Океанические воды

Мировой океан вместе с морями занимает 71% поверхности Земли и содержат до 1338 млн км³ (1370 млн км³) воды, т.е. 96,5% ее мировых запасов. Мировой океан включает Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый. Его части, вдающиеся в сушу называют морями.

В рельефе дна океана выделяются два этажа. Верхний располагается на глубинах менее 200 м, называется шельфом и занимает 7,5% дна океана. Нижний этаж приурочен к глубинам от 4,0 до 5,5 км. Это абис­сальные равнины, которые занимают 77,5% всей площади океана. Эти этажи разделяет континентальный склон с глубинами от 200 до 4000 м. Глубже 4,5 км находятся глубоководные впадины.

В геологическом отношении океан занимает всю площадь океанической коры и окраины континентальной. Континентальный склон с шельфом относятся к континентальной коре, а абиссальные равнины и глубоководные впадины принадлежат океанической. Согласно теории тектоники плит и та и другая кора представляют собой лишь внешнюю часть 20 больших и маленьких литосферных плит мощностью от 75 до 150 км, которые включают в себя и значительную часть верхней мантии. Эти плиты, как гигантские айсберги, плавают на частично расплавленной астеносфере. Место, где океаническая кора растет, а две соседние плиты расходятся, называется спредингом. Спрединг проявляется в формировании срединно-океанических хребтов, образующих самую протяжен­ную горную цепь (около 75 тысяч километров). При раздвижении плит в зоне спрединга к поверхности поднимается материал мантии, который остывая увеличивает площадь плит. На Восточно-Тихоокеанском поднятии скорость удаления плит друг от друга составляет 60-170 мм/год, скорость сопоставимая со скоростью роста ногтей. На Срединно-Атлан­тическом хребте плиты расходятся со скоростью около 30 мм/год. В местах, где плиты надвигаются друг на друга, называются зонами субдукции. В этих зонах океаническая кора погружается под континентальную, обра­зуя глубоководные желоба и островные дуги с активным вулканизмом. Как зоны спрединга, так и зоны субдукции являются районами наиболее активного массообмена между океаном и корой. Другими местами аналогичного интенсивного массообмена являются так называемые горячие точки. Согласно гипотезе У.Дж. Моргана, мантийное вещество в этих точках проникает к поверхности по локальным узким каналам. Положение таких вертикальных каналов жестко зафиксировано в мантии и не зависит от движения литосферных плит. Последние, движутся над этими каналами и как бы прожигаются ими. Так образуются локальные очаги вулканизма, которые смещаются в направлении обратном движению плит. На океанической плите в результате этого образуются цепочки вулканических островов и подводных гор. Наиболее наглядным примером горячих точек могут слу­жить Гавайские острова.

Океан можно представить как гигантское бессточное озеро. В его питании участвует большая часть континентального стока, который имеет очень низкую минерализацию. Несомненно в балансе вод океана активно участвует подземный сток, но его роль пока не определена. Как и бессточные озера океан теряет преимущественно влагу за счет ее испарения. Таким образом океан аккумулирует почти весь твердый и ионный сток континентов. Средний период полного возобновления вод океана оценивается равным 2,5 тыс. лет. Радиоуглеродные методы позволяют оценивать возраст океанических вод. Согласно его показа­телям воды Атлантического океана имеют возраст около 600-800 лет в центральной части и до 900 лет в восточной. Возраст вод Тихого океана достигает 1500 лет. Однако, необходимо учитывать, что эти оценки возраста несколько занижены из-за недоучета ¹⁴C в осажда­ющемся детрите. Средняя продолжительность водообмена глубоких вод оценивается равной 700 годам в Атлантическом и 2500 годам в Тихом океане.

Рисунок 0‑10. Схематическая диаграмма слоистой структуры океана и относительного объема каждой зоны. Заметьте, что "глубинная" зона вблизи полюсов подходит к поверх­ности (по Гроссу [140]).

Воды в толще океана, как и в озерах стратифицированы. Так как состав и минерализация его вод меняется мало, эта стратификация обусловлена преимущественно температурным фактором. На холодных плотных водах плавают слой разуплотненных теплых вод. Границей между этими толщами служит термоклин. Он присутствует везде, кро­ме самых высоких широт, и отделяет теплый верхний слой с пе­ремен­ной температурой от холодного нижнего с практически постоян­ной темпе­ратурой. Температура поверхностных вод изменяется от -2 до +22⁰ С. Температура придонных вод для всех океанов находится в достаточно узком интервале, от -2 до +1 ⁰С. Глубина залегания термоклина в тропических и экваториальных зонах достигает 300-500 м и умень­ша­ется к высоким широтам. Толща вод ниже термоклина питается в при­полярных областях и разгружается в локальных ограниченных по пло­щади районах. Большое значение в формировании соства вод океана имеет процесс, назваемый апвеллингом, вследствие которого холодные воды нижнего слоя выходят на поверх­ность. Это явление происходит там, где постоянные сгоняют поверхностную воду от крутого берегового склона. Расположены апвеллинги преимущественно вдоль западных берегов континентов.

Рис.. Пять наиболее продуктивных зон прибрежных апвеллингов (об­ласти, покрытые точками) и системы атмосферного давления на уровне мо­ря (антициклоны), влияющие на апвеллинги. Стрелками показано пример­ное положение основных течений. (Ю. Одум, 1986, стр.292)

Изотопный состав±

Океанические воды, особенно на глубинах более 500 м, изотопно очень однородны. Это обстоятельство позволило Крейгу предложить их в качестве стандарта изотопного состава водорода и кислорода. По условиям распределения изотопов в океанической воде можно выделить три слоя: приповерхностный, глубиной до 500 м, переходный и глубо­кий, ниже 1000 м. Средний изотопный состав океанического пара имеет dD около - 2,2%и d¹⁸O около -0,4%. В приповерхностном слое вариации изотопного со­става воды составляют для дейтерия около 3,5% и для кислорода-18 около 0,3%. Таянье полярных льдов и айсбергов способствует сниже­нию концентраций тяжелых изотопов в океанической воде. Антарктида и Гренландия главные постоянные поставщики изотопно легкой влаги. Вследствие этого океаническая влага поверхности океана (выше термоклина) закономерно изотопно утяжеляется от полярных областей к экватору. В.М. Мухачев полагает, что именно дефицит дейтерия привлекает к полярным морям планктон и китов. Вариации относительного содержа­ния дейтерия в глубоких слоях океана составляют всего около 0,4%, а изотопов кислорода-18 - 0,03%.

