GeoMan.ru: Библиотека по географии








ОКЕАН

Расстановка ударений: ОКЕА`Н

ОКЕАН, Мировой океан (от греч. Okeanos — великая река, обтекающая всю землю; слово финикийского происхождения), — водная оболочка земного шара, разделяющая сушу на материки и о-ва. Составляет большую часть гидросферы и значит, часть географической оболочки. Занимает ок. 70,8% земной поверхности. По своим физич. и химич. свойствам и качественному химич. составу воды О. представляют единое целое, но по количеств, показателям, к-рые характеризуют отд. элементы водного режима (см. Гидрологический режим моря), О. отличается большим разнообразием. Как часть гидросферы О. находится в теснейшем непрерывном взаимодействии с соседними геосферами — атмосферой и земной корой, определяющими многие существенные его особенности.

Подразделения О. По физико-географич. особенностям, находящим своё выражение в гидрологич. режиме, в О. выделяются отдельные океаны, моря, заливы, бухты и проливы. Указанные подразделения были впервые предложены в 1650 голландским географом Б. Варениусом, к-рый принял в качестве основных частей Мирового океана пять отдельных океанов: Тихий, Атлантический, Индийский, Северный Ледовитый и Южный Ледовитый. В 1845 Лондонское географич. общество подтвердило то же деление. В последующем нек-рые учёные выделяли только три океана: Тихий, Атлантический и Индийский. С 30-х гг. 20 в., после детального изучения арктич. бассейна, было выделено четыре океана: Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый. Основные морфометрич. показатели отдельных океанов и Мирового океана в целом даны в таблице 1.




Распределение вод О. и суши очень неравномерно. В Сев. полушарии на водную поверхность приходится 61% площади. Здесь воды О. наиболее глубоко вдаются в сушу, образуя многочисленные моря и заливы. В Сев. полушарии сосредоточены все внутренние моря. В Юж. полушарии водная поверхность занимает 80% площади, но морей и заливов здесь мало и все они слабо вдаются в сушу. Севернее 81° с. ш. в Северном Ледовитом ок. и приблизит, между 56° и 65° ю. ш. воды О. охватывают земной шар сплошным кольцом. По преобладанию воды или суши земной шар делится на океаническое и материковое полушария. Полюс первого распол.ожен к В от Новой Зеландии, второго — близ устья р. Луары, во Франции. Благодаря исключит, свойствам воды вообще и воды О. в частности Мировой ок. имеет огромное значение для жизни Земли. Вода является наилучшим растворителем. Вода О. представляет хотя и слабый (но весу она содержит до 4% растворённых твёрдых веществ), но очень богатый по качественному составу раствор. В ней растворены все известные элементы, большинство из к-рых (напр., кобальт, никель, олово и др.) находятся в незначит. количестве. Кроме твёрдых веществ, в воде О. растворены газы (кислород, азот, углекислота и в отд. случаях «застойных» вод — сероводород) и органич. вещества. Растворённые в воде О. твёрдые вещества определяют её солёность, к-рая является одной из важнейших характеристик воды О. При солёности менее 24,695%0 темп-pa замерзания воды ниже темп-ры её наибольшей плотности. Такие воды О. наз. рас-преснёнными, или солоноватыми. При солёности более 24,695%0 темп-pa замерзания воды выше темп-ры её наибольшей плотности. Это свойство воды О. имеет огромное значение в развитии конвекции в О. Вода обладает наивысшей теплоёмкостью (кроме водорода и жидкого аммиака), наибольшей (исключая жидкий аммиак) теплотой плавления и наибольшей теплотой испарения. Эти свойства воды определяют значение О. как огромного источника влаги и регулятора тепла на всей земной поверхности.

А. М. Муромцев.

Рельеф дна. Еще недавно господствовали представления о том, что дно океана имеет сравнительно спокойный рельеф, характеризующийся гл. обр. развитием обширных подводных равнин. Суждения о наиболее крупных элементах рельефа дна О. основывались на отождествлении этих элементов с .наиболее характерными участками гипсографической кривой неводились к тому, что дно О. состоит из материковой отмели, материкового склона, ложа океана и глубоководных впадин (см. Впадины глубоководные). Широкий размах геологических и геоморфоло-гич. исследований О. и внедрение в практику промерных работ эхолотирования, имевшие место за последние 10—15 лет, имели следствием пересмотр сложившихся ранее представлений. Выяснилось, что строение рельефа дна О. не уступает в сложности рельефу поверхности материков; что понятие «материковая отмель» не полностью соответствует распространению типичных материковых элементов рельефа в пределах О.; что не везде переход от материковой окраины к ложу океана осуществляется через «материковый склон» в узком смысле этого слова; нередко пограничная зона между материком и ложем океана характеризуется весьма сложно построенным рельефом, причём глубоководные впадины, или глубоководные желоба, представляют собой один из элементов рельефа этой зоны.

