Океан

I

Океа́н

в древне-греческой мифологии один из богов-титанов (См. Титаны), обладавший властью над мировым потоком, окружавшим, по представлениям греков, земную твердь; сын Урана и Геи (См. Гея). В борьбе Зевса и др. богов-олимпийцев с титанами О. был на стороне олимпийцев и поэтому после победы Зевса и гибели титанов сохранил власть над мировым потоком. Многочисленные женские божества Океаниды считались дочерьми О., в родственную связь с ним ставили также богов различных морей и рек. В позднейших мифах О. вытесняется Посейдоном.

II

Мировой океан (от греч. Ōkeanós — Океан, великая река, обтекающая Землю).

I. Общие сведения

О. — непрерывная водная оболочка Земли, окружающая материки и острова и обладающая общностью солевого состава. Составляет большую часть гидросферы (94%) и занимает около 70,8% земной поверхности. В понятие «О.» часто включают подстилающие массу его вод земную кору и мантию. По физическим и химическим свойствам и качественному химическому составу воды (см. Морская вода) О. представляет собой единое целое, но по количественным показателям гидрологического и гидрохимического режима отличается большим разнообразием. Как часть гидросферы О. находится в непрерывном взаимодействии с атмосферой и земной корой, определяющими многие существенные его особенности.

О. представляет собой огромный аккумулятор солнечного тепла и влаги. Благодаря ему на Земле сглаживаются резкие колебания температуры и увлажняются отдалённые районы суши, что создаёт благоприятные условия для развития жизни. О. — богатейший источник продуктов питания, содержащих белковые вещества. Он служит также источником энергетических, химических и минеральных ресурсов, которые частично уже используются человеком (энергия приливов, некоторые химические элементы, нефть, газ и др.).

С древнейших времён О. и его моря использовались для установления связей между народами. Это создало предпосылки для Великих географических открытий (См. Великие географические открытия), а также для освоения отдалённых от центров культуры территорий, чему способствовал технический прогресс в транспортных средствах. По океанским путям осуществляется около 4/5 мирового грузооборота (см. Морской транспорт).

Роль О. в жизни человечества быстро возрастает. Проблема использования О. в различных отраслях экономики стран мира (судоходство, рыболовство, рациональная эксплуатация ресурсов О., освоение шельфа, прокладка межконтинентальных кабелей, Опреснение воды, а также охрана и предотвращение загрязнения морской среды и др.) носит глобальный характер и связана с разрешением важных экономических, политических и правовых вопросов.

По физико-географическим особенностям, находящим своё выражение в гидрологическом режиме, в Мировом океане выделяются отдельные океаны, моря, заливы, бухты и проливы. В основе наиболее распространённого современного подразделения О. лежит представление о морфологических, гидрологических и гидрохимических особенностях его акваторий, в большей или меньшей степени изолированных материками и островами. Границы О. отчётливо выражены лишь береговыми линиями суши, омываемой им; внутренние границы между отдельными океанами, морями и их частями носят до некоторой степени условный характер. Руководствуясь спецификой физико-географических условий, некоторые исследователи выделяют также в качестве отдельного Южный океан с границей по линии субтропической или субантарктической конвергенции (см. Конвергенции зоны) или по широтным отрезкам срединно-океанических хребтов. Основные морфометрические показатели отдельных океанов с входящими в них морями и Мирового океана в целом даны в таблице 1.

Табл. 1. – Основные морфометрические показатели океанов

1По другим данным — 91, 14, 338, 3332 соответственно. 2По другим данным — 14, 7, 16,7, 1130 соответственно.

В Северном полушарии вода занимает 61% поверхности земного шара, в Южном — 81%. Севернее 81° с. ш. в Северном Ледовитом океане и приблизительно между 56° и 63° ю. ш. воды О. покрывают земной шар непрерывным слоем. По особенностям распределения воды и суши земной шар делится на океаническое и материковое полушария. Полюс первого расположен в Тихом океане, к Ю.-В. от Новой Зеландии, второго — на С.-3. Франции. В океаническом полушарии воды О. занимают 91% площади, в материковом — 53%.

