В кожній морській воді розрізняють абсолютну солоність, тобто кількість розчинених в ній солей, і сольовий склад води, тобто спів-відношення між розчиненими в ній солями. У водах з нормальною со-лоністю переважна більшість розчинної речовини припадає на долю хлористих сполук - 88,7% і сульфатів - 10,8%. На долю карбонатів та інших сполук припадає відповідно 0,3 і 0,2%. В складі інших міститься 70 різних компонентів, в тому числі уран, золото, срібло, платина, Цинк, свинець, йод, фтор, фосфор та інші елементи. Поскільки води Світового океану постійно переміщуються, то їх солоність залишається незмінною. У відкритому океані максимальне значення соло-ності біля екватора 34 ‰, у тропічних широтах - 37,2‰, у полярних 31-33‰. Як видно із наведених даних, в окремих районах океану змінюється лише величина загального вмісту солей, а співвідношення між основними компонентами залишається незмінним.

Зміни солоності пов'язані з генезисом самих вод, з випаровуван-ням, випаданням атмосферних опадів, утворенням і таненням морсь-кого льоду тощо. Основним джерелом поповнення Світового океану солями є ювенільні води та материковий стік. Витрати відбуваються головним чином за рахунок поглинання солей водоростями і морсь-кими організмами, а також інтенсивного випаровування і розбризку-вання морської води. Річний хід солоності виражений слабо. Сезонні коливання спостерігаються до глибини 100-150 м, глибше солоність змінюється слабо або має сталу величину.

Чорне і Азовське моря, що омивають територію України, нале-жать до типу середземноморських морів із зниженою солоністю, що зумовлено значним річковим стоком. За винятком пригирлових діля-нок та проток солоність поверхневих вод Чорного моря коливається від 14 до 18,3‰, глибинним - становить близько 22,3‰ Солоність во-ди у центральній частині Азовського моря становить 13-14‰, у східній зменшується до 2-5‰ у затоці Сиваш досягає 250%о.

Особливо важливу роль в геологічній роботі відіграють хімічні процеси по випаданню в осад солей. Експериментальне» встановлено наступний порядок випадання солей в осад при прогресивному випаровуванні морської води: карбонат кальцію (кальцит) > сульфат кальцію(гіпс, ангідрит); хлорид натрію (галіт) > сульфати і хлориди магнію > бромід натрію і хлорид калію. При повному випаровуванні товщі морської води потужністю 100 м можна отримати пласт солі товщиною 150 см, з котрих 116 см припадає на галіт, 4 см на гіпс і ангідрит, а 30 см - на суміш сульфатів і хлоридів магнію і, в меншій кількості, хлориду калію (сильвін). Карбонат кальцію, який першим випадає в осад, займає лише мізерну долю товщини умовного сольо-вого пласта. Загальна ж маса солі Світового океану досягає 5*1016 т. Якщо її рівномірно розсипати по поверхні континентів, то суша по-кривається шаром солі рівним 200 м.

2. Розчинні гази морів, та океанів. У водах сучасних морів та океанів розчинені різнГгази. Серед них найбільше розповсюдження мають ки-сень, азот, вуглекислий газ, іноді сірководень в поєднанні з азотом і вуглекислим газом. З газів найбільше значення має кисень, що надхо-дить з повітря та виділяється при фотосинтезі водоростей. Басейн, у водах котрого розчинений кисень, характеризує нормальний водний режим. При наявності сірководню розвивається аномальний газовий режим або сірководневе зараження.

Газовий режим морських басейнів залежить від багатьох фак-торів, головними з яких є температура морських вод і їх вертикальне перемішування. Він також в свою чергу визначає характер органічного

світу басейну і суттєво впливає на осадконагромадження. Із розчинних газів найбільше геологічне значення має кисень і вуглекислий газ, які мають велику хімічну активність. Кисень відіграє основну роль в життєдіяльності морських організмів. Однак кількісно в морській воді переважає вуглекислий газ, котрого тут в багато разів більше, ніж інших газів атмосфери, включаючи кисень і азот. Так, в одній літрі морської води із поверхневого шару міститься 50 мл вуглекислого га-зу, 13 мл азоту і 2-8 мл кисню та ін. Всього у водах Світового океану в розчинному стані міститься біля 140 трлн. т вугільної кислоти, що в 60 разів більше її кількості в атмосфері, і 8 трлн. т кисню, що в 130 разів менше його вмісту в атмосфері. Пояснюється це великою роз-чинною здатністю вуглекислого газу в морській воді.

Розчинення газу у морській зоді - процес зворотний. При цьому встановлюється динамічна рівновага між кількістю газів, які поступи-ли із атмосфери у морські води, та кількістю виділених із неї газів. Роз-чинність газу в першу чергу залежить від температури води. При її пониженні утворюється надлишок газів 5 останні виділяються в атмос-феру, Даним явищем можна пояснити той факт, що весною і літом при підвищенні температури океани і моря віддають надлишок розчи-нених газів в атмосферу. Тому влітку і навесні повітря біля моря пере-насичене киснем, що сприятливо впливає на організм людини. Восени і Зимою, коли температура морської води понижується, кількість кис-ню у повітрі різко зменшується.

Особливо важлива роль в геологічних процесах морської води належать кількості розчиненого в ній вуглекислого газу. В полярних областях низькою температурою води в більшості випадків недонасичені вуглекислотою. В екваторіальних зонах, навпаки, морська вода пере-насичена вуглекислим газом. Перемішування океанічних вод приво-дить до виникнення циркуляції вуглекислого газу в атмосфері. В екваторіальних широтах вуглекислота виділяється з води Б атмосферу, а в полярних областях, навпаки, інтенсивно поглинається водою.

Змінюється також вміст вуглекислого газу в самому розрізі вод океану. В нижніх, холодних шарах утворюється надлишок вуглекисло-го газу, в результаті чого виникає розчинний бікарбонат кальцію Са(НСО3)2. У верхніх, підігрітих, шарах розчинність вуглекислоти знижується, і надлишок її виділяється