По новейшим данным, в рельефе дна О. выделяются следующие главнейшие элементы: А) подводная окраина материков, к-рая включает в себя материковую отмель; Б) зона перехода от материка к ложу О. — материковый склон в широком смысле слова и В) ложе океана. Подводная окраина материков соответствует мелководной части О. и представляет собой затопленную часть материковых равнин, во многих местах сохранившую реликтовый рельеф, сформировавшийся еще в субаэральных условиях: остатки речных долин и водоразделов, денудационные формы рельефа, ледниковые формы (как коренные, типа «бараньих лбов», так и аккумулятивные — моренные холмы, камы, озы), в некоторых случаях — даже эоловые формы. Нередко здесь обнаруживаются также следы древних береговых линий, соответствующих более низким положениям уровня О. При этом распространение субаэральных реликтовых равнин не ограничивается, как полагали ранее, глубиной 200 м, а может достигать глубин 400—500 м (напр., в Баренцевом море), в отдельных случаях — даже 1500—1700 м (Охотское море, Новозеландское плато). Верхняя часть подводной окраины материков обычно характеризуется выровненностью рельефа, что обусловлено длительным воздействием волновых процессов и неоднократным прохождением этой части подводной окраины материков через береговую зону, в связи с неоднократными колебаниями уровня О. Область перехода от материка к океану в одних случаях представляет собой сравнительно узкий и крутой материковый склон, выполаживаю-щийся в нижней части за счёт накопления осадкок, сползших или снесённых с верхней части склона; в други* случаях — это сочетание возвышенностей и плоскодонных впадин типа горстов и грабенов (напр., у калифорнийского побережья Тихого ок. или африканского побережья Индийского ок.); в третьих -переход от материка к океану представляет собой сочетание глубоких бассейнов окраинных морей, островных дуг и глубоководных желобов (азиатское побережье Тихого ок., область Карибского моря и Южно-Антильского хр. в Атлантическом ок., сев.-вост. часть Индийского океана). Т. обр., понятие «материковый склон» как термин, обозначающий зону перехода от материка к океану, охватывая весьма разнообразные случаи этого перехода, приобретает более широкий смысл. Из др. элементов рельефа переходной области выделяются подводные каньоны (см. Каньоны подводные), подводные вулканы, ложбины, выработанные суспензионными потоками, комплекс холмисто-западинных оползневых форм, наклонные аккумулятивные равнины— слившиеся конусы выноса суспензионных потоков (у подножий материковых склонов или островных дуг).

В пределах ложа океана выделяются огромные горные системы — океанич. хребты, протягивающиеся в меридиональном или субмеридиональном направлении через центральные части океанов — Срединно-Атлантический, Центрально-Индийский, а в Тихом океане — Восточно-Тихоокеанский хребет с ответвлением к С, состоящим из хребта, служащего основанием островов Туамоту, и океанич. хребтов Фаннинг и Гавайского. Эти срединные океанич. хребты в пределах приантарктич. части Мирового ок. меняют своё простирание на широтное и образуют кольцо приантарктич. подводных поднятий. От названных срединных хребтов отходит ряд ответвлений (напр., в Атлантическом ок.— хребты Китовый, Гвинейский, порог, или «плато» Риу-Гранди и др.), к-рые вместе со срединными хребтами ограничивают океанич. котловины. Глубины последних обычно более 4 тыс. м, дно их имеет мелкохолмистый или волнистый рельеф и только в наиболее глубоких частях отдельных котловин имеются плоские равнины, образовавшиеся благодаря погребению первичных неровностей рельефа под толщей морских отложений. Известны также обширные подводные возвышенности, или «плато», напр. Бермудское и Азорское в Атлантике, Мадагас-карское в Индийском ок., многочисл. одиночные горы вулканич. происхождения, увенчанные в тропич. морях коралловыми постройками, своеобразные плосковершинные горы — гайоты. В последнее время обнаружены крупнейшие формы, связанные с разрывами земной коры на большом протяжении. Таковы «Рифтовая долина» Срединно-Атлантич. хребта, широтные разломы в экваториальной части Атлантики, гигантские разломы в сев.-вост. части Тихого ок.— Клиппертон, Кларион, Марри, Мендосино.




