нит KCl-MgS04-3H20; 17) бишофит MgCl2-6H20.

Порядок выпадения солей может меняться в зависимости от температуры и других условий. В конечных эвтонических рассо­ лах накапливаются бром, йод, литий, бор, рубидий, цезий и другие элементы. Из концентрированных рассолов могут выпадать бо­ раты: бура Na2B407, боронатрокальцит Ca0-Na20-3B20-6H20,

гидробороцит СаМ^Вб0ц-6Н20 и др.

О масштабах осадкообразования во внутренних морях свиде­ тельствует количество отложе-нн-ы-^-^сарбонатов. которые на тер­

ритории Русской платформы, по А.		tirarBrPoiHOBy
(1956), составляют до 47 %	'""Ч'С	Сфдер-
■		, * Кг/'* J

18 Глава 1. Эволюция химического состава вод океана

жание же солей в осадочных породах всей земной коры достигает 40-1016т, т. е. намного больше общего количества солей в Миро­ вом океане. В последующие эпохи часть осадочных солей раство­

рялась подземными водами и выносилась в океан (циклические соли).

В настоящее время суммарное осаждение солей в полуизоли-

рованных бассейнах засушливых районов Земли ориентировочно оценивается в 0,6-1О9т/год.

3. Потери солей при уносе ветром брызг воды с поверхности океана совершаются в значительных масштабах. Однако большая часть этих солей возвращается в океан с атмосферными осадками, оставшаяся часть переносится воздушными потоками на материки, где выпадает с дождями. По расчетам С. В. Бруевича, Е. 3. Кулик и В. Н. Иваненкова (1967, 1971), на долю разности между испа­ рением солей и возвращением их в океан приходится 0,5-109т/год. Это количество солей с воздушными потоками попадает на ма­ терики.

4. Потери солей на пропитывание илов и инфильтрацию не поддаются оценке.

Выносимые в океан взвеси являются преимущественно алюмо­ силикатами, они проявляют способность к адсорбции катионов. Эти частицы уже имеют на своей поверхности адсорбированные катионы, которые в соответствии с новыми условиями равновесия

обмениваются на катионы из состава воды океана. Особенно энергично адсорбируются взвесями многозарядные катионы —

ионы тяжелых металлов. Адсорбционными свойствами обладают взвешенные и коллоидные частицы, образующиеся в океане:

СаСОз, Fe(OH)3, А1(ОН)3, органические коллоиды. Некоторые из них проявляют поглотительную способность и по отношению

к анионам.

.0 размерах адсорбции можно судить по поглощенному ком­ плексу. У глинистых частиц он составляет 0,1—0,25 % для каоли­ нита и до 2 % Для монтмориллонита от массы породы. А ведь в океан только речные воды вносят ежегодно более 12-109т

взвесей. • Адсорбция главных ионов из океана взвесями и донными осад­

ками оценивается в настоящее время в 1,2-109т/год (В. Н. Ива­

ненков, О. К- Бордовский, 1979).

Перечисленные составляющие годового солевого баланса океана сведены в табл 1.3. Из приведенных данных следует, что ежегодное поступление солей с суши и дна океана компенсируется их удалением в донные осадки и на материки.

Кроме того, постоянно происходит изъятие и одновременное поступление веществ в результате перераспределения их внутри

океана. В широких масштабах идет извлечение			из	воды ряда
элементов	приассимиляции	их организмами	и		выделение
в раствор	при биохимическом	распаде органического			вещества.

1.2. Солевой баланс океана

Т а б л и ц а

1.3

Внешний годовой круговорот суммы ионов основного солевого состава вод

Мирового

океана (109 т), по В. Н.

Иваненкову

и О.

К. Бордовскому

(1979)

С оставляю щ ие круговорота

П осту п ­

У даление

ление

И о н н ы й с т о к :

—

р еч н о й

3 ,1

п р е с н ы х

п о д з е м н ы х

в о д

1,2

:—

пр и т а я н и и а н т а р к т и ч е с к и х и а р к т и ч е с к и х л ь д о в м а ­

0 , 0 3

' —

т е р и к о в о г о п р о и с х о ж д е н и я

П о с т у п л е н и е с о л е й :

пр и р а с т в о р е н и и в з в е с е й р е ч н о го с т о к а

0 , ?

