Океаническая вода представляет собой раствор солей со средней концентрацией около 35 г/л. Всего в океане содержится 5*1022 г растворённых солей. В их составе преоб­ладают ионы Na+, Mg2+, K+, Ca2+, С1– и SO2- составляющие 99% от суммы солей. Многие другие элементы содержатся в мил­лионных и миллиардных долях.

Состав солевой массы океана 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+, C1-, SO2-4 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 трудно растворимых 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 трудно растворимой соли ВаSO4. Ионы некоторых металлов — Ti, Mn, Zr и др. в результате гидролиза коагулируют и осаждаются в форме гидроокислов. Целый ряд микроэлементов морской воды — Си, Pb, Mo, 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 океана значи­тельно ниже, чем это следует из раство­римости их соединений. В целом океан — 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 океана определяется отношением массы каждого компонента, находящегося в данный момент в О., к его массе, прошедшей через океан. Величина этого отношения зависит от среднего времени пребывания элемента в океане Для большинства элементов (кроме Na и С1) оно мало по сравнению с длительностью существования океана.

В воде океана растворены также различные газы, поступающие из атмосферы и формирующиеся в самой водной толще. Наибольшее значение имеет О2 и СО2, определяющие жизнедеятельность в океане. Содержится также ряд инертных (не принимающих участие в химических реак­циях) газов — N2, Аr, Кr, Хе; их раство­римость находится в обратной зависи­мости от атомной массы. Содержание О2 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 СО2, напро­тив, приурочено к глубинным слоям воды. Растворимость углекислоты воз­растает в холодных водах и уменьшается при нагревании. В связи с этим в зимние месяцы часть СО2 переходит из атмосферы в океаническую воду, а летом - обратно. СО2 принимает участие в химических реакциях, в частности регулирует карбонатное равновесие. Воды, обогащенные СО2, агрессивны по отношению к СаСО3, удаление СО2 из воды при её нагревании способствует осаждению карбонатов. Ве­лика роль СО2 в фотосинтезе, в процессе которого образуется органическое вещество. В результате фотосинтеза в океане ежегодно образуется около 1017 г биомассы фитоплан­ктона.

Фотосинтетическая деятельность фитопланк­тона определяет содержание газов, растворённых в поверхностных слоях воды (до глубины 100 - 150 м), насыщая их кислородом и поглощая СО2. Помимо углерода, организмы извлекают такие элементы, как Si, Ca, Mg, К, Br, I, P, Na, а также ряд тяжёлых металлов, имеющих физиологическое значение, - V, Zn, Сu, Со, Ni и др. При отмирании организмов эти элементы частично поступают в оса­док, где в соответственных условиях могут концентрироваться. В железомарганцевых конкрециях накапливаются также Сu, Zn, Ni, Co, Mo, Ag, Tl, Pb и др. эле­менты. Суммарное количество железомарганцевых конкреций оценивается в 1013.

В геохимической истории океана 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 основной массы воды и кислых продуктов дегазации (Cl, F, Вг, I, S и др.), которые затем нейтрализовались, взаимодействуя с породами ложа океана. 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 других 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 океана и газов атмосферы, близким к современному, стационарным режимом с кратковременными и ограниченными колебаниями солёности морской 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.

Таблица 2.

Химический состав планктона (в микро граммах элемента на грамм

сухого веса планктона)