Геологическое строение дна. Крупнейшие элементы рельефа дна О. тесно связаны с особенностями строения земной коры в области океанов. К областям с наиболее сложно построенным рельефом — переходным, а также к срединно-океа-нич. горным системам, приурочены интенсивные проявления современного и недавнего вулканизма. С этими же областями совпадают сейсмич. зоны, что, как и вулканизм, указывает на высокую активность протекающих здесь процессов горообразования. Пространства подводной окраины материков, глубоководные равнины окраинных морей и в особенности океанич. котловины, напротив, характеризуются, подобно материковым платформам, спокойным тектонич. режимом.

Подводная окраина материков характеризуется, как и материковые равнины суши, небольшими аномалиями силы тяжести и пониженными скоростями прохождения поверхностных сейсмич. волн. Мощность коры здесь равна 30—35 км, причём кора, как и на материках, состоит из осадочного, гранитного и базальтового слоев. В океанич. котловинах отмечаются значит, положительные аномалии силы тяжести и повышенные скорости поверхностных сейсмич. волн, мощность коры составляет 4—6 км, причём кора состоит только из осадочного (0,3—0,7 км) и базальтового слоев. В переходных областях отмечается большая пестрота строения земной коры: для окраинных бассейнов характерны положительные аномалии, строение земной коры напоминает таковое океанич. котловин, но мощность коры значит, больше (10—15 км), гл. обр. за счёт увеличения толщины осадочного слоя; в области глубоководных впадин (желобов) полные аномалии силы тяжести имеют резко отрицательное значение, для островных дуг характерны положительные полные аномалии и отрицательные редуцированные (приведённые к уровню моря). Земная кора в областях островных дуг имеет «материковое» строение и отличаемся повышенной мощностью по сравнению с корой под окраинными бассейнами.

В области океанич. хребтов также имеют место положительные аномалии, но они меньше, чем в котловинах. Мощность земной коры здесь больше (10—15 км), хотя гранитного слоя не отмечено.Под осадочным слоем обнаружен т. н. переходный слой со скоростями прохождения сейсмич. волн, меньшими, чем в гранитах, но большими, чем в осадочном слое. Предполагается, что это слой продуктов вулканич. извержений. Характерно, что продукты извержения вулканов, приуроченных к океанич. хребтам, имеют основной состав, тогда как вулканы островных дуг имеют кислую, вязкую лаву. В соответствии с характером тектонич. процессов и строением земной коры можно полагать, что различные элементы рельефа дна О. соответствуют определённым геотектонич. структурам: подводная окраина материков, в т. ч. материковая отмель, — материковым платформам, переходные области с островными дугами и глубоководными желобами — современным окраинным геосинклинальным областям, переходные области сбросово-глыбовой структуры — орогенич. областям типа «вторичных орогенов» (как, напр., Байкальская горная страна). Типичные материковые склоны представляют собой системы ступенчатых сбросов или гигантские флексуры, осложнённые разрывами. Океанич. котловины следует, по-видимому, рассматривать как своеобразные океанич. платформы, срединные хребты — как особого типа океанич. геосинклинальные области.

Большая часть дна О. перекрыта слоем рыхлых отложений (см. Морские отложения), мощность к-рых редко превышает 1—2 км. Наиболее распространёнными типами донных отложений являются красная глина, глобигериновый, радиоляриевый, диатомовый илы и различные терригенные отложения.




Проблема происхождения и истории развития О. весьма сложна и не решена до сих пор. Современному состоянию знаний, по-видимому, наиболее удовлетворяет следующая гипотеза. В результате процессов дифференциации подкорового вещества происходит выделение расплавов, из к-рых формируются базальтовый и гранитный слои земной коры. Процессы дифференциации протекают наиболее интенсивно в геосинклинальных областях, где они приводят к горообразованию. Завершение геосинклинального процесса имеет следствием наращивание материковых платформ. Наряду с этим происходит обратный процесс — погружение в результате разломов крупных участков суши и увеличение за их счёт площади Мирового ок. Большая часть океанич. дна существует, по-видимому, с древнейших времён, с самого начала геологич. истории Земли. Происхождение ложа и материкового склона крайней сев. части Атлантического и значит, части зап. половины Индийского ок., возможно, связано с опусканием окраин прилегающих материковых глыб в эпохи мезозойской и третичной складчатости. Наиб, молодой частью дна О. являются подводные окраины материков, превращение к-рых в участки океанич. дна имело место в четвертичное время, в связи с новейшими погружениями окраинных зон материковых платформ и с эвста-тическим поднятием уровня Мирового ок. в поздне-и послеледниковое время.




