Heading

Wszystkie sole i jony, które rozpuszczają się w wodzie morskiej przyczyniają się do jej ogólnego zasolenia. Zasolenie wody morskiej jest zwykle wyrażane w gramach soli na kilogram (1000 g) wody morskiej. Średnio w każdym 1 kg wody morskiej znajduje się około 35 g soli, dlatego mówimy, że średnie zasolenie oceanu wynosi 35 części na tysiąc (ppt). Należy pamiętać, że 35 ppt jest równoważne 3,5% (części na sto). Niektóre źródła używają obecnie praktycznych jednostek zasolenia (PSU) do wyrażania wartości zasolenia, gdzie 1 PSU = 1 ppt. Jednostki nie są uwzględniane, więc możemy odnosić się po prostu do zasolenia 35.

W oceanie rozpuszcza się wiele różnych substancji, ale sześć jonów stanowi około 99,4% wszystkich jonów rozpuszczonych w wodzie morskiej. Te sześć głównych jonów to (Tabela 5.3.1):

Tabela 5.3.1 Sześć głównych jonów w wodzie morskiej

	g/kg w wodzie morskiej	% wagowych jonów
Chlorek Cl-	19.35	55.07%
Sód Na+	10.76	30.6%
Siarczany SO42-	2.71	7.72%
Magnez Mg2+	1,29	3,68%
Wapń Ca2+	0,41	1,17%
Potas K+	0,39	1.1%
		99,36%

Chlorek i sód, składniki soli kuchennej (chlorek sodu NaCl), stanowią ponad 85% jonów w oceanie, dlatego woda morska ma słony smak (Rysunek 5.3.1). Oprócz składników głównych, istnieje wiele składników drugorzędnych: radionukleotydy, związki organiczne, metale itp. Te pomniejsze składniki występują w stężeniach ppm (części na milion) lub ppb (części na miliard), w przeciwieństwie do głównych jonów, które są znacznie bardziej obfite (ppt) (Tabela 5.3.2). Aby przedstawić to w odpowiedniej perspektywie, 1 ppm = 1 mg/kg, lub równowartość 1 łyżeczki cukru rozpuszczonej w 14 000 puszek napoju gazowanego. 1 ppb = 1 μg/kg, czyli równowartość 1 łyżeczki substancji rozpuszczonej w pięciu basenach olimpijskich! Te pomniejsze składniki reprezentują liczne substancje, ale razem stanowią mniej niż 1% jonów w wodzie morskiej. Niektóre z nich mogą być ważne jako minerały i pierwiastki śladowe niezbędne dla organizmów żywych, ale nie mają większego wpływu na ogólne zasolenie. Jednak biorąc pod uwagę ogromne rozmiary oceanów, nawet materiały występujące w śladowych ilościach mogą stanowić całkiem spore zbiorniki. Na przykład złoto jest pierwiastkiem śladowym w wodzie morskiej, występującym w stężeniu części na bilion, ale gdyby udało się wydobyć całe złoto z jednego km3 wody morskiej, byłoby ono warte około 20 milionów dolarów!

Tabela 5.3.2 Stężenia niektórych pierwiastków mniejszościowych w wodzie morskiej

	g/kg w wodzie morskiej		g/kg w wodzie morskiej
Węgiel	0.028	Żelazo	2 x 10-6
Nitrogen	0.0115	Mangan	2 x 10-7
Tlen	0.006	Miedź	1 x 10-7
Krzem	0.002	Mercury	3 x 10-8
Fosforu	6 x 10-5	Złota	4 x 10-9
Uranu	3.2 x 10-6	Ołów	5 x 10-10
Aluminium	2 x 10-6	Radon	6 x 10-19

Ponieważ sześć głównych jonów w wodzie morskiej obejmuje ponad 99% całkowitego zasolenia, zmiany w obfitości mniejszych składników mają niewielki wpływ na całkowite zasolenie. Co więcej, reguła stałych proporcji mówi, że nawet jeśli bezwzględne zasolenie wody oceanicznej może się różnić w różnych miejscach, względne proporcje sześciu głównych jonów w tej wodzie są zawsze stałe. Na przykład, bez względu na całkowite zasolenie próbki wody morskiej, 55% całkowitego zasolenia będzie należało do chlorków, 30% do sodu, itd. Ponieważ proporcje tych głównych jonów nie zmieniają się, nazywamy je jonami konserwatywnymi.