Минеральный состав

Благодаря огромной массе и продолжительной истории формиро­вания состав океанических вод характеризуется исключительной ста­биль­ностью, которая отражает постоянство его современного водного и солевого баланса. Есть основания полагать, что объем и состав океана существенно не менялись, по крайней мере, с палеозоя.

Таблица 80. Главные ионы океанической воды по С.В.Бруевичу(1966) (на 1 кг при S=35,00‰ и Cl=19,375‰)

Средняя минерализация вод океана равна 35 г/л. На постоянство минерализации морских вод обратили внимание еще Р. Бойль в XVII в. В океанической воде присутствуют все известные в природе эле­менты. Преобладающим анионом в океанической воде является хлор, на втором месте нахо­дятся сульфаты. Впервые состава морской воды был определен 1859-1865 г. Форхгаммером. Диттмар в 1872-1884 г. исследовал состав вод в разных частях океана. Среди катионов преобладает Na⁺, а на втором месте Mg²⁺. Океаническая вода достаточно жесткая и по классификации В.А. Сулина относится к хлоридно-магниевому типу. Кровь животных и человека по своему солевому составу очень близка к водам океана. Этот факт иногда используется как аргумент в поль­зу гипотезы, что жизнь зародилась и первоначально развивалась в водах океана.

Таблица 81. Главнейшие ионы и питательные вещества в Составе морской воды [288, 346, 45 и другие источники]

Даже при значительном изменении минерали­зации океанических водах соотношение главных ком­понентов остается неизменным, что свидетельствует о хорошей перемешанности вод и о древнем возрасте океана. Одни исследователи предполагают, что состав океана сформировался около 150 млн. лет назад, другие - даже 500 млн. Поэтому межкомпонентные соотношения (Br/Cl=0,0033; SO₄/Cl = 0,14; Na/Cl=0,55; Mg/Cl=0,066 и т.д.) являются более надежной ха­рактеристикой генетической природы морской воды, чем сами их концентрации. Это положение сформулировано в законе Диттмара:

В воде открытого океана независимо от абсолютных концентраций количественные соотношения между главными компонентами основного солевого состава постоянны.

Этот закон позволяет рассчитывать весь состав океанической воды по содержанию только одного компонента. В качестве такого "реперного" компонента выбран хлор. Хлорность морской воды рав­няется содержанию хлорного иона выраженной в г/кг или в промиллях. Под соленостью морской воды понимается суммарное содержание всех минеральных ве­ществ в граммах на килограмм морской воды при условии, что бром и иод замещены эквивалентным содержанием хлора, все углекислые соли переведены в окислы, а все органические вещества сожжены при тем­пературе 480⁰ С. В 1966 году Объединенная группа по океанологичес­ким таблицам и стандартам при ЮНЕСКО на сессии в Беркли (США) ре­комендовала следующие уравнения связывающие хлорность -Cl, соле­ность -S и сумму ионов -I:

S‰ = 1,80655 Cl‰;

I‰ = 1,81578 Cl‰;

I‰ = 1,005109 S‰.

Эти уравнения применимы только к водам открытых районов океана и морей. В изолированных морях, воды которых находятся под влиянием пресного материкового стока, наблюдаются свои хлорные коэффициенты:

Балтийское S‰ =0,115+ 1,805 Cl‰;

Черное S‰ =0,184+ 1,795 Cl‰;

Азовское S‰ =0,210+ 1,794 Cl‰;

Суммарное со­держание макрокомпонентов, т.е. минерализация океанических вод, не постоянна, а закономерно меняется подчиняясь определенной зональ­ности. Различают вертикальную и горизонтальную гидрохимическую зо­нальности вод океана.

Как и в случае с изотопным составом в толще океанских вод мож­но выделить три слоя: приповерхностный, глубиной в несколько сот метров, переходный и глубокий, ниже 2000 м.

Приповерхностный слой океанической воды характеризуется наи­большим диапазоном величин минерализации, изменяющейся преимуще­ственно в горизонтальном направлении от 32 до 37 г/кг. Во вну­трен­них морях отклонения могут быть еще более значительными. Соленость вод Балтийского моря меняется от 2‰ в Финском заливе до 13‰ в южной части. В Белом море соленость 24-30‰, в Черном – около 18‰, а в Красном достигает 42‰.

Поверхностные воды Тихого океана менее минерализованы (в сред­нем 34,7 г/кг), чем те же воды в Атлантике (35,3 г/кг). Это объя­сняется тем, что Тихий океан большую часть испаряемой с его по­верхности влагу получает обратно в виде осадков, а Атлантический океан ее теряет в сторону Евроазиатского континента и из-за цепи Скалистых гор и Кордельер не получает компенсации с запада, с сто­роны Тихого.

В целом наблюдается общая субширотная зональность приповерх­но­стных вод океана по минерализации, вызванная изменением количе­ственного соотношения атмосферных осадков и испаряемости. На тро­пических и субтропических широтах, в зоне пассатов, где отношение испаряемой влаги к осадкам достигает 2,0, наблюдается самая высо­кая минерали­зация вод приповерхностного слоя, до 37 г/кг и более. В экваториальной и высокоширотных зонах, где отношение испаряемой влаги к осадкам равно соответственно 0,67 и 0,5, наблюдается отно­сительно пониженная минерализация вод при­по­верхностного слоя. Са­мая низкая минерализация, 33-34 г/кг, свой­ственна водам высо­ко­ши­ротных, приполярных зон. Эта зональ­ность несколько нарушена дей­ствием течений вод в океане, перето­ка­ми атмосферных масс и вли­я­нием вод континентального стока. О.А. Алекин выделил три основные широтные зоны: 1- полярную и субполярную с минерализацией 32-34 г/кг, 2- тропическую и субтро­пическую с минерализацией до 37 г/кг и 3- экваториальную, с мине­рализацией 34-36 г/кг.

Наиболее контрастные изменения состава связаны с внутренними морями, частично изолированными от океана. В условиях аридного климата, например в Красном море и Персидском заливе, содержание солей в морской воде достигает 40-41 г/кг. В условиях гумидного климата, особенно во внутренних морях соленость воды очень низкая. В Черном море 18-22 г/кг, а в Финском заливе - только 5 г/кг. Эти изменения минерализации связаны с влиянием атмосферных осадков, с испарением влаги с поверхности, с притоком вод континентального стока.

Сезонные изменения солености океанических вод редко пре­вы­шает 0,5 г/кг и достигают наибольших значений в приполярных райо­нах за счет талых вод и в эстуариях крупных рек (до 5 г/кг). При этом н­аблюдается прямая линейная зависимость между содержанием дейтерия и соленостью. В разных районах эти зависимости носят раз­ный харак­тер, но все они сходятся в точке, с соленостью и содер­жа­нием дей­терия в глубоких водах океана. Концентрация дейтерия при нулевой солености близка к величине характерной для поверхностных пресных вод прилегающих районов суши.