О. К. Леонтьев.

Тепловой баланс О. Главными составляющими теплового баланса О. являются радиационный баланс (суммарная солнечная радиация и обратное излучение О.), потеря тепла на испарение, турбулентный теплообмен между поверхностью океана и атмосферой и перенос тепла течениями. Кроме того, в общий тепловой баланс О. входят передача О. внутреннего тепла Земли, нагревание и охлаждение О. происходящими в нём химич. процессами, переход кинетич. энергии в тепловую и выделение тепла при конденсации водяных паров на поверхности О. Однако величина этих составляющих крайне незначительна (каждая из них менее одной тысячной доли радиационного тепла). Поэтому при рассмотрении общего теплового баланса О. они обычно не учитываются. Ниже приводятся средние величины основных составляющих теплового баланса Мирового океана в ккал/см/год по широтным поясам в 10° (табл. 2).

Суммарная радиация увеличивается от высоких широт к низким, имея максимум ок. 20° с. ш. и 20° ю. ш. в областях высокого давления атмосферы, что объясняется малой облачностью в тропич. и субэкваториальн. широтах. Макс, затрата тепла на испарение отмечается тоже в областях высокого давления. Турбулентный теплообмен на всех широтах меньше др. основных составляющих теплового баланса. Небольшое его увеличение с увеличением широты связано с тёплыми течениями, нагревающими в высоких широтах воздух. В среднем О. поглощает тепло в поясе 30° с. ш.— 20° ю. ш. и отдаёт тепло атмосфере в более высоких широтах. Это является важным фактором смягчения климата умеренных и полярных широт в холодную половину года.

Водный баланс О. складывается из испарения с его поверхности, осадков и материкового стока. Соотношение этих составляющих водного баланса является величиной, определяющей величину солёности на различных широтах. Величины составляющих водного баланса (в см/год) для различных широт даны в табл. 3.

Материковый сток составляет 10% годовой суммы осадков, при этом он имеет значение лишь в небольших приматериковых р-нах О. В открытом О. основное значение имеет соотношение осадков и испарения. В Сев. 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. Поглощение солнечного тепла О. происходит гл. обр. в верхнем тонком слое воды толщиной в 1 см, к-рым поглощается 94% поступающей на его поверхность солнечной энергии. Теоретически, при условии полного покоя воды, на глубину в 1 ж доходит лишь 1:8350 часть этого тепла. Однако постоянное движение воды обусловливает хорошее перемешивание и передачу тепла от поверхности на различные глубины вертикальными или горизонтальными потоками воды, вследствие чего воды О. оказываются прогретыми во всей своей толще. Различия теплового баланса определяют региональные, в частности зональные особенности распределения темп-ры. В табл. 4 даны средние темп-ры воды на поверхности О. для различных широт.

Ср. темп-pa воды на поверхности в сев. и южной полярных областях равна —0,75° и —0,79° соответственно. Т. обр., ср. темп-pa на поверхности Мирового ок. составляет +17,54°, в то время как ср. темп-ра прилегающего воздуха равна +14,4°. При этом в Сев. полушарии темп-pa воды выше, чем в Южном (за счёт влияния материков). По этой причине термич. экватор (линия наибольших темп-р) в среднем располагается к С от экватора. Большая теплоёмкость воды сглаживает сезонные колебания темп-ры, к-рые наблюдаются до глубины 100—150 м. На поверхности О. их величина изменяется от 1° и менее у экватора до 10,2* в умеренных широтах. На больших глубинах О. распределение темп-ры определяется глубинной циркуляцией, переносящей воды, погрузившиеся с поверхности. Воды, погрузившиеся в более высоких широтах, вследствие своей большей плотности занимают большие глубины и имеют более низкую темп-ру, чем воды, погрузившиеся в низких широтах. В соответствии с этим темп-pa с глубиной понижается и в придонном слое составляет +1,4°, +1,8°, а в полярных областях ниже 0°. В нек-рых р-нах О. равномерное изменение темп-ры с глубиной нарушается тёплыми и холодными слоями воды, к-рые являются результатом конвекции или адвекции и в первом случае могут иметь сезонный характер.