Zważywszy na te stałe proporcje, aby obliczyć całkowite zasolenie, można po prostu zmierzyć stężenie tylko jednego z głównych jonów i użyć tej wartości do obliczenia reszty. Tradycyjnie jonem mierzonym jest chlorek, ponieważ jest on najobficiej występującym jonem, a więc najprostszym do dokładnego zmierzenia. Mnożąc stężenie chlorku przez 1,8 otrzymujemy całkowite zasolenie. Na przykład, patrząc na Rysunek 5.3.1, 19,25 g/kg (ppt) chlorku x 1,8 = 35 ppt. Obecnie do szybkich pomiarów zasolenia często stosuje się przewodnictwo elektryczne zamiast oznaczania stężenia chlorków (patrz ramka poniżej).

Należy mieć świadomość, że choć zasada stałych proporcji dotyczy większości oceanu, to mogą istnieć pewne obszary przybrzeżne, gdzie duża ilość wylewów rzecznych może nieco zmienić te proporcje. Ponadto, ważne jest, aby pamiętać, że reguła stałych proporcji odnosi się tylko do głównych jonów. Proporcje pomniejszych jonów mogą się zmieniać, ale należy pamiętać, że ich udział w ogólnym zasoleniu jest bardzo niewielki. Ponieważ stężenia pomniejszych jonów nie są stałe, są one określane jako jony niekonserwatywne.

Dlaczego główne jony występują w stałych proporcjach? Jony są stale wprowadzane z odpływu rzecznego i innych procesów, zwykle w proporcjach bardzo różnych od tych, które występują w oceanie. Dlaczego więc proporcje w oceanach nie ulegają zmianie? Większość jonów odprowadzanych przez rzeki ma dość niskie czasy przebywania (patrz sekcja 5.2) w porównaniu z jonami w wodzie morskiej, zazwyczaj dlatego, że są one wykorzystywane w procesach biologicznych. Te niskie czasy przebywania nie pozwalają jonom na akumulację i zmianę zasolenia. Ponadto czas mieszania w oceanie światowym wynosi około 1000 lat, co jest bardzo krótkim okresem w porównaniu z czasami przebywania głównych jonów, które mogą wynosić dziesiątki milionów lat. Tak więc w czasie pobytu jednego jonu ocean mieszał się wiele razy, a główne jony stały się równomiernie rozmieszczone w całym oceanie.

Zmiany zasolenia

Zasolenie całkowite w otwartym oceanie wynosi średnio 33-37 ppt, ale może się znacznie różnić w różnych miejscach. Ponieważ proporcje głównych jonów są stałe, regionalne różnice zasolenia muszą wynikać raczej z dopływu i usuwania wody, niż z dodawania lub usuwania jonów. Dopływ wody słodkiej pochodzi z takich procesów jak opady, spływy z lądu i topnienie lodu. Usuwanie słodkiej wody pochodzi głównie z parowania i zamarzania (kiedy woda morska zamarza, powstały lód jest w większości słodką wodą, a sole zostają usunięte, przez co pozostała woda staje się jeszcze bardziej słona). Tak więc różnice w szybkości opadów, parowania, wypływu rzek i tworzenia się lodu odgrywają znaczącą rolę w regionalnych różnicach zasolenia. Na przykład, Morze Bałtyckie ma bardzo niskie zasolenie powierzchniowe wynoszące około 10 ppt, ponieważ jest to w większości zamknięty zbiornik wodny z dużą ilością wód wpływających z rzek. I odwrotnie, Morze Czerwone jest bardzo słone (około 40 ppt), z powodu braku opadów i gorącego środowiska, które prowadzi do wysokiego poziomu parowania.

Jednym z najbardziej zasolonych dużych zbiorników wodnych na Ziemi jest Morze Martwe, położone między Izraelem a Jordanią. Zasolenie w Morzu Martwym wynosi około 330 ppt, co jest prawie dziesięć razy bardziej słone niż w oceanie. To ekstremalnie wysokie zasolenie jest wynikiem gorących i suchych warunków panujących na Bliskim Wschodzie, które prowadzą do wysokiego tempa parowania. Ponadto, w latach 50-tych przepływ z rzeki Jordan został przekierowany z dala od Morza Martwego, więc nie ma już znaczącego dopływu słodkiej wody. Przy braku dopływu i wysokim parowaniu, poziom wody w Morzu Martwym obniża się w tempie około 1 m rocznie. Wysokie zasolenie sprawia, że woda jest bardzo gęsta, co powoduje siły wyporu, dzięki którym ludzie mogą z łatwością unosić się na powierzchni. Jednak wysokie zasolenie oznacza również, że woda jest zbyt słona dla większości organizmów żywych, więc tylko mikroby mogą nazywać ją domem; stąd nazwa Morze Martwe. Jednak tak słone, jak może być Morze Martwe, nie jest najbardziej słonym zbiornikiem wodnym na Ziemi. To wyróżnienie należy obecnie do Gaet’ale Pond w Etiopii, z zasoleniem 433 ppt!