—

пр и р а с т в о р е н и и ч а с т и ц п ы л и и з а т м о с ф е р ы

0 ,0 5

—

п р и р а с т в о р е н и и д о н н ы х о с а д к о в

0 , 2

—

п р и д е с о р б ц и о н н ы х и д и ф ф у з и о н н ы х п р о ц е с с а х

0 , 1

—

-—

при р а с т в о р е н и и в у л к а н и ч е с к и х и

п о с т в у л к а н и ч е с к и х

0 ,0 5

п р о д у к т о в

В ы н о с со л е й

н а с у ш у

пр и и с п а р е н и и

о к е а н с к и х

в о д

—

0,5

О с а ж д е н и е

и.

к о а г у л я ц и я со л е й

—

2,5

О с а ж д е н и е

с о л е й пр и

и с п а р е н и и м о р с к о й

в о д ы

в

п о л у -

—

0,6

,

к з э л и р о в а н н ы х м о р с к и х л а г у н а х

—

С о р б ц и я и о н о в д о н н ы м и о с а д к а м и и

в з в е с я м и

1,2

И т о г о

4 , 9

4 , 9

П р и м е ч а н и е . П о г р е ш н о с т ь р а с ч е т о в ± 1 0 %

с у м м ы п о с т у п л е н и я с о л е й .

Эти мощные процессы почти

целиком

определяют

круговорот

кремнекислоты,

неорганического

фосфора

и

связанного

азота

в океане.

Отдельные составляющие солевого баланса измеряются мил­ лионами и миллиардами тонн. Однако, если учесть сравнительно большую погрешность балансовых расчетов (±10 %) и громад­ ную массу единовременно присутствующих в океане солей (47,8 X X Ю15т), то выявить какую-либо общую тенденцию изменения солевой массы океана пока не представляется возможным. Дейст­ вительно, из сравнения общего запаса, например, хлоридных ионов в океане по данным табл.. 1.4 с ежегодным выносом хлоридов речным стоком (228-106т) следует, что для увеличения хлорности океанской воды под влиянием существующего материкового стока хотя бы на 0,02 %о, т. е. на погрешность химико-аналитического определения хлорности, потребуется 120 000 лет.

Тем не менее однонаправленно протекающие процессы дега­ зации мантии и выветривания массивных пород постепенно обо­

гащают океан хлоридными и сульфатными ионами, а также ионами натрия, калия, магния, создавая тем самым положитель­

ный солевой баланс Мирового океана.

20		Глава 2. Химический состав вод океана
				Т а б л и ц а		1.4
Общий запас	компонентов	основного солевого	состава	в Мировом	океане	при
средней солености 34,71 %0		( 2 ч = 34,887 %о по	массе) и объеме вод		Мирового
	океана 1,37*109 км3, по В. Н. Иваненкову (1979)
Ион	Общий	зап ас , 1015 т		Общий зап ас, 1015		т
N a +	1 4 ,6 2 3 5		S O ; ; -	3 ,6 8 5 2
С а 2+		0 ,5 5 9 4	HCOJ	0 ,1 9 3 4
M g 2+		1 ,7 5 8 4
К +		0 ,5 4 2 2	Вг-	0 ,0 9 1 5
S r+		0 ,0 1 0 8	F -	0 ,0 0 1 8
C l -	2 6 ,2 9 4 3		НзВОз	0 ,0 3 4 8
			С у м м а	4 7 ,7 9 5 3

Глава 2

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ВОД ОКЕАНА
И ОСОБЕННОСТИ ЕГО ОПРЕДЕЛЕНИЯ
2.1. Характеристика химического состава вод океана л
Аккумулируя поверхностные и подземные	материковые воды,
дренирующие разнообразные изверженные и	осадочные породы

земной коры й имеющие различную минерализацию, океан испа­ ряет воду с очень малой минерализацией. Как следствие водные

массы и донные осадки океана				накапливают		растворенные и
взвешенные вещества		материкового стока. Собирая воды со всей
земной поверхности,		океан	получает все		химические		элементы,
существующие в земной коре.				океана	по	•	:
Огромный	объем	водной	массы			сравнению с дру­
гими частями	гидросферы		(табл.	2.1 ) обусловливает инертность

изменения растворенной солевой массы во времени. Наличие водообмена между отдельными зонами Мирового океана, осуще­ ствляемого сложной системой вертикальных и горизонтальных движений, создает условия для перемешивания и способствует химической однородности состава воды.

Вещества, присутствующие в воде океана, подразделяются на следующие основные группы:

1)	главные компоненты, т. е.	простые и сложные			ионы основ-
ного	солевого состава раствора	О	,	_	Г)__ .
		(Cl~, SO4		НСОз ,	СОз , Вг-,

F-, Na+, Mg2+, К+, Са2+, Sr2+), а также борная кислота и ее ионы.