Переходный слой характеризуется наиболее резким изменением минерализации вод с глубиной и называется галоклином. По своему положению галоклин обычно совпадает с термоклином и находится на глубинах от 300 до 600-800 м.

В глубоких слоях океанических вод, глубже 2000 м, соленость варьирует в очень узком интервале, около 35 г/кг. Изменение мине­рализации по мере перехода от приповерхностных вод к глубоким носит не одинаковый и иногда достаточно сложный характер. О.А. Алекин выделил четыре типа таких переходов, В.Н. Степанов и В.А. Шагин - до восьми. В полярной и субполярной зоне минерализация во­ды с глубиной резко увеличивается и на относительно малых глуби­нах достигает средних значений глубоких вод. В тропической и субтропи­ческой зоне переходный слой океанической толщи характеризуется снижением минерализации в верхней части до некоторого минимума и увеличением в нижней до значений характерных для глубоких вод. В экватариальной зоне переходный слой имеет еще более сложный ха­рактер распределения минерализации. Он имеет два минимума, у по­верхности и на глубинах 800-1000 м, разделенные максимумом на глу­бине около 500 м.

Содержание большинства макрокомпонентов в составе вод океана меняется строго пропорционально, согласно закону Дитмара. Их содержание не дает полного представления о природе морских вод. Эти минерализованные воды с ионной силой около 0,7 заметно отличаются от разбавленных растворов. Кроме того одни и те же ионы могут существовать в составе нескольких комплексных образований. Так, согласно модели С.А. Брусиловского, только сульфат в этих водах образует следующие комплексы: MgSO₄ – 0,01747 моль/л (60,2%); CaSO₄ -0,00341 моль/л (11,75%); NaSO₄^- - 0,0058 моль/л (19,99%); SO₄^2- -0,00234 моль/л (8,06%). Поэтому несмотря на стабильность аналитического состава, истинный состав океанических вод неоднозначен. Разные авторы дают заметно различающиеся модели этого состава.

Наименее стабильными по содержанию являются карбонаты и каль­ций, которые образуют плохо растворимый кальцит. Большая часть приповерхностных вод океана перенасыщена относительно кальцита. С глубиной с ростом гидростатического давления и понижением температуры увеличивается содержания CO₂ и раство­римость этой соли. В связи с на глубинах около 500 м океаническая вода становится недонасыщенной относительно кальцита. Однако скорость его растворения еще недостаточна, чтобы успеть растворить кальцит до его захоронения в осадках. Глубина, где весь кальцит растворяется и не накапливается в виде осадков на­зывается уровнем карбонатной компенсации. Этот уро­вень характеризуется резким изменением содержания кальцита в донных осадках и располагается на глубинах около 3,5 км в Тихом океане и 5 км в Атлантическом. Некоторая зона выше уровня карбонатной компенсации, в которой меняется характер растворения кальцита, называют лизоклином. В этой зоне сохраняются и захороняются в составе осадков только наиболее массивные раковины. Арогонит более растворим, чем кальцит, и поэтому уровень его компенсации располагается выше, на глубинах от нескольких сот метров в тропическом поясе Тихого океана до 2-3 км на севере Атлантического океана. Поэтому кальцит в виде известняка накапливается в мелководных частях океа­на и, как снег в горах суши, покрывает только верхние части под­водных гор. Ниже лизоклина раковины планктона полностью растворяются. Скорость накопления карбонатов кальция выше лизоклина достигает 35-60 мм за тысячу лет и обеспечивает широкое распространение их на дне морей и океана. На глубинах больше 4 км карбонатные осадки отсутству­ют.

В 1979 году группа американских, французских и мексиканских исследователей, спустившись на аппарате "Алвин" на дно океана, впервые увидели клубящиеся черные облака флюидов, выходящих из отверстий в форме каменных труб. Такие выходы назвали черными ку­рильщиками или черными дымами. Флюиды эти представляли собой высо­котемпературные (до 380⁰С) кислые (pH 3-5) и восстановительные ги­дротермальные растворы, обогащенные рудными компонентами. В насто­ящее время открыто всего около 60-70 таких выходов, большинство которых связано с рифтовыми зонами, входящими в систему срединно-океанических хребтов и к активным океаническим окраинам острово­дужного типа, соответственно, дивергентным и конвергентным гра­ницам крупных литосферных плит.

Большинство гидротерм океанических рифтов сходны по составу. По содержанию главных макрокомпонентов они сопоставимы с морской водой. Их выделяет резкое снижение концентраций магния и суль­фа­тов, а также повышенное содержание кремнезёма, калия, кальция, марганца и железа в высокотемпературных растворах («черных куриль­щиках»). Почти полное отсутствие SO₄^2- (близко к 0) и маг­ния (1-25 мг/л) является наиболее характерным признаком их соста­ва. Преобладают хлор (часто почти до 100 экв%), натрий и кальций, содержание которых определяет минерализацию гидротермальных вод. Их металлоносность определяет повышенное содержание марганца, же­леза и цинка. Их максимальные концентрации превышают средние в морской воде на 5-6 порядков.

При смешивании гидротермального раствора с морской водой формируется корреляционная зависимость между содержанием хлора и сульфатов, образуются сульфиды меди, железа и цинка, которые во взвешенном состоянии образуют черный дым и постепенно осаждаются на дно. Как показали исследования, каждый такой выход действует (курит) всего несколько лет.

Около Галапагосских островов периодически действует источник, в котором разгружается термальные воды (200⁰ С) с избыточным дав­лением 3×10⁷ Па. Большое внимание привлекли термальные рассолы (257 г/кг), разгружающиеся во впадинах Красного моря. Рассолы обогащены хлоридом натрия, калием и тяжелыми металлами, имеют высокое отно­шение кальция к хлору, низкое значение pH (около 5) и очень низкий окислительно- восстановительный потенциал (Eh около -100 мВ). Изо­топный состав воды этих рассолов такой же, как в морской воде, но изотопный состав гелия (³He/⁴He= 1,34×10^-5) свидетельствует о его мантийных источниках. Чтобы объяснить температурный режим Красного моря необходимо допустить разгрузку либо 400 л/с при температуре 210⁰ С, либо 800 л/с при температуре 105⁰ С.

Распределение биогенных веществ определяется биологическими процессами. Поэтому в их поведении наблюдается большое сходство. В приповерхностном слое океана, а именно в фотической зоне, который просвечивается солнцем, и в котором возможен фотосинтез, биологические процессы наиболее активны. В этом слое сосредоточена основная масса фитопланктона, который продуцирует O₂ и потребляет растворенные в воде биогенные элементы, прежде всего минеральные P, N, Si и другие, а также некоторых металлов. Это приводит к заметному снижению содержания биогенных элементов и некоторых металлов у самой поверхности океана. Часть их ОВ с этими элементами оказывается связана с биологическим круговоротом внутри фотической зоны, и не выходит за пределы последней. Часть ОВ в виде детритаопускается ниже фотической зоны и окисляясь отдает биогенные элементы обратно в раствор. Поэтому ниже фотической зоны наблюдается резкое увеличение, а затем плавное понижения содержания биогенных элементов.

Однако среди этих элементов наибольший интерес представляют те, которые присутствуют в недостаточном количестве и ограничивают тем самым развитие фитопланктона. Содержание таких элементов кон­тро­лируется биогеохимическим круговоротом. К таким элементам, пре­жде всего, относятся азот, фосфор и кремний.

С континен­таль­ным стоком и атмосферными осадками поступает только около 0,1×10⁹ т/год связанного азота. Фитопланктон потребляет при фотосинтезе около 7,7×10⁹ т/год азота. Очевидно, что основное потребление живы­ми организмами обеспечивается внутренним круго­воротом азота в океане.

Организмами усваивается преимущественно связанный азот. По­следний существует в аммонийной ( ), нитритной ( ), нитратной ( ) формах и в составе органических соединений. Содержание нитрата варьирует от ничтожных концентраций на по­верхности, особенно в вегетационный период, до 400-500 мкгN/л (30-40 мкмольN/л).

Растворенный связанный азот наиболее активно потребляется фитопланктоном в зоне фотосинтеза. Поэтому наименьшие концентрации его наблюдаются в этой зоне летом. Глубже он попадает в составе детрита, который постепенно опускается и минерализуется на пути до термоклина и ниже. На первой стадии регенерации образуется аммоний, максимальные концен­трации которого непосредственно под зоной фотосинтеза достигают 20-25 мкгN/л (1,4-1,8 мкмольN/л). Еще глубже в присутствии кисло­рода этот азот окисляется до нитри­та, который представляет промежуточную форму связанного азота в при­сут­ствии кислорода и достигает 10 мкгN/л, редко 20-30 мкгN/л. Нитриты быстро окисляются до наиболее устойчивой формы - нитрата. Максимальные концентрации этого азота также достигают 20-30 мкгN/л (1,5-2,5 мкмольN/л), так же в слое скачка плотности на глу­бинах 50-150 м. В прибрежных районах, в эстуариях, содержание нитрата уменьшается линейно с ростом солености.

Рисунок 0‑11. Профили кислорода, фосфата, кремнезема, меди и кадмия по данным GEOSECS, станция 226, и никеля, станция 204 (по Бойлю, Шчлатеру и Эдмонду [40 ]; Бойлю и др. [39]; Шчлатеру и др. [ЗОО]). Растущий фитопланктон в поверхностных слоях продуцирует O2 и снижает содержание в воде биогенных элементов и рассеян­ных металлов. Процессы разложения ниже фотической зоны сопровождаются потреб­лением О и переходом в воду биогенных элементов и рассеянных металлов. Профиль меди указывает на наличие ее источников у самой поверхности (атмосферный перенос) и в осадках. Заметьте, что концентрации крайне низкие (1 нмоль/кг = 50 •10-6 млн-1). Скобки указывают на предполагаемое загрязнение.

Общее содержание связанного азота с глубиной содержание заметно меняется. Он почти отсутствует в фотической зоне, ниже ее его содержание растет до максимума на глубинах термоклина, и имеет стабильные но меньшие концентрации в остальной более глубокой части океана. Только в районах очень высокой продуктивности и нако­пления органического вещества на глубинах 300-800 м, например, у западных берегов Африки, Южной и Центральной Америки и в некоторых морях (Аравийское море, Бенгальский заливе), наблюдается второй придонный максимум концентрации связанного азота (до 3-10 мкмольN/л), вызванный накоплением и восстановлением нитратов. Это восстановление до и обычно сопровождается появлением се­роводорода. В районах апвеллингов этот восстановленный связанный азот периодически выностится в верхнюю зону, где усваивается фитопланктоном.

Фосфор извлеченный из пород при выветривании поступает вместе с материковым стоком в виде ортофосфата ( ) и органических соединений в количестве 25 ×10⁶ тP/год. Большая часть этого фосфора адсорбирована взвешенными ве­ществами. В растворенном состоянии поступает только около 0,5 ×10⁶ тP/год. Фитопланктон океана усваивает около 1070 ×10⁶ тP/год. Сле­довательно, и потребление фосфора живыми организмами обеспечивает­ся исключительно его круговоротом в океане. Поэтому за время свое­го существования равное в среднем 100 тыс. лет каждый атом фосфора совершает около 100 циклов круговорота внутри океана.

Фосфаты в воде подвер­гаются гидролизу и образуют равновесную систему ионов ортофосфата ( ), гидроортофосфата ( ) и дигидро­ортофосфата ( ):

H₃PO₄ « H⁺ +H₂PO₄^-,

H₂PO₄^- « H⁺ + HPO₄^2-,

H₂PO₄^2- « H⁺ + PO₄^3-.

Относи­тельное содержание этих ионов определяется величиной pH и константой равновесия.

Концентрация фосфора в океа­не достигает 100 мкгP/л (3,5 мкмоль P/л) и мало зависит от солено­сти. Как и в случае с азотом, фосфор потребляется преимущественно фитопланктоном в верхнем слое мощ­ностью до 50 м, иногда до 150 м. По этой причине фосфор в водах открытого океана имеет наименьшие концентрации в фотической зоне (до глубин 50 м). Особенно низки концентрации фосфора летом. Незначительная часть фосфора в составе органического веще­ства опускается глубже фотической зоны. Поэтому ниже ее его содержание возрастает до максимума (около 70-80 мкгP/л) на уровне кислородного минимума, т.е. на глубинах 500-1500 м. На больших глубинах его содержание находится в интервале 50-70 мкгP/л. В морях и неглубоких частях океана часть этого связанного фосфора может достигать дна и накапливаться в илах вместе с органическим веществом. По мере разложения органического вещества этот фосфор переходит в растворенную фосфатную форму и течениями эпизодически выводится на поверхность.