II. Геологическое строение и рельеф дна

Рельеф дна и строение земной коры. Общее представление о распределении глубин О. даёт Гипсографическая кривая, согласно которой большая часть площади дна (73,8%) располагается на глубине от 3000 до 6000 м. Планетарные морфоструктуры дна О. выделяются на основе различий в строении и истории развития отдельных участков земной коры. Части дна О., прилегающие к материкам, характеризуются материковым типом коры и составляют подводную окраину материков (См. Подводная окраина материка), в которой по особенностям рельефа выделяют Шельф, Материковый склон и Материковое подножие. Последнее граничит с ложем океана или с ложем котловин краевых морей (если подводная окраина материка обрамляется зоной островных дуг). Ложу свойственна сравнительно тонкая кора океанического типа, состоящая из трёх слоев: верхнего слоя рыхлых осадков (или «первого» сейсмического), «второго» («надбазальтового») и нижнего — «базальтового». Рельеф ложа О. представлен плоскими аккумулятивными (абиссальными) равнинами и сложнорасчленёнными холмистыми поверхностями, на которых сохранился вулканический рельеф. Развиты также отдельные вулканические горы и цепи гор, а также широкие сводовые (валы) и блоковые (асейсмические хребты) поднятия. Относительные глубины в пределах ложа О. колеблются от 2000—4000 до 11000 м. Из числа отрицательных форм на ложе О. выделяются узкие желоба, приуроченные к гигантским разломам и прогибам земной коры (глубина до 7000 м и более).

На большей части периферии Тихого океана, в северо-восточной части Индийского океана, а также в районах морей Карибского и Скоша (Скотия) между подводной окраиной материка и ложем океана располагается Переходная зона. Основные элементы рельефа здесь — котловины окраинных морей (глубина до 4000—5000 м), островные дуги (подводные хребты с цепочкой островов вдоль гребней) и глубоководные желоба, к которым приурочены наибольшие глубины О. (например, Марианский жёлоб глубиной 11 022 м). В пределах зоны островных дуг сложно сочетаются участки материковой, субматериковой, субокеанической и океанической земной коры, которой свойственна высокая сейсмичность и проявление современного вулканизма. Четвёртой планетарной морфоструктурой дна О. являются срединноокеанические хребты (См. Срединно-океанические хребты) — система крупнейших сильно расчленённых подводных поднятий, пересекающих все океаны и отличающихся особым типом земной коры. Характерные черты рельефа срединно-океанических хребтов — рифтовые долины, обрамляющие их рифтовые хребты, поперечные разломы, а также крупные вулканические массивы, например Азорский.

Выделенные планетарные морфоструктуры соответствуют крупнейшим структурно-тектоническим категориям земной коры. Подводные окраины материков в тектоническом отношении представляют собой затопленные части материковых платформ и характеризуются относительно спокойным тектоническим режимом с преобладанием медленных отрицательных движений земной коры, с изометрическими очертаниями геофизических полей и слабыми положительными аномалиями силы тяжести. У внешнего края шельфа и материкового склона часто отмечаются линейные положительные магнитные и гравитационные аномалии. Переходная зона — современная геосинклинальная область с резкой дифференциацией и высокими скоростями вертикальных движений земной коры, сложным рисунком геофизических полей, причём глубоководным желобам обычно свойственны резко выраженные отрицательные, а котловинам окраинных морей — значительные положительные аномалии силы тяжести. Срединно-океанические хребты в геотектоническом отношении соответствуют георифтогеналям и являются, как и переходная зона, областями высокой сейсмичности, вулканизма и горообразования. Для срединных хребтов характерно чередование линейно-вытянутых положительных и отрицательных магнитных аномалий. Ложе О., соответствующее в структурно-тектоническом отношении понятию Талассократон, отличается довольно широким распространением особого типа вулканизма, разломной тектоники, слабой сейсмичностью и медленными регионального характера отрицательными движениями земной коры. Геофизические поля в пределах ложа О. большей частью имеют изометрические очертания, преобладают положительные аномалии силы тяжести. Многие районы обладают полосчатым распределением магнитного поля.

Донные осадки. До недавнего времени знания о геологическом возрасте, вещественном составе и истории формирования осадочного чехла О. ограничивались данными о самых верхних горизонтах слоя рыхлых осадков («первого» сейсмического слоя). Начиная с 1968 в результате систематического глубоководного бурения, проводимого с корабля «Гломар Челленджер» (см. Морская геология), в ряде районов были достигнуты вулканические породы «второго» («надбазальтового») слоя коры. На основе геологических исследований и сейсмического зондирования установлено, что мощность неуплотнённых осадков меняется от 2000—3000 и более м в приматериковых зонах О. до первых десятков м и даже до нуля на гребнях срединных океанических хребтов, крутых склонах поднятий и уступах материкового склона.

В центральных, удалённых от суши (пелагических) частях О. выявлено три широтных пояса максимальных мощностей осадочного чехла (более 2000 м) — вдоль экватора, к С. от 40° с. ш. и к Ю. от 40° ю. ш. Стратиграфический объём осадочной толщи увеличивается от срединных хребтов (плейстоцен — плиоцен) к краевым частям О. (до верхней юры). Более древние океанические осадки бурением не обнаружены, но не исключена вероятность их нахождения в породах «второго» слоя (например, в Тихом океане).

Среди донных осадков О. выделяются терригенные, биогенные (известковые, кремнистые), вулканогенные и осадки смешанного происхождения (полигенные), к которым относятся глубоководные красные глины. Терригенные осадки тяготеют к подводным окраинам материков, периферии ложа О. и глубоководным желобам. Среди них распространены отложения мутьевых потоков — турбидиты. Характерна относительная обогащённость органическим веществом, разложение которого создаёт восстановительную обстановку и обусловливает серую окраску осадков. Известковые осадки наиболее распространены в тёплых и умеренных зонах О. (от 50° с. ш. до 50° ю. ш.); в пределах океанического ложа они представлены фораминиферовыми и кокколитово-фора-миниферовыми отложениями, а на мелководьях — ракушечными и коралловыми отложениями. На глубине более 4500—5000 м вследствие растворения СаСО3 известковые осадки отсутствуют. Кремнистые осадки (радиоляриевые и диатомовые) образуют 3 пояса, соответствующих зонам высокой продуктивности фитопланктона, — два субполярных и один экваториальный. Красная глубоководная глина характерна для котловин с глубиной 4500—5000 и более м в зонах низкой биологической продуктивности. В областях О., примыкающих к зонам активного субаэрального вулканизма, формируются вулканические осадки. Наибольшие площади дна современного О. занимают карбонатные осадки (около 150 млн. км2), глубоководные красные глины (свыше 110 млн. км2) и кремнистые илы (около 60 млн. км2). Современная зональность распределения различных типов осадков, наблюдаемая в поверхностном слое, далеко не всегда выдерживается в более глубоких (древних) горизонтах. Материалы бурения свидетельствуют об изменении условий океанического осадконакопления в прошлые геологические периоды.

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 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*

* 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–, SO42– 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.

Более 90% общей стоимости минерального сырья, получаемого из О., дают нефть и газ. Общая нефтегазоносная площадь в пределах шельфа оценивается в 13 млн. км2 (около 1/2 его площади). По ориентировочным оценкам, геологические запасы нефти в О. (до глубины 305 м) определяются в 280 млрд. т, газа в 140 триллионов м3', 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 м и 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. т титановых минералов в год (1245 тыс. т в 1970, в том числе 877 тыс. т ильменита). 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 (дейтерия (См. Дейтерий)), 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/см2/год по широтным поясам.

Табл. 3. – Средние значения основных составляющих теплового баланса (по М. И. Будыко)

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/см2/год, в то время как с поверхности суши только 49 ккал/см2/год. Отсюда следует, что О. служит главным фактором в формировании Климата и погоды на Земле (см. также Морской климат). 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)

Соотношение составляющих водного баланса определяет режим и изменения солёности вод О. Годовые суммы составляющих водного баланса (в см слоя воды) для различных широт даны в таблице 5.

Табл. 5. — Годовые суммы составляющих водного баланса (по Л. И. Зубенок)

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/год и 91,6 см/год соответственно. 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 см поглощается 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

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 м изменения 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 м температура 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 м, наиболее резко — в слое 10—25 м (превышают 2—3‰). Ниже глубины 150 м распределение солёности, так же как температуры, определяется глубинной циркуляцией и меняется слабо (от 34,6 до 34,9‰); между 40° с. ш. — 40° ю. ш. на глубине 400—800 м отмечается слой минимума (34,0—34,5‰), связанный с распространением погрузившихся с поверхности субполярных вод.

Табл. 7. – Средняя величина солёности на поверхности океана

Циркуляция вод О. обусловливается целым рядом факторов (см. Морские течения). Под влиянием атмосферной циркуляции поверхностные течения до глубины 150—200 м образуют антициклональные круговороты в субтропических и тропических широтах и циклональные — в умеренных и высоких широтах. Первые из них образуются в тропических широтах мощными потоками пассатных течений, развивающихся под влиянием северо-восточных и юго-восточных пассатов. Эти течения пересекают О. с В. на 3. У восточных берегов материков они отклоняются к С. и Ю. соответственно в Северных и Южных полушариях и движутся вдоль материков приблизительно до широт 40—45°. Здесь под влиянием западных ветров поверхностные течения отклоняются на В. и вновь пересекают О., образуя в Южном полушарии непрерывный поток поверхностных вод — течение Западных Ветров, а в Северном полушарии — мощные Северо-Атлантическое и Северо-Тихоокеанское течения. У западных берегов материков от восточных поверхностных течений отклоняются ветви в сторону экватора, где они сливаются с пассатными течениями и замыкают субтропические антициклональные круговороты. В Северном полушарии восточные поверхностные течения отклоняются в более высокие широты, отделяя ветви в западном направлении. Эти ветви соединяются с поверхностными течениями, следующими из высоких широт в умеренные вдоль восточных берегов материков и замыкающими циклональные круговороты. В высоких южных широтах близ Антарктиды существует течение, направленное с В. на 3., между ним и восточным течением умеренных широт также образуются циклональные круговороты, обусловленные общей циклональной циркуляцией атмосферы в этих широтах. Системы течений Северного и Южного полушарий у экватора разделяются зоной межпассатных (экваториальных) противотечений (см. Межпассатные противотечения), движущихся с З. на В. Межпассатные противотечения имеют сезонный характер и только в Тихом океане существуют круглый год. В муссонных областях О. течения меняются по сезонам (северая часть Индийского океана и северо-западная часть Тихого океана). Перенос в указанных системах циркуляций вод из низких широт в высокие и из высоких в низкие определяет наличие в О. тёплых и холодных течений, отличающихся по своим температурам от окружающих вод. Особенно ярко выражены системы тёплых течений Гольфстрим и Куросио в северных частях Атлантического и Тихого океанов и холодные течения Лабрадорское, Бенгельское, Курильское, Перуанское и др. На глубине более 150—200 м циркуляция вод определяется главным образом разностями плотностей воды в толще О. Последние создаются тем, что погружающиеся с поверхности О. в зонах сходимости течений (конвергенции зона) и в результате зимнего охлаждения и сползания по материковому склону воды обладают различными температурными и солёностными характеристиками, соответствующими географической широте места их погружения. На глубине до 1000—1500 м погрузившиеся воды совершают, по-видимому, циркуляцию, подобную поверхностной. Но в ряде районов на эту циркуляцию накладываются мощные противотечения (например, подповерхностные течения Ломоносова и Кромвелла, которые развиваются в экваториальных широтах Атлантического и Тихого океанов). На больших глубинах в направлении течений преобладает меридиональная составляющая, что обусловливает водообмен между северными и южными частями О. Глубинные воды возвращаются на поверхность О. в зонах расхождения поверхностных течений (см. Дивергенция морских вод) и в областях сгона поверхностных вод, таких как циклональные круговороты. Т. о. происходит постоянное обновление вод на всех глубинах О. и перенос их гидрологических и гидрохимических характеристик от поверхности ко дну и обратно.

Волны.