Солёность воды. В химич. составе воды О. преобладают хлориды, чем морская вода резко отличается от вод суши, в к-рых преобладают карбонаты. Состав солей воды О. следующий: хлориды — 88,7%, сульфаты — 10,8%, карбонаты — 0,3%, прочие соединения — 0,2%. Это соотношение между главными элементами, составляющими солёность воды О., остаётся постоянным. Но общая концентрация растворённых солей меняется в зависимости от прихода и расхода пресной воды. Различия водного баланса О. определяют основные особенности распределения солёности в О. В табл. 5 приведены средние величины солёности на поверхности О. для различных широт.




В полярных и субполярных широтах, вслед, значит, опреснения О. водами от таяния льдов и материковым стоком, ср. солёность ниже, чем на всех др. широтах. Так, в Арктике ср. солёность равна 31,4°/00, а в Антарктике 33,93%0. В целом, при ср. солёности воды на поверхности Мирового ок. 34,73°/00, в Сев. полушарии солёность значит, ниже, чем в Южном. Без полярных областей ср. солёность О.равна 34,89%0. Наибольшие величины солёности в открытом О. отмечаются в субтропич. широтах обоих полушарий. Максимум здесь превышает 37,25%0. В замкнутых тропич. морях с большим испарением (Красное м., Персидский зал.) солёность достигает 40,0—42,24%0; в предустьевых р-нах крупных рек она падает почти до нуля. Сезонные колебания солёности наблюдаются до глубин 100—150 м; наиболее резко они выражены в слое 10—25 м, в пределах к-рого величина сезонных колебаний может превышать 2—3°/00. Ниже глубины 150 м распределение солёности, так же как и темп-ры, определяется глубинной циркуляцией. Величина солёности здесь колеблется от 34,6 до 34,9°/00. Но в поясе 40° с. ш.—40° ю. ш. на глубинах 400—800 м отмечается слой минимума солёности (34,0—34,5%0), связанный с распространением погрузившихся с поверхности субполярных вод.

Газы в О. Из растворённых в воде О. газов наибольшее значение имеет кислород, определяющий развитие жизни во всей толще воды О. Кислород поступает в О. из атмосферы и при фотосинтезе водорослей. Содержание кислорода в слое воды до глубины 100—150 м колеблется от 4 мл/л у экватора до 7—8 мл/л в высоких широтах. При этом в нек-рых р-нах в отдельные сезоны максимальное содержание его отмечается не на поверхности, а на нек-рой глубине, на к-рой происходит сосредоточение водорослей. В глубинных слрях О. содержание кислорода уменьшается до 2,5—3,0 мл/л. На глубинах 150—800 м располагается слой минимума кислорода, в к-ром во многих р-нах О. его содержание падает до 0,5— 1,0 мл/л, а в нек-рых случаях равно нулю. В отдельных р-нах О. глубинные слои воды, при условии их слабой подвижности, оказываются заражёнными сероводородом (в Чёрном м. до 6 см 3/л).

Циркуляция вод О.В поверхностном слое воды, до глубины 150—200 м, циркуляция определяется в основном системой господствующих над О. ветров. Для этого слоя характерны антициклональные круговороты в тропич. и субтропич. широтах и циклональные круговороты в высоких и сев. умеренных широтах. Эти круговороты разделяются в умеренных широтах зоной восточных течений, у экватора — зоной межпассатных (экваториальных) противотечений, также восточного направления. Межпассатное противотечение имеет сезонный характер и только в Тихом ок. существует круглый год. В муссонных областях поверхностные течения меняются по сезонам. Ярким примером таких областей являются сев. часть Индийского ок. и сев .-зап. часть Тихого. Перенос в указанных системах циркуляции вод из низких широт в высокие и из высоких в низкие определяет наличие в 0. тёплых и холодных течений, отличающихся по своим темп-рам от окружающих вод. Особенно ярко выражены и имеют большое значение системы тёплых течений Гольфстрима и Куросио в сев. частях Атлантич. и Тихого океанов и холодные течения Лабрадорское, Бенгельское, Курильское, Перуанское и др. Ниже 150—200 м циркуляция вод определяется гл.обр. разностями плотностей воды в толще О. Эти разности создаются тем, что погружающиеся с поверхности О. в зонах сходимости течений и в результате зимнего охлаждения и сползания по материковому склону воды обладают различными темп-рными и солёностными характеристиками, соответствующими географич. широте места их погружения. На глубинах до 1 000 м погрузившиеся воды совершают, по-видимому, циркуляцию, подобную поверхностным водам. На больших глубинах в направлении течений преобладают меридиональные составляющие. Глубинные воды возвращаются на поверхность О. в зонах расхождения поверхностных течений и в областях сгона поверхностных вод, таких как циклональные круговороты. Т. обр., происходит постоянное обновление вод на всех глубинах О. и перенос гидрологич. и гидрохимич. характеристик от поверхности ко дну и обратно.