Связанный азот и фосфор распределены в океане почти одинаково. Поэтому соотношение нитрата и фосфата в морской воде относительно постоянно. Максимум нитратов ( ) и фосфатов (фосфат-ион ) наблюдается на глубинах, где располагается минимум концентраций кислорода. Это связано с накоплением продуктов разложения органического вещества, поступающего сверху. Величины отношения N/P в этих продуктах находятся в интервале от 12 до 15. Это означает, что между ними существует прямая линейная зависимость. При этом, их содержание прямо пропорционально содержанию кадмия и обратно пропорционально величине отношения стабильных изотопов углерода ¹³C/¹²C. Таким образом основная часть запасов азота и фосфора в океане оказывается за пределами фотической зоны и возвращается в нее только благодаря поднятию глубинных вод на поверхность.

Кремний поступает с континентальным стоком в количестве около 4,91×10⁹ тSi/год, а потребляется фитопланктоном в количестве до 31×10⁹ тSi/год. Заметные количества кремния могут поступать в составе океанических гидротерм, воды которых содержат на 1-2 порядка больше кремния (до 1710 мг/кг Si(OH)₄), чем морская вода. Поэтому потребление кремния организмами так же, как в случае азота и фосфора, обеспечивается, в основном, его круговоротом в пределах океана.

Кремний присутствует в виде ортокремниевой кислотыSi(OH)₄ (H₄SiO₄) и расходуется на построение скелета диатомовых водорослей, радио­лярий, силикофлагеллатов и других организмов. Содержание кремния в океане относительно высокое, от 200 до 1200 мкгSi/л, редко до 4000 мкгSi/л (Японское море).

В фотическом слое кремний активно потребляется диатемовыми водорослями, радиоляриями и другими организмами. Поэтому в этом слое его содержание минимально, и в зависимости от сезона колеблется от 200 до 2000 мкгSi/л. Скелеты из кремнезема (диатомей, радиолярий) постепенно растворяются. Глубже содержание кремния увеличивается, сначала резко, до уровня термоклина, затем медленно и достигает максимальных значений у дна. Однако, при среднем содержании ортокремниевой кислоты9,6 мг/кг, воды океана не насы­щены кремнием, и поэтому скелеты погибших организмов почти полно­стью растворяются. Вследствие дна достигает лишь незначи­тельная часть минерального кремния. Тем не менее диатемовые и радиоляриевые илы занимают до 10% площади дна океана. Альфред Нобиле в 1867 году соединил диатомит, породу из скелетов диатомовых водорослей, с ни­троглицерином и получил взрывчатое вещество - динамит. Распре­деля­ется растворенный кремний по глубине в общих чертах аналогично азоту и фосфору. Минимальные концентрации его наблюдаются на по­вер­хности, вследствие активного потребления фитопланктоном, ниже фотической зоны его содержание сперва растет по мере минерализации органического вещества и растворения их кремниевых остатков, а затем падает.

Железо в морской и океанической воде присутствует в составе органических соединений в количестве около 6×10^-5 мг/кг. Заметные количества железа поступают с гидротермальными растворами, в ко­торых его концентрация достигает 1044 мг/кг. Органические соеди­нения подвергаются гидролизу и образуют коллоидные гидроокислы железа. Коагуляция этих коллоидов приводит к образованию гелевых комочков, которые переносятся водой и постепенно осаждаются вместе с глинистыми частицами. Тем не менее, значительная часть железа усваивается организмами. Одним из основных потребителей железа являются диатомовые водоросли. С их гибелью поглощенное ими железо опускается на дно с органическим веществом.

Среднее содержание марганца в океанической воде едва достигает 5×10^-5 мг/кг. В гидротермальных растворах океана его содержание достигает 246 мг/кг. Марганец ведет себя аналогично железу, но его меньше в воде, а соединения его более растворимы и подвижны.

Органическое вещество

Аллохтонное органическое вещество обеспечивает поступление 1×10⁹ т С _орг/год преимущественно с материковым стоком. Незначительная часть этого вещества поступает из атмосферы. Это ко­личество составляет только около 2,5-5,0% автохтонного органи­ческого вещества, т.е. образованного непосредственно в океане.

Все органическое вещество океана представлено живыми организмами, среди которых преобладают фитопланктон, зоопланктон и бентос, де­тритом из остатков погибших организ­мов. Но большая часть его образует коллоидные и истинные рас­творы. Общее количество органического вещества в океане достигает 4×10¹² т.

Растительность распространена в ограниченном по глубине приповерх­ностном слое мощностью 80-150 м. Этот слой наиболее теплых и осве­щенных вод океана богатых биогенными и органическими веществами называют фотическим (эвфотической). Растительность преобразовывает растворенное неорганическое вещество в органическое путем фото­син­теза, поглощают растворенную CO₂ и обогащают воду O₂. Морские животные обитают на всех глубинах океана и на его дне, потребляют преимущественно готовое органическое вещество и O₂. Основная часть (более 80%) органического вещества образуют детрит, который медленно опускается на дно, и постепенно мине­рализуется вплоть до CO₂. Этот процесс минерализации длится более 60 суток. Кон­центрация всего взвешенного органического вещества меняется от 3 до 10 мкгС/л.

Растворенное органическое вещество представлено углеводами, белками и продуктами их разложения, липидами, преимущественно эфи­рами жирных кислот часто с ортофосфорным радикалом, и сложными гу­мусовыми и фульвовыми веществами. Содержание растворенного ор­га­ни­ческого углерода характеризуется через углерод органический. Содержание растворенного органического вещества находится в интервале от 0,35 до 0,7 мгС/л (1). Его среднее содержание в водах океана определено равным 1,36 мг/л (2). Общее содержание растворенного органического углерода, около 1,8× 10¹² т, почти в сто раз превышает содержание углерода взвешенного органи­ческого веще­ства.

Большая часть автохтонного органического вещества образуется в фотической зоне за счет фотосинтеза, наиболее упрощенной формой выражения которого является уравнение:

6 CO₂ + 12 H₂O ® C₆H₁₂ O₆ + 6 O₂ + 6 H₂O

Продуктивность органического вещества контролируется освещен­ностью, температурой и достатком питательных веществ. Недостаток света в верхнем приповерхностном слое вод океана наблюдается толь­ко в приполярных зонах и в прибрежных мутных водах. Основными ли­митирующими продуктивность органического вещества фактором являет­ся содержание растворенных в воде нитратов и фосфатов. Наблюдается прямая зависимость между продуктивностью и содержанием фосфатов. Большая часть органического вещества концентрируется на глубинах менее 60-80 м. Ниже этой зоны содержание растворенного органического углерода по­степенно уменьшается с глубиной. Вниз с глубиной его содержание падает.

Газовый состав

Молекулярный азот поступает преимущественно из атмосферы. Со­держание молекулярного азота в океанических водах зависит преи­мущественно от их температуры на поверхности и варьирует в относительно узком интервале, от 8,2 мл/л у экватора до 14,1 мл/л в приполярных зонах. Часть этого азота азотфиксирующие бактерии способны переводить в связанное состояние.

В глубоких водах содержание молекулярного азота так же близко к насыщению, а отклонения его содержания от среднего значения обычно не превышают 5%. Некоторую часть этого азота дают организмы способные связанный азот переводить в сво­бодный. В частности, перевод части нитратов в свободный азот на­блюдается в анаэробной зоне Черного моря за счет окисления сероводорода. Процесс идет согласно реакции:

+ 6H₂S = 6S + N₂ + 6H₂O

Поэтому у верхней границы анаэробной зоны Черного моря наблю­дается пресыщение вод молекулярным азотом до 105%. Напротив азот­фиксирующие бактерии переводят часть свободного азота в свя­занное состояние.

В последнее время большое внимание уделяется распределению и изотопному составу гелия в океанической воде. Долгое время предполагали, что его содержание определяется только равновесием между океа­ном и атмосферой. Однако в 1975 году был обнаружен избыточный гелий в гидротермальных водах с почти мантийным изо­топ­ным составом. Содержание превышает фоновое иногда в 10⁴ раз, а его изотопное отношение ³He/⁴He почти в 8 раз выше, чем в атмо­сфе­ре. Величина его изотопного соотношения находится в прямой корреля­ци­онной связи с температурой и содержанием кремния. Исследование изо­топного состава гелия позволяет, с одной стороны, трассировать миграцию гидротермальных вод при их рассеивании, с другой, контро­лировать количество компонентов, поступающих с этими водами из мантийной коры.

Молекулярный кислород поступает из атмосферы или образуется в процессе фотосинтеза. Его содержание находится в интервале от 1,5 до 10 мл/л. Его концентрации достигают максимальных величин в приповерхностной фотической зоне мощностью 50-80 м, где достаточно света, где наиболее интенсивны процессы фото­синте­за. Здесь значительная часть его генерируется хлорофиллсодержащим фитопланктоном. Годовое производство этого кислорода составляет 3,5×10¹⁰ т по данным Г.Г. Винберга, 4,5×10¹⁰ т по Б.А. Скопинцеву. Вследствие этого воды фотической зоны могут быть пересыщены кислородом на 5-6%, а в вегетативный период на 10-80% и более. Сезонные колебания содержания кислорода наиболее заметны на средних и высоких широтах. Одновременно кислород теряется на окисление органического вещества и дыхание зоопланк­тона, и это потребление его растет с глубиной. Место, где процессы генерации и расходования кислорода уравновешивают друг друга, называется глубиной кислородной компенсации. Эта глубина опускается от 25-50 м в прибрежных зонах до 100 м в Саргассово море, меняя свое положение в зависимости от сезона.

Рисунок 0‑12. Схематическое распределение O2 с глубиной в океане. Кривая А - район средней поверхностной продуктивности, кривая В — район очень высокой поверхностной продуктивности.

Глубже фотической зоны содержание кислорода уменьшается и достигает минимальных концентраций, около 1,0 мг/л (менее 30% насыщения) в Атлантическом океане и 0,4 мг/л в Тихом, на глуби­нах 100-1400 м. Этот слой кислородного минимума располагаются обычно ниже термоклина, на уровне изотермы 8⁰ С.

В основной части океана, на глубинах более 1400-1600 м со­держание кислорода увеличивается и стабилизируется при концентра­ции около 4-5 мг/л, что соответствует 50-70% насыщения. Источником этого кислорода являются холодные полярные воды, которые поступают с глубинными течениями. Даже в глубоководных впадинах распространены эти воды. В Филиппинской впадине содержание растворенного кислорода 3,75 мл/л, в Марианской – до 4,0 мл/л. По мере их распространения и старения содержание кислорода в них умень­шается.

Двуокись углерода океана является основным источником CO₂ в атмо­сфере. В водах океана двуокись углерода образуется в процессе дыхания водных организмов и окисления органического вещества. Локальные интенсивные источ­ни­ки двуокиси углерода связаны с подводными вулканическими изверже­ниями. Одновременно двуокись углерода потребляется фитопланктоном на фотосинтез и ее содержание регулируется карбонатным равновесием. Избыток CO₂ расходуется на растворение и выщелачивание карбонатных минералов:

CaCO₃ + CO₂ + H₂O ® Ca⁺² +

CaSiO₃ + CO₂ ® Ca⁺² + + SiO₂

Вследствие этого содержание двуокиси углерода не превышает 1 мг/л. Его концентрация минимальна в фотической зоне и увеличивается с глубиной по мере снижения интенсивности процессов фотосинтеза и увеличения окисления органического вещества. Наибольших концентраций дву­окись углерода достигает в застойной зоне, где наблюдается мини­мальное содержание кислорода. Максимальные концентрации двуокиси углерода, до 1,3 мл/л (парциальные давления до 0,12 кПа), наблю­даются в восточной части экваториальной и тропической зон Тихого океана на глубинах 400-500 м соответствующих температуре 8⁰ С.

Большие количества двуокиси углерода, очевидно, поступают с гидротермальными растворами и магмой на дне океана. Даже суще­ству­ет гипотеза, что пропажа кораблей в Бермудском треуголь­нике свя­за­на с вскипанием вод океана вследствие мощных разовых выбросов дву­окиси углерода. Вследствие образования газовой суспензии плот­ность океанической воды резко уменьшается, и корабли проваливаются в пу­чину.

Сероводород в водах открытого океана практически отсутствует. Его обнаруживают лишь в придонных водах прибрежных зон, в водах окраинных или замкнутых морей или заливов. Основной причиной его появления является недостаточность водообмена с поверхностью вследствие высокого градиента плотности. Сероводород установлен в придонных водах впадин Кариако (Карьяко) Карибского моря и Орка Мексиканского залива. В Карибском море содержание кислорода убывает с глубиной и ис­чезает на глубинах близких к 500 м. Глубже появляется сероводород, содержание которого увеличивается с глубиной и стабилизируется на значении 0,03 mг-атом S/л. Содержание фосфора увеличивается от 1mг-атом/л на поверхности до 2,72 на глубине 700 м. Аммоний при­сутствует в поверхностных водах, исчезает на глубине 50 м, но еще глубже ниже 270 м вновь появляется и увеличивает свое содержание с глубиной до 8-9 mг-атом/л.

