Поступление эндогенного вещества на дно О. не ограничивается районами надводных вулканов. Оно отмечается близ срединных хребтов и крупных разломов. К ним приурочено образование металлоносных, а в некоторых случаях - рудоносных (Красное море) пластов с высокой концентрацией Fe (до 20-40%), Mn, Co, Ni, Pb, Zn, Ag, Se, Hg и др. элементов. Другой тип океанического рудообразования связан с осадочными процессами, ведущими к накоплению железомарганцевых конкреций. Они приурочены к поверхностному слою осадков, но иногда обнаруживаются и в глубоких горизонтах осадочной толщи.
Для океанических осадков, в отличие от морских отложений, характерна малая скорость накопления. Она не превышает 1 ммв 1000 лет для красных глубоководных глин, а для известковых и диатомовых осадков колеблется от 1 до 30 ммв 1000 лет. Максимальная скорость отмечается у основания материкового склона в зоне накопления терригенных осадков (часто более 100 ммв 1000 лет).
Основная масса материала океанических осадков поступает с материков в виде взвесей и в растворённой форме. Количественное распределение осадочного материала и типы осадков связаны с климатической, вертикальной, горизонтальной и циркумконтинентальной зональностью, а также с тектоническим режимом. Климатическая зональность и тектонический режим определяют массу и состав терригенного и биогенного материала; вертикальная зональность - растворение карбонатов с глубиной и погрубение материала на поднятиях; циркумконтинентальная зональность - образование ареалов терригенных осадков близ материков.
Отложения, близкие к океаническим осадкам, предполагаются в составе геосинклинальных толщ древних складчатых систем материков. Их образование вероятно в геологических формациях ранних стадий развития краевых геосинклиналей (например, францисканская формация на Тихоокеанском побережье США), а также на океанических островах (Тимор, Барбадос и др.)
Происхождение и геологическая история. Согласно современным представлениям, воды О. - продукт дифференциации вещества мантии Земли. Имеются различные гипотезы о происхождении впадин О. и направленности их эволюции. По одной из них, впадины О. - более древние образования, чем материки; развитие земной коры и рельефа Земли идёт по пути постепенного сокращения О. и наращивания материков, переработки океанической коры в материковую в пределах геосинклинальных поясов (гипотеза «континентализации»). Согласно противоположной точке зрения, впадины О. - сравнительно молодые образования, возникшие благодаря процессам преобразования материковой коры в океаническую (гипотеза «океанизации»). В 60-х гг. 20 в. приобрела большое число сторонников третья гипотеза - разрастания океанического дна, или гипотеза «тектоники плит». Согласно этой гипотезе, вся земная кора состоит из ограниченного числа подвижных плит, границами которых служат срединные хребты и глубоководные желоба. В рифтовых зонах срединных хребтов происходит подъём глубинного вещества, которое затем растекается в обе стороны и, постепенно остывая и уплотняясь, снова погружается в зонах глубоководных желобов. Предполагается, что этот процесс протекает с середины мезозоя и постепенно ведёт ко всё большему раздвижению противоположных бортов О. Ряд фактов подтверждает эту гипотезу, однако она ещё мало увязывается с огромным материалом, накопленным в ходе изучения геологии суши.
О. в виде современных глубоководных бассейнов существуют, по крайней мере, с юрского периода, т.к. более древние породы на дне О. пока не обнаружены. В течение мела и кайнозоя происходило дальнейшее их углубление и развитие абиссального осадкообразования. Несомненным является недавнее наращивание окраин материков за счёт замыкания окраинных геосинклинальных бассейнов. Огромные мощности осадков в котловинах геосинклинальных морей свидетельствуют о древности О. При образовании крупных форм рельефа дна О. существ. роль играли вертикальные и горизонтальные движения земной коры (см. ).
III. Геохимия вод
Океаническая вода представляет собой раствор солей со средней концентрацией около 35 г/ л. Всего в О. содержится 5·10 22 грастворённых солей. В их составе преобладают ионы Na +, Mg 2 +, K +, Ca 2 +, Cl –и , составляющие 99% от суммы солей. Мн. другие элементы содержатся в миллионных и миллиардных долях (таблица 2).
Табл. 2. - Среднее содержание химических элементов в морской воде*
| Элемент | % | Элемент | % |
| H | 10,7 | Y | 3·10–8 |
| He | 5·10 –10 | Zr | 5·10 –9 |
| Li | 1,5·10 –5 | Nb | 1·10 –9 |
| Be | 6·10 –11 | Mo | 1·10 –6 |
| B | 4,6·10 –4 | Ag | 3·10 –3 |
| C | 2,8·10 –3 | Cd | 1·10 –8 |
| N | 5·10 –5 | In | 1·10 –9 |
| О | 85,8 | Sn | 3·10 –7 |
| F | 1,3·10 –4 | Sb | 5·10 –8 |
| Ne | 1·10 –8 | I | 6·10 –6 |
| Na | 1,035 | Cs | 3,7·10 –8 |
| Mg | 0,1297 | Ba | 2·10 –6 |
| Al | 1·10 –6 | La | 2,9·10 –10 |
| Si | 3·10 –4 | Ce | 1,3·10 –10 |
| P | 7·10 –6 | Pr | 6·10 –11 |
| S | 0,089 | Nd | 2,3·10 –11 |
| Cl | 1,93 | Sm | 4,2·10 –11 |
| K | 0,038 | Eu | 1,1·10 –10 |
| Ca | 0,04 | Gd | 6·10 –11 |
| Sc | 4·10 –9 | Dy | 7,3·10 –11 |
| Ti | 1·10 –7 | Ho | 2,2·10 –11 |
| V | 3·10 –7 | Er | 6·10 –11 |
| Cr | 2·10 –9 | Fm | 1·10 –11 |
| Mn | 2·10 –7 | Yb | 5·10 –11 |
| Fe | 1·10 –6 | Lu | 1·10 –11 |
| Co | 5·10 –8 | W | 1·10 –8 |
| Ni | 2·10 –7 | Au | 4·10 –10 |
| Cu | 3·10 –7 | Hg | 3·10 –9 |
| Zn | 1·10 –6 | Tl | 1·10 –9 |
| Ga | 3·10 –9 | Pb | 3·10 –9 |
| Ge | 6·10 –9 | Bi | 2·10 –8 |
| As | 1·10 –7 | Ra | 1·10 –14 |
| Se | 1·10 –8 | Ac | 2·10 –20 |
| Br | 6,6·10 –3 | Th | 1·10 –9 |
| Kr | 3·10 –8 | Pa | 5·10 –15 |
| Rb | 2·10 –5 | U | 3·10 –7 |
| Sr | 8·10 –4 |
* Солёность S=35,00 ‰' ( г/кг), хлорность Cl = 19,375 ‰'.
Состав солевой массы О. регулируется растворимостью, сносом осадков с материков, процессами обмена с атмосферой и осадками дна (в основном карбонатными и силикатными равновесиями), а также жизнедеятельностью морских организмов. Одна группа ионов (Na +, Mg 2 +, Li +, CI –, SO 4 2 –и др.) не образует в существенных количествах нерастворимых соединений и накапливается в океанских водах в значительно более высокой степени, чем в речных. Вторая группа ионов сравнительно быстро осаждается в виде труднорастворимых соединений. Так, в тропических морях сильно нагретые поверхностные слои воды оказываются пересыщенными СаСО 3, который осаждается на дно как химическим, так и биогенным путём. Также может осаждаться Ва в виде труднорастворимой соли BaSO 4. Ионы некоторых металлов - Ti, Mn, Zr и др. в результате гидролиза коагулируют и осаждаются в форме гидроокислов. Целый ряд микроэлементов морской воды - Cu, Pb, Мо, Hg, Zn, U, Ag, редкие земли и др. осаждается путём адсорбции различными природными сорбентами - органическим веществом, гидроокислами железа и марганца, фосфатами кальция, силикатами. Вследствие этого концентрации тяжёлых металлов в воде О. значительно ниже, чем это следует из растворимости их соединений. В целом О. - динамическая система, в которой количество поступающих веществ (речной сток, атмосферная пыль, продукты вулканизма) приблизительно равно количеству убывающих из неё (осаждение, вынос в атмосферу). Стационарное состояние О. определяется отношением массы каждого компонента, находящегося в данный момент в О., к его массе, прошедшей через О. Величина этого отношения зависит от среднего времени пребывания элемента в О. Для большинства элементов (кроме Na и Cl) оно мало по сравнению с длительностью существования О.
В воде О. растворены также различные газы, поступающие из атмосферы и формирующиеся в самой водной толще. Наибольшее значение имеет O 2и CO 2, определяющие жизнедеятельность в О. Содержится также ряд инертных (не принимающих участие в химических реакциях) газов - N 2, Аг, Kr, Хе; их растворимость находится в обратной зависимости от атомной массы. Содержание O 2достигает максимума (7-8 мл/ л) в поверхностных слоях воды (до глубины 100-150 м) и падает до 3,0-0,5 мл/ лс увеличением глубины (слой кислородного минимума), а в некоторых районах - до нуля. Максимальное содержание CO 2, напротив, приурочено к глубинным слоям воды. Растворимость углекислоты возрастает в холодных водах и уменьшается при нагревании. В связи с этим в зимние месяцы часть CO 2переходит из атмосферы в океаническую воду, а летом - обратно. CO 2принимает участие в химических реакциях, в частности регулирует карбонатное равновесие. Воды, обогащенные CO 2, агрессивны по отношению к СаСО 3; удаление CO 2из воды при её нагревании способствует осаждению карбонатов. Велика роль CO 2в фотосинтезе, в процессе которого образуется органическое вещество. В результате фотосинтеза в О. ежегодно образуется около 10 17 гбиомассы фитопланктона.
Фотосинтетическая деятельность фитопланктона определяет содержание газов, растворённых в поверхностных слоях воды (до глубины 100-150 м), насыщая их кислородом и поглощая CO 2. Помимо углерода, организмы извлекают такие элементы, как Si, Са, Mg, К, Br, I, P, Na, а также ряд тяжёлых металлов, имеющих физиологическое значение, - V, Zn, Cu, Со, Ni и др. При отмирании организмов эти элементы частично поступают в осадок, где в соответствующих условиях могут концентрироваться. В железомарганцевых конкрециях накапливаются также Cu, Zn, Ni, Со, Mo, Ag, Tl, Pb и др. элементы. Суммарное количество железомарганцевых конкреций оценивается в 10 13.
В геохимической истории О. многие исследователи различают три стадии развития: начальную, переходную и современную. С начальной - гипотетической стадией, охватывающей догеологический этап (приблизительно до 3,5 млрд. лет назад), связан вынос из недр Земли основных массы воды и кислых продуктов дегазации (Cl, F, Br, I, S и др.), которые затем нейтрализовались, взаимодействуя с породами ложа О. Переходная стадия, охватывающая, вероятно, около 2 млрд. лет (3,5-1,7 млрд. лет назад), ознаменовалась возникновением и развитием жизни, появлением и постепенным ростом содержания фотосинтетического кислорода в атмосфере, окислением восстановленной серы и др. поливалентных элементов. Современная стадия, начавшаяся, по-видимому, на рубеже раннего и позднего протерозоя (около 1,7 млрд. лет назад) и продолжающаяся до сих пор, характеризуется составом вод О. и газов атмосферы, близким к современному, стационарным режимом с кратковременными и ограниченными колебаниями солёности мор. воды в эпохи соленакопления (кембрий, девон, пермь). Под влиянием процессов, идущих в океанической воде, формируются осадки дна. Океаническая вода проникает в эти осадки на заметную глубину. Захороненная вода океанических осадков дна, её состав подвергаются изменению; см. также ст. .
IV. Минеральные и энергетические ресурсы
О. служит источником богатых минеральных ресурсов. Они подразделяются на химические элементы, растворённые в мор. воде; полезные ископаемые, содержащиеся под морским дном, как в континентальных шельфах, так и за их пределами; полезные ископаемые на поверхности дна.
До 70-х гг. 20 в. из морской воды извлекались преимущественно значительные количества поваренной соли (около 8 млн. тв год), сернокислого натрия, хлористого магния, хлористого калия, брома. В условиях научно-технической революции открываются перспективы существенного расширения состава извлекаемых химических элементов.
Более 90% общей стоимости минерального сырья, получаемого из О., дают нефть и газ. Общая нефтегазоносная площадь в пределах шельфа оценивается в 13 млн. км 2(около 1/ 2его площади). По ориентировочным оценкам, геологические запасы нефти в О. (до глубины 305 м) определяются в 280 млрд. т, газа в 140 триллионов м 3 ', потенциальные запасы их в переводе на нефть оцениваются в 1410 млрд. т. До начала 70-х гг. добыча нефти и газа ограничивалась глубиной 100-110 ми расстоянием от берега около 150 км. В ближайшей перспективе возможно расширение работ на более глубоких и удалённых от берега участках О. В 1970 добыча нефти в пределах шельфа составила 19,2% общемировой. Отмечается тенденция к существенному расширению доли морских промыслов в мировой добыче нефти. В 1973 добыча нефти и газа на морских месторождениях велась в 25 странах, а поисково-разведочные работы в шельфовых зонах морей и О. - почти в 100 странах. Наиболее крупные районы добычи нефти и газа с морского дна - Персидский и Мексиканский заливы. Начата промышленная добыча нефти и газа со дна Северного моря.
Шельф богат и поверхностными залежами, представленными многочисленными россыпями на дне, содержащими металлические руды, а также неметаллическими ископаемыми. Важное значение среди них имеют титановые минералы - ильменит и рутил, а также циркон и монацит; наиболее крупные месторождения разрабатываются в Австралии (восточное побережье), где добывается свыше 1 млн. ттитановых минералов в год (1245 тыс. тв 1970, в том числе 877 тыс. тильменита). Подобные россыпи распространены также вблизи побережий Индии, Шри-Ланка, Малайзии и др. Большое значение приобретает добыча олова (на шельфе, прилегающем к Малайзии, Индонезии, Таиланду, Вьетнаму и др. странам Азии), железной руды (Япония, Ньюфаундленд в Канаде), самородной серы (Мексика), угля (Канада) и др.; в ряде мест обнаружены золото и платина (например, у берегов Аляски и Калифорнии в США), танталониобаты, магнетит, титано-магнетит, хромиты, алмазы. Последние разрабатываются у юго-западного побережья Африки в Намибии. Широко распространены залежи фосфоритовых конкреций (вблизи берегов Мексики, Перу, Чили, ЮАР и др.).
На обширных площадях дна О. обнаружены богатые залежи железомарганцевых конкреций - своеобразных многокомпонентных руд, содержащих также никель, кобальт, медь; их потенциальные запасы оцениваются в несколько триллионов т, запасы марганца, никеля, кобальта в этих рудах, по оценкам, во много раз превышают разведанные запасы их на суше. В некоторых странах предпринимаются эксперименты по промышленной добыче конкреций с глубин до 4 тыс. м. В то же время исследования позволяют рассчитывать на обнаружение крупных залежей различных металлов в коренных породах, залегающих под дном О.
Кроме нефти и газа, важное потенциальное значение имеют др. виды энергетических ресурсов. Для получения энергии из О. можно использовать силу волн, разность уровней, обусловленную приливами и отливами, или разницу температур на водной поверхности и на глубине. Мощность энергии приливов оценивается в 1 млрд. квт. Использование этой энергии находится в самой начальной стадии. Первая приливная электростанция (ПЭС) построена во Франции (1967) на берегу Ла-Манша, в устье р. Ранс. В СССР сооружена опытная Кислогубская ПЭС (1968) на С. Кольского полуострова; проектируется строительство более мощных ПЭС. Разрабатывают проекты ПЭС в Канаде, США, Великобритании. Попытки использования энергии волн не выходили за пределы экспериментов. Разрешение труднейшей задачи концентрации рассеянной энергии волн дало бы человечеству новый крупный источник энергии. В отношении освоения термической энергии О. наиболее благоприятны тропические районы, где температура воды на поверхности береговой зоны достигает 30 °С, а на глубине 400-500 м -8-10 °С. Строительство первой гидротермальной электростанции предпринято (1969) близ Абиджана (Берег Слоновой Кости).
О. - основной хранитель тяжёлого водорода ( ), который при условии успешного разрешения проблемы управления термоядерной реакцией может стать неисчерпаемым источником энергии.
V. Гидрологический режим
Тепловой баланс О. Его главные составляющие: радиационный баланс (суммарная солнечная радиация минус обратное излучение О.); потеря тепла на испарение; турбулентный теплообмен между поверхностью О. и атмосферой и внутренний теплообмен (между поверхностью О. и нижележащими слоями). Кроме того, в общий тепловой баланс О. входят передача О. внутреннего тепла Земли, нагревание и охлаждение О. происходящими в нём химическими процессами, переход кинетической энергии в тепловую и выделение тепла при конденсации водяных паров на поверхности О. Величина их крайне незначительная (каждая из них менее одной тысячной доли солнечной радиации). Поэтому при рассмотрении общего теплового баланса О. они обычно не учитываются. В таблице 3 приведены средние значения основных составляющих теплового баланса О. в ккал/см 2 /годпо широтным поясам.
Табл. 3. – Средние значения основных составляющих теплового баланса (по М. И. Будыко)
| Широта | Суммарная радиация | Радиацион- ный баланс | Потеря тепла на испарение | Турбулент-ный теплообмен | Внутренний теплообмен |
| 70–60° с. ш. 60–50 50–40 40–30 30–20 20–10 10–0 0–10° ю. ш. 10–20 20–30 30–40 40–50 50–60 | 69 68 90 126 156 164 157 160 160 149 128 93 67 | 23 29 51 83 113 119 115 115 113 101 82 57 28 | 33 39 53 86 105 99 80 84 104 100 80 55 31 | 16 16 14 13 9 6 4 4 5 7 9 9 8 | –26 –26 –16 –16 –1 14 31 27 4 –5 –7 –7 –11 |
| 70° с. ш. – 60° ю. ш. | 127 | 82 | 74 | 8 | 0 |
Суммарная радиация увеличивается от высоких широт к низким, имея максимум около 20° с. ш. и 20° ю. ш., что объясняется малой облачностью в этих областях, характеризующихся высоким давлением атмосферы. Наибольшая затрата тепла на испарение отмечается также в районах высокого атмосферного давления. Турбулентный теплообмен в тропических и умеренных широтах меньше других основных составляющих теплового баланса. Нарастание его с широтой связано с увеличением разности температур воды и воздуха. О. поглощает тепло в поясе 30° с. ш. - 30° ю. ш. и постепенно отдаёт его атмосфере в более высоких широтах. Это важный фактор смягчения климата умеренных и полярных широт в холодную половину года. В результате испарения и турбулентного теплообмена с поверхности О. атмосфере передаётся 82 ккал/см 2 /год, в то время как с поверхности суши только 49 ккал/см 2 /год. Отсюда следует, что О. служит главным фактором в формировании и погоды на Земле (см. также ). Неравномерное поступление солнечного тепла на поверхность О. и изменчивость атмосферных процессов оказывают непосредственное влияние на температуру, солёность и др. характеристики О.
Водный баланс О. складывается из расхода воды при испарении с его поверхности и поступления её за счёт осадков и речного стока (таблица 4).
Табл. 4 – Водный баланс (по М. И. Львовичу)
| Элементы баланса | Годовой объём, км 2 | Годовой слой, мм |
| Осадки Приток речных вод Испарение | 411000 41000 452000 | 1140 111 1251 |
Соотношение составляющих водного баланса определяет режим и изменения солёности вод О. Годовые суммы составляющих водного баланса (в смслоя воды) для различных широт даны в таблице 5.
Табл. 5. - Годовые суммы составляющих водного баланса (по Л. И. Зубенок)
| Широта | Испарение | Осадки | Материковый сток |
| 60–50° с. ш. 50–40 40–30 30–20 20–10 10–0 0–10° ю. ш. 10–20 20–30 30–40 40–50 50–60 | 105,0 114,0 96,2 81,5 124,7 193,0 119,3 98,6 83,5 87,5 105,6 91,5 | 57,4 86,3 121,2 141,1 148,8 127,0 134,2 162,1 144,2 128,4 95,1 62,2 | 47,6 27,7 25,0 59,6 24,1 66,0 14,9 63,5 60,7 40,9 10,5 29,3 |
| 60° с. ш. – 60° ю. ш. | 102,4 | 112,7 | 10,3 |
Материковая составляющая баланса имеет значение лишь в прибрежных районах О. В открытом О. определяющим является соотношение осадков и испарения. В Северном полушарии испарение равно 111,9 см/год, осадки - 116,7 см/год, в Южном - 113,0 см/годи 91,6 см/годсоответственно. В умеренных и полярных широтах, кроме того, большое значение в водном балансе имеют приход и расход пресной воды при таянии и образовании льдов.