Wariacje podłużne

Pomimo że warunki lokalne są ważne dla określenia wzorców zasolenia w każdym miejscu, istnieją pewne globalne wzorce, które wymagają dalszych badań. Temperatura jest najwyższa na równiku, a najniższa w pobliżu biegunów, więc można się spodziewać wyższego tempa parowania, a więc i wyższego zasolenia, w regionach równikowych (Rysunek 5.3.2). Na ogół tak właśnie jest, ale na poniższym rysunku zasolenie wzdłuż równika wydaje się być nieco niższe niż na nieco wyższych szerokościach geograficznych. Wynika to z faktu, że w regionach równikowych regularnie występują duże opady deszczu, które rozcieńczają wody powierzchniowe wzdłuż równika. Wyższe zasolenie występuje więc na podzwrotnikowych, ciepłych szerokościach geograficznych, gdzie występuje duże parowanie i mniej opadów. Na biegunach parowanie jest niewielkie, co w połączeniu z topnieniem lodu i śniegu powoduje stosunkowo niskie zasolenie powierzchniowe. Poniższy obraz pokazuje wysokie zasolenie w Morzu Śródziemnym; znajduje się ono w ciepłym regionie o wysokim parowaniu, a morze jest w dużej mierze odizolowane od mieszania się z resztą wód północnego Atlantyku, co prowadzi do wysokiego zasolenia. Niższe zasolenie, takie jak te wokół południowo-wschodniej Azji, jest wynikiem opadów i dużej ilości napływających rzek.

Rysunek 5.3.3 przedstawia średnie globalne różnice pomiędzy parowaniem a opadami (evaporation – precipitation). Zielone kolory reprezentują obszary, gdzie opady przewyższają parowanie, natomiast brązowe regiony to te, gdzie parowanie jest większe od opadów. Należy zwrócić uwagę na korelację pomiędzy opadami, parowaniem i zasoleniem powierzchniowym, jak widać na Rysunku 5.3.2.

Vertical Variation

Oprócz geograficznej zmienności zasolenia, występują również zmiany zasolenia wraz z głębokością. Jak widzieliśmy, większość różnic w zasoleniu wynika z różnic w parowaniu, opadach, odpływie i pokrywie lodowej. Wszystkie te procesy zachodzą na powierzchni oceanu, a nie na głębokości, więc najbardziej wyraźne różnice zasolenia powinny występować w wodach powierzchniowych. Zasolenie w głębszych wodach pozostaje względnie jednolite, ponieważ nie wpływają na nie procesy powierzchniowe. Niektóre reprezentatywne profile zasolenia przedstawiono na Rysunku 5.3.4. Na powierzchni, w górnych około 200 m występuje względnie jednolite zasolenie w tak zwanej warstwie mieszanej. Wiatry, fale i prądy powierzchniowe wzburzają wody powierzchniowe, powodując duże mieszanie w tej warstwie i dość jednolite warunki zasolenia. Poniżej warstwy mieszanej znajduje się obszar gwałtownej zmiany zasolenia na niewielkiej zmianie głębokości. Ta strefa szybkich zmian nazywana jest halokliną i stanowi przejście między warstwą mieszaną a głębinami oceanu. Poniżej halokliny zasolenie może wykazywać niewielką zmienność aż do dna morskiego, ponieważ region ten jest oddalony od procesów powierzchniowych, które wpływają na zasolenie. Na poniższym rysunku zwróć uwagę na niskie zasolenie powierzchniowe na wysokich szerokościach geograficznych i wyższe zasolenie powierzchniowe na niskich szerokościach geograficznych, co zostało omówione powyżej. Jednak pomimo różnic powierzchniowych, zasolenie na głębokości w obu lokalizacjach może być bardzo podobne.