Волны. Помимо горизонтального и вертикального движения масс воды, для динамич. состояния О. характерны волновые движения, вызываемые ветром, приливами и землетрясениями (сейсмические). Ветровые волны наблюдаются только в верхнем слое О. до глубины в ср. 50—60 м. Они характеризуются короткими периодами и большими высотами (до 25 м). Из ветровых волн, при их выходе из р-на действия ветра или после его прекращения, рождаются длинные волны зыби, к-рые распространяются на огромные пространства. Приливные и сейсмич. волны охватывают всю толщу воды О. В открытом океане они отличаются длинными периодами и небольшими высотами (1—3 м). Сейсмич. волны, т. наз. цунами, проходят большие расстояния и нередко причиняют значит, разрушения на берегах. Приливные волны существуют в О. постоянно. В замкнутых морях, под влиянием изменений уровня воды у противоположных берегов, возникают колебательные движения около одной или нескольких узловых линий. Эти колебания, называемые сейшами, вызываются стремлением водных масс вернуться в положение равновесия.

Приливы. Приливные явления (см. Прилива и отливы) как в виде колебаний уровня, так и в виде приливных течений играют исключит, роль в режиме О. своей почти правильной периодичностью. Местные особенности приливов создаются расположением материков, размерами подразделений О., их глубиной, конфигурацией берегов и др. факторами. В О. преобладают приливы полусуточного периода. Величина их в открытом О. ок. 1 м. Максимальная — 18 м (в вершине зал. Фанди, сев. части залива Мэн). В нек-рых р-нах (зап. часть Мексиканского зал., Яванское м. и др.) приливы суточные. Величина их до 5,9 м (Охотское м.). В др. р-нах наблюдаются смешанные приливы (неправильные полусуточные или суточные); величина их до 12,9 м (Пенжинская губа в Охотском море). Приливные течения имеют особенно большое значение в узкостях, где могут достигать больших скоростей (более 25 км в час).

Перемешивание. Процессы перемешивания вод О. играют огромную роль в передаче от слоя к слою гидрология, и гидрохимич. характеристик и в их выравнивании. Перемешивание делится на типы: молекулярное, фрикционное (вызванное силой трения) и конвективное. Основное значение имеют два последних. Фрикционное перемешивание сопровождает любое движение воды О. Оно определяет гл. обр. передачу тепла от поверхности О. на глубины и выравнивание характеристик в глубинных слоях. В передаче тепла на глубины важную роль играет ветровое перемешивание, возникающее при развитии ветровых волн. В процессе выравнивания характеристик гл. роль играют глубинные течения и приливы. Конвективное перемешивание связано с нарушением плотностной стратификации слоев воды при увеличении плотности вышележащего или уменьшении плотности нижележащего слоя. Наиболее важное значение имеет конвекция, развивающаяся при зимнем охлаждении поверхности О., когда она охватывает мощный слой воды и в отдельных замкнутых морях с большой солёностью воды распространяется до дна (Средиземное м., Красное м.). Процессы перемешивания передаются как в вертикальном, так и в горизонтальном (боковое перемешивание) направлениях. Коэффициент бокового перемешивания в 106— 109 раз больше коэффициента вертикального. При перемешивании вод различных темп-р и солёностей происходит увеличение плотности смеси, что весьма важно для режима О. При этом основное значение имеют разность темп-р и их абсолютные значения. Чем ниже темп-pa перемешивающихся вод и чем больше их температурные различия, тем больше уплотнение. В результате уплотнения при перемешивании в зонах сходимости двух поверхностных течений с различными температурами и солёностями воды происходит погружение поверхностных вод на глубины О.

Уровень. Колебания уровня О. происходят под влиянием приливов, сгонно-нагонных явлений и изменения атмосферного давления. Наибольшей величины достигают периодич. приливные колебания. Изменения уровня, связанные с атмосферным давлением, имеют сезонный характер. В нек-рых замкнутых морях (Чёрное, Азовское) эти колебания значительно превышают приливные. Непериодич. колебания связаны с кратковременным влиянием сгонных или нагонных ветров и имеют величины в отдельных р-нах до 1—3 м. В сочетании с приливным поднятием уровня нагонный уровень может достигать большой высоты и иногда приводит к катастрофич. наводнениям на берегах О. (наводнение на берегах Северного м. в 1953).