Рисунок 0‑13. Схематическая иллюстрация условий, необходимых для появления ана­эробного бассейна в океане.

В Аравийском море наи­большие концен­тра­ции сероводорода наблюдаются на глубинах от 125-150 до 300-1000 м, в Бенгальском заливе - от 75-150 до 800-1000 м. Содержание серо­во­дорода в этих водах достигает 0,04-0,10 мл/л. Эта зона отличается наибольшим дифицитом кислорода (97-98%), понижен­ное содержание ни­трата ( ) и повышенное содержание нитрита ( ).

Рисунок 0‑14. Схематическая иллюстрация анаэробного бассейна типа фьорда. Органи­ческое вещество, продуцируемое в поверхностной зоне с низкой соленостью, осаждает­ся в глубокой зоне и распадается.

Даже в Балтийском море в периоды длительной стагнации се­ро­водород появляется в придонных водах на глубине около 70 м.

Большую опасность представляет сероводород образующийся вслед­ствие накопления огромного количества органического вещества в прибрежных районах апвеллинга у юго-западных берегов Африки и вдоль запад­ного побережья Южной Америки. Здесь вследствие выноса большого ко­личе­ства биогенных элементов бурно размножаются диатомовые водоро­сли. На окисление их органического вещества не хватает свободного ки­слорода, и образуется много сероводорода. При благоприятных вет­рах воды насыщенные сероводородом проникают к поверхности и приво­дят к массовой гибели рыб раз в нес­колько лет. Такие явления прои­сходят у берегов Перу и Чили. Выходы сероводорода на поверхность моря в 1953 году в районе Уолфиш-Бей юго-западного побережья Афри­ки вызвали массовую гибель рыб в полосе шириной 50 км и длиной бо­лее 300 км. Запах сероводорода ощущался на суше в 40 км от берега.

Присутствие сероводорода в этих бассейнах связано с наличием анаэробной зоны. Эта зона как правило занимает придонную часть водоемов и имеет мощность до 1000 м и более. Присутствие сероводорода замечается на верхней границе этой зоны. Восстановленная сера присутствует в виде трех компонентов H₂S, HS^- и S^2-. В анаэробных условиях серо­водород образуется в процессе сульфатредукции и разложения серо­органических соединений и накапливается. В аэробных условиях эти компоненты окисляются до тиосульфата - и сульфата - . Содержание биомассы в зоне повышенного содержания сероводо­рода понижено. В некоторых прибрежных районах наблюдаются выходы сероводородных ис­точников и нефти.

Но наиболее ярким примером сероводородного заражения служит Черное море, которое представляет собой самый крупный и наиболее изу­ченный бассейн сероводородного заражения. Этому способствует резкое увеличение плотности его вод на глубинах 60-100 м и замедленный вертикальный водообмен (150-200 лет). Сероводород появляется в переходном слое. Величина окислительно-восстано­вительного потен­циала в этом, так называемом, С-слое меняет знак с положительного на отрицательный и при Eh от-10 до -20 мВ сосуществуют и кислород (около 0,1 мл/л) и сероводород (от 0,3 до 0,4 мл/л). Мощность это­го слоя варьирует от 8 до 35 м, а его верхняя граница располагает­ся на средней глубине 146 м. Глубина залегания этого переходного слоя соответствует галоклину и меняется регионально, куполообразно в центре моря, и в зависимости от сезона года. В любое время года глубина появления сероводорода тесно связана с положением изотермы 8⁰С, что выражается уравнением:

где - глубина появления сероводорода, м; H₈ - глубина за­лега­ния изотермы 8⁰ С. Содержание сероводорода в этом слое и далее вниз увеличивается от 0,01-0,3 мг/л на глубинах около 150 м до 5,5-7,5 мг/л (7 мл/л) на глубине 2000 м и более. Максимальная концентрация серово­дорода достигает 13 мг/л. В на­стоящее время солоноватые се­роводо­родные воды занимают до 90% объема бассейна.~

Глубина залегания верхней границы зоны сероводородного зараже­ния в последние годы постепенно уменьшается. В восточной части мо­ря эта глубина уменьшилась на 70 м (60 м от поверхности), а толщи­на слоя С увеличилась до 120 м. Более того, во время экспедицион­ных работ на шельфе обнаружены признаки выхода сероводорода на по­верхность (2). Это вызывает тревогу так как сероводородное зара­же­ние грозит гибелью как морской фауне, так и людям прибрежной зо­ны. Рассекреченный рапорт управляющего Черноморским флотом о "стол­бах пламени" и "вспыш­ках огня белого цвета" высотой до 500 м и шириной до 1,5-2,0 км непосредственно в море у Севастополя и Евпатория во время Крымского землетрясения в 1927 году вызвал панику среди жур­налистов. Они сделали предположение, что горел сероводород. Однако растворенный в воде сероводород даже в случае переворота вод, ка­кой имел место в Мертвом море, не способен достичь смертельно опа­сных концентраций в воздухе. Поэтому катастрофа озера Ниос (3) крымскому побережью не грозит. Тем не менее уже предлагаются про­екты откачки сероводородных вод с больших глубин с целью утили­за­ции энергии сгорания и серы сероводорода и сдерживания распростра­нения сероводородного заражения.

Существуют разные гипотезы относительно источников серово­до­ро­да в Черном море. Согласно одной из них, 7,5 тысяч лет тому на­зад[ii], когда последний ледник отступил на север, и общинные охот­ни­ки на мамонтов и собиратели уже осваивали Русскую равнину, в прес­новодное Ново-Эвксинское море (древняя береговая линия обна­ружена на глубине 170 м) через пролив Босфор хлынули соленые воды Среди­земного моря и стали снизу вытеснять более пресные воды бассейна. В течение почти 5 тысяч лет формировались новые гидрохимические условия сосуществования пресных и соленых вод. Пресные воды посте­пенно уступили место застойным соленым, в которых сформировались восстановительные условия, благоприятные для образования сероводо­рода. В конце концов установилось равновесие, при котором глубина распространения сероводородного заражения стабилизировалась. Со­гла­сно этой гипотезе сероводород образуется вслед­ствие восстанов­ления сульфатов и гниения органического вещества богатого серой при участии микроорганизмов. Сторонники бактериального происхождения сероводорода полагают, что в настоящее время 97% его количества образовано за счет сульфатредукции и только 3-5% связывают с органическими источниками. Действительно установлено присутствие огромного количества тиофильных бактерий на верхней границе анаэробной зоны и на дне, на глубинах более 2000 м. Кроме того, наблюдается уменьшение с глубиной значения отношения /Cl. Состав и мощность переходной зоны позволяют оценить скорость окисления сероводорода на верхней границе анаэробной зоны равной в среднем 130 г H₂S на м² площади водоема в год. Бактерииже могут обеспечить окисление лишь 25 г H₂S на м² в год.

Другая гипотеза связывает поступление сероводорода с разгруз­кой подземных вод на дне Черного моря. Сторонники глубинного про­исхождения сероводорода акцентируют внимание на сероводородные ми­неральные воды Мацесты. Большие запасы этих термальных хлоридно-натриевых вод с минерализацией около 12,6 г/л, с пониженным содер­жанием сульфата и с H₂S до 400 мг/л обнаружены на глуби­нах до 3000 м, т.е. ниже дна моря. Разгрузка этих вод на дне моря может объяснить не только присутствие сероводорода, но и увели­че­ние минерализации и снижение доли сульфатов в морской воде с глу­биной (4).

Присутствие H₂S обнаружено и в большинстве гидротерм "черных курильщиков". Содержание H₂S в их водах достигает 37-681 мг/кг. В некоторых термах обнаружены повышенные содержания CO₂ (до 7480 мл/л) и метана.

Содержание углеводородов в океанической воде измеряется вели­чинами 10^-5 -10^-4 мл/л. Суммарное содержание тяжелых гомологов мета­на редко превышает 10^-6 мл/л. Содержание этана находится в интерва­ле от 0,54×10^-6 до 10,2 10^-6 мл/л. 94-99% всего объема углеводородов в водах океана занимает метан. Минимальное содержание метана, око­ло 8×10^-5 мл/л, контролируется его парциальным давлением в атмосфе­ре. Содержание метана в морской воде находится в интервале от 0,246 ×10^-4 мл/л до 2,83×10^-4 мл/л. Наибольшие концентрации метана наблюдаются на глубинах около 30-50 м и уменьшаются с глубиной. В водах этих глубин его содержание имеет значения от 4,0×10^-5 до 8,6×10^-5 мл/л, превышая равновесное с атмосферой на 30-80%, а в зоне максимального фотосинтеза иногда в 2-5 раз выше, чем на поверх­ности. В открытых частях океа­нов и морей это превышение минималь­но. В Тихом океане среднее содержание метана составляет всего 0,42×10^-4 мл/л. В окраинных и внутренних морях, в заливах и эсту­ариях концентрации метана могут превышать равновесные на 1-5 по­рядков величин. В частности, в шельфовых частях углеводородных га­зов в воде больше, чем во внутренних. Так в Мексиканском заливе метана в открытом море почти в 100 раз меньше, чем на шельфе. Аналогично ведут себя и гомологи метана, этан и пропан.

А.А. Геодекян и другие различают три типа распределения метана ниже приповерхностного максимума. В открытых морях и океане его содержание уменьшается с глубиной до самого дна. Так в Тихом океа­не на глубинах около 500 м их содержание почти в 10 раз меньше, чем в приповерхностных водах. Иначе ведет себя метан в морях с се­роводородным заражением. В таких бассейнах его содержание с глубиной заметно, иногда на 2-3 порядка, увеличивается с глубиной. В Черном море содержание CH₄ в поверхностных водах составляет около 7×10^-4 мг/л, а на глубине 500 м достигает 0,1 мл/л. Наибольшие изменения концентраций CH₄ связаны со слоем, отделяющим аэрированные воды от безкислородных на глубинах 200-980 м. Поток метана вверх оценивается равным 47 мл/м² год. Наконец, в некоторых морях наблюдаются два максимума, в приповерхностном и придонном слоях воды. Придонный CH₄ связан с его поступлением из осадков. Как правило, такие выходы имею место в шельфовой части океана. В частности на шельфе Мексиканского залива при глубинах 65-130 м обнаружена обширная площадь (протяженностью около 40 км) выходов газа. У поверхности дна отмечены повышенные концентрации CH₄ (более 0,5×10^-3 мл/л).

CH₄ обнаружен и в гидротермальных выходах на дне океана. Это метан имеет изотопный состав от -5,0 до -1,5%. Предполагают, что боль­шая часть его образуется при термокаталитическом разложении органического вещества осадков. Некоторая часть этого метана ге­нетически связывается с мантией.

Об этом свидетельствует относительное постоянство отношения CH₄ /³He. Международная группа исследователей, возглавляемая британским ученым Джулианом Пирсом, утверждает, что разгадала тайну Бермуд­ского треугольника, где за период с 1945 года бесследно исчезло 20 кораблей и 16 самолетов. Пирс и его сотрудники видят причину этих исчезновений в периодических взрывах метана, гигантские количества которого сосредоточены в глубинах моря. Потоки метановой пены не только поглощают корабли, но и лишают прилегающие воздушные про­странства способности нести нагрузку, в результате чего самолеты падают в море.

Общие свойства

Океаническая вода имеет самый большой объем и самое продолжительное время формирования. Ее состав формируется, как и в случае бессточных озер, в процессе некоторого баланса между поверхностным стоком и испарением влаги. В этом формировании активно участвуют географические, биологические и геологические факторы. Это участие вызывает изменение состава вод в толще океана, ее гидрохимическую зональность.

Величина pH в океанических водах определяется преимущественно карбонатным равновесием и с глубиной заметно снижается по мере увеличения содержания CO₂. В целом морские воды имеют слабощелочную реакцию и характеризуются значениями pH от 8,0-8,4 у поверхности. Этому способствует фотосинтез. В фотической зоне океана под воздействием биологических процессов могут иметь место сезонные или даже суточные колебания величин pH. Кислородное дыхание вызывает резкое понижениее величины pH с глубиной, но потребление водородных ионов на растворение карбонатов и буферное влияние карбонатных солейстабилизируют величину pH в диапазоне 7,6-8,1 на больших глубинах. В полуизолированных морях диапазон значений pH заметно шире. В Балтийском море, например, значения pH варьируют от 7,0 до 8,6. На дне океана, в местах, где разгружаются высокотемпературные кислые гидротермальные воды, pH может иметь значения существенно ниже 7, вплоть до 3-5.

Величины окислительно-восстановительного потенциала закономерно уменьшаются с глубиной. Огромные массы океанической воды достаточно хорошо аэрированы и имеют Eh до +600 мВ (200-400 мВ). В отдельных участках богатых органическим веществом, где большая часть или весь кислород расходуется на окислительные процессы с глубиной значения окислительно - восстановительного потенциала уменьшаются и достигают в анаэробной зоне отрицательных величин. В Черном море значения Eh достигают -100 мВ и менее.