Температура. Верхним тонким слоем воды толщиной в 1 смпоглощается 94% поступающей на поверхность О. солнечной энергии. Вследствие перемешивания происходит передача тепла всей толще воды О. Различия теплового баланса определяют региональные и зональные особенности распределения температуры, что можно проследить по данным табл. 6.
Табл. 6. – Средняя температура воды на поверхности океана
| Широта | 70°–60° с. ш. | 60–50 | 50–40 | 40–30 | 30–20 | 20–10 | 10–0 | 0°–10° с. ш. | 10–20 | 20–30 | 30–40 | 40–50 | 50–60 | 70°с.ш. – 60° ю. ш. |
| Темпера- тура, °С | 2,9 | 6,1 | 11,2 | 19,1 | 23,6 | 26,4 | 27,3 | 26,7 | 25,2 | 22,1 | 17,1 | 9,8 | 3,1 | 19,32 |
Среднегодовая температура поверхностных вод О. равна 17,5 °С, в то время как температура воздуха над О. равна 14,4 °С. При этом в Северном полушарии температура воды выше, чем в Южном (за счёт влияния материков). Термический экватор (линия наибольших температур) располагается к С. от экватора. Здесь среднегодовая температура достигает 28 °С, в замкнутых тропических морях 32 °С. По мере удаления от экватора к полюсам она постепенно понижается до 1,5, –1,9 °С в полярных районах. Распределение температуры на поверхности и в верхнем слое О. происходит, в общем, зонально, однако в умеренных широтах под влиянием тёплых и холодных течений температура воды в вост. части О. на 5-8 °С выше, чем в западных, а в субтропических широтах, наоборот, на В. на 5-10 °С ниже, чем на 3. Сезонные колебания температуры наблюдаются до глубины 100-150 м. На поверхности О. их величина изменяется от 1 °С и менее у экватора до 10 °С и более в умеренных и субтропических широтах. На больших глубинах О. распределение температуры определяется глубинной циркуляцией, переносящей воды, погрузившиеся с поверхности. Чем в более высоких широтах происходит погружение воды, тем большие глубины они занимают (вследствие большей плотности) и тем более низкие температуры они имеют. В соответствии с этим температура с глубиной понижается и в придонном слое составляет 1,4-1,8 °С, а в полярных областях ниже 0 °С. Однако понижение температуры с глубиной не везде происходит равномерно. Существенные изменения температуры наблюдаются только до глубины 1000 м(в разных районах от 200 до 2000 м). В открытых районах О., кроме полярных областей, температура заметно изменяется от поверхности до глубины 300-400 м, а затем до 1500 мизменения весьма незначительны (на глубине 400-450 м- 10-12 °С, на 1000 м- 3-7 °С, на 2000 м- 2,5-3 °С), с 1500 мтемпература почти не изменяется. В умеренных и полярных широтах понижение температуры нарушается в некоторых случаях проникновением тёплых или холодных вод в глубинных течениях. Во впадинах, глубина которых более 7 тыс. м, температура не понижается, а, наоборот, повышается ко дну на несколько десятых долей градуса под влиянием адиабатических процессов.
Солёность. В зависимости от соотношения составляющих водного баланса солёность в отдельных районах меняется почти от 0 (близ устьев крупных рек) до 39-42 ‰ (в тропических морях - Красное море, Персидский залив, Средиземное море). Широтная зональность в распределении солёности на поверхности О. нарушается также под влиянием течений, образования и таяния льда. В таблице 7 приведены средние величины солёности на поверхности о. для различных широт. В Северном полушарии солёность ниже, чем в Южном. Наибольшие величины её в открытом океане отмечаются в тропических широтах Атлантического океана, где она достигает 37,25‰. В полярных областях солёность падает до 31,4‰ на С. и 33,93‰ на Ю., у экватора - до 32-34‰. Сезонные колебания её наблюдаются до глубины 100-150