Лёд в О. образуется в высоких и умеренных широтах. В высоких широтах, вследствие малого количества солнечного тепла, льды сохраняются по нескольку лет. Эти многолетние льды (пак) выносятся течениями и ветрами в умеренные широты, где тают. Наибольшей толщины (3—5 м) пак достигает в Арктич. бассейне. В умеренных широтах образуется однолетний лёд, гл. обр. в морях с суровыми зимними условиями. Кроме морских льдов, в О. встречаются многочисленные айсберги, отрывающиеся от ледников Антарктиды, Гренландии, Шпицбергена и нек-рых др. полярных островов. Наибольшее распространение они имеют в Антарктике и в сев.-зап. части Атлантич. ок. В Атлантику айсберги выносятся из Баффинова и Гренландского морей (см. также Морской лёд).

Цвет и прозрачность воды. Цвет воды О. определяется её избирательной способностью поглощать и рассеивать световые лучи. При большой прозрачности вода в О. окрашивается в интенсивный синий цвет, к-рый характерен для открытого О. При наличии в воде большого количества мути, сильно рассеивающей свет, О. окрашен в сине-зелёный или зелёный цвета, к-рые характерны для прибрежных вод и нек-рых замкнутых морей. В р-нах впадения крупных рек, несущих большое количество взвешенных частиц, цвет воды принимает жёлтые и коричневые оттенки. Прозрачность воды зависит в основном от количества взвешенных в воде частиц, в связи с чем колеблется в широких пределах. Максимальная её величина — 66 м—отмечена в Саргассовом м. (Атлантич. ок.). В Белом м. она составляет 8 м, в Тихом ок. до 59 м.

Органический мир. Живые организмы населяют всю толщу воды О. и всю поверхность дна. Органич. мир О. делится наг бентос (донное население), планктон (пассивно плавающие), нектон (активно плавающие) и бактерии, к-рые живут везде. Бактерии играют большую роль в биологич., химич. и геологич. процессах в О. Они участвуют в круговороте веществ, обусловливают окислительно-восстановительные процессы, усваивают газообразный азот, превращая его в соединения, и т. п. Растит, мир насчитывает более 10 тыс. видов, из к-рых до 6 тыс. видов приходится на низшие одноклеточные водоросли, составляющие фитопланктон. Растения, прикреплённые ко дну,— фитобентос — насчитывают ок. 4 тыс. видов (гл. обр. водоросли). Растения обитают толь ко в верхнем, освещённом слое О., глубиной до 200— 300 м. Количество видов животных достигает 150 тыс. Из них: моллюсков 60 тыс. видов, ракообразных 20 тыс., рыб ок. 16 тыс., одноклеточных животных более 15 тыс., свободноживущих червей более 10 тыс., Кишечнополостных ок. 9 тыс., иглокожих 5 тыс., губок 5 тыс. видов и т. д. Млекопитающие представлены китообразными и ластоногими (моржи, тюлени и др.). Общее распределение живых организмов в О. весьма неравномерно и подчинено широтной и глубинной зональности (см. также Биогеографическое деление океанов, Экологические области Мирового океана). Наиболее богат жизнью верхний слой О. глубиной до 500 м. Количество организмов в каком-либо р-не и скорость его восстановления (биологич. продуктивность) определяются гл. обр. количеством растворённых в воде биогенных веществ, особенно соединений фосфора, азота, кремния и железа. Эти вещества накопляются в глубинных слоях О., откуда они выносятся вертикальной циркуляцией к поверхности. Поэтому р-ны выхода глубин-, ных вод являются наиб. богатыми в отношении числа особей и степени их развития. К таким р-нам отно^ сятся гл. обр. р-ны соприкосновения тёплых и холодных течений. В особенности продуктивными являются р-ны схождения Гольфстрима и Лабрадорского течения в Атлантическом ок., Куросио и Оясио в Тихом. Высокая продуктивность наблюдается также в р-нах, где зимняя вертикальная циркуляция проникает на большую глубину.

