Большая Советская Энциклопедия (ОК)

Большая Советская Энциклопедия

Для океанических осадков, в отличие от морских отложений, характерна малая скорость накопления. Она не превышает 1 мм в 1000 лет для красных глубоководных глин, а для известковых и диатомовых осадков колеблется от 1 до 30 мм в 1000 лет. Максимальная скорость отмечается у основания материкового склона в зоне накопления терригенных осадков (часто более 100 мм в 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. Земля).

III. Геохимия вод

Океаническая вода представляет собой раствор солей со средней концентрацией около 35 г/л. Всего в О. содержится 5·10²²г растворённых солей. В их составе преобладают ионы Na⁺, Mg²⁺, K⁺, Ca²⁺, 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⁺, Mg²⁺, Li⁺, CI^–, SO₄^2– 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 СаСО₃, который осаждается на дно как химическим, так и биогенным путём. Также может осаждаться Ва в виде труднорастворимой соли BaSO₄. 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 O₂ и CO₂, определяющие жизнедеятельность в О. Содержится также ряд инертных (не принимающих участие в химических реакциях) газов — N₂, Аг, Kr, Хе; их растворимость находится в обратной зависимости от атомной массы. Содержание O₂ достигает максимума (7—8 мл/л) в поверхностных слоях воды (до глубины 100—150 м) и падает до 3,0—0,5 мл/л с увеличением глубины (слой кислородного минимума), а в некоторых районах — до нуля. Максимальное содержание CO₂, напротив, приурочено к глубинным слоям воды. Растворимость углекислоты возрастает в холодных водах и уменьшается при нагревании. В связи с этим в зимние месяцы часть CO₂ переходит из атмосферы в океаническую воду, а летом — обратно. CO₂ принимает участие в химических реакциях, в частности регулирует карбонатное равновесие. Воды, обогащенные CO₂, агрессивны по отношению к СаСО₃; удаление CO₂ из воды при её нагревании способствует осаждению карбонатов. Велика роль CO₂ в фотосинтезе, в процессе которого образуется органическое вещество. В результате фотосинтеза в О. ежегодно образуется около 10¹⁷г биомассы фитопланктона.

Фотосинтетическая деятельность фитопланктона определяет содержание газов, растворённых в поверхностных слоях воды (до глубины 100—150 м), насыщая их кислородом и поглощая CO₂. 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 10¹³.

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. Геохимия.

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. т в год), сернокислого натрия, хлористого магния, хлористого калия, брома. В условиях научно-технической революции открываются перспективы существенного расширения состава извлекаемых химических элементов.