Развитию большого количества организмов в О. способствуют благоприятные для жизни условия. В О. нет резких и больших колебаний темп-ры воды, нет таких низких и высоких темп-р, как на суше; перемещение животных в О. значительно легче, чем на суше. Этим обусловлено то, что самые крупные нэ Земле растения и животные обитают именно в О. Огромное количество живых организмов О. используется в качестве пищи и технич. сырья. К ним относятся рыбы, китообразные, ластоногие, моллюски, ракообразные, водоросли и т. д. Добыча морских организмов производится преим. в слое воды до глубины 200—300 м.

Особое место в жизни О. занимают морские птицы. Нек-рые из них настолько приспособились к жизни на воде, что с трудом передвигаются по суше. К ним относятся альбатросы, гаги, кайры, чайки и многие др. Обитающие в Антарктике пингвины совершенно потеряли способность летать и проводят жизнь или в О., или на прибрежных скалах и льдах. Бесчисленное множество морских птиц гнездится на высоких прибрежных скалах и на отдельных островах, образуя «птичьи базары». А. м. Муромцев.

Использование О. Огромное значение имеет использование О. для судоходства (см. статьи по отдельным океанам). Использование же богатейших пищевых, минеральных и энергетич. ресурсов О. до сих пор остаётся весьма ограниченным; оно охватывает гл. обр. эксплуатацию рыбных богатств. Гл. р-ны лова рыбы — сев.-зап. часть Атлантики, сев.-зап. часть Тихого ок. и индо-тихоокеанский тропич. р-н. Значит, развитие получил промысел китов.

Из мор. воды извлекается большое кол-во поваренной соли, а также бром и магнезиальные соли; из мор. водорослей добывается иод.

Использование минер. ресурсов морского дна находится в самой начальной стадии. Наиб, интерес представляют нефть и газ. По отдельным оценкам, св. 40% общих запасов нефти сосредоточено в пределах дна О. Бурение мор. дна на нефгь в наст, время ограничено береговой отмелью (Мексиканский зал.,Карибское м., прибрежные р-ны Тихого ок. у Аляски, Калифорнийский зал., Персидский зал.). Несомненны также крупные ресурсы угля, железных, марганцовых и др. металлич. руд.

Одним из перспективных видов использования О. является использование его энергетич. ресурсов. Общая энергия приливов О. оценивается ок. 1 млрд. кет, что почти равно экономич. потенциалу всех рек Земли (см. Приливные электростанции). Другим источником энергии является постоянная разность темп-р поверхностных и глубинных вод О. — гидро-термич.. энергия.

В. Я. Нефевеев.

Зональность О. Все природные свойства и характеристики О. распределяются зонально. Осн. типами зональности О. являются широтная и глубинная (вертикальная). Обе они обусловлены неодинаковостью теплового и водного балансов поверхности О. на различных широтах. В результате ограниченности Тихого, Атлантич. и Индийского океанов материками, оказывающими влияние на направление течений, в тропич., субтропич. и сев. умеренных широтах широтная зональность частично нарушается развивающимися на зап. и вост. окраинах океанов тёплыми и холодными течениями. Эти течения сдвигают границы соответствующих зон в сторону экватора или полюсов. Глубинная зональность О. определяется общей закономерностью формирования вертикальной структуры 0. (чем в более высоких широтах происходит погружение воды с поверхности О., тем большие глубины она занимает) и различием условий развития живых организмов в толще воды О. (см. также Зональность Мирового океана).

Лит.: Морской Атлас, т. 1—2, [Л.], 1950—53; Шокальский Ю. М., Океанография, 2 изд., Л., 1959; Страхов Н. М., Основы исторической геологии, ч. 1—2, [3 изд.], М.—Л., 1948; К ленов а М. В., Геология моря, М., 1948; Леонтьев О. К., Геоморфология морских берегов и дна, М., 1956; Зенкевич Л. А., Фауна и биологическая продуктивность моря, т. 1—2, [М.], 1.947—51; Муромцев А. М., Опыт районирования Мирового океана, «Тр. Гос. океаногр. ин-та», 1951, в. 10; его же, Основные черты гидрологии Тихого океана, Л., 1958; Дитрих Г., Общее мореведение (Введение в океанографию), пер. с нем., Л., 1961; Sсhоtt G., Geographic des Atlantischen Ozeans, 3 Aufl., Hamb., 1942; его же, Geographic des Indischen und Stiller, Ozeans, Hamb., 1935; Sverdrup H. U., Johnson M. W. and Fleming R. H., The Oceans..., N. Y., 1942; Defant A., Physical oceanography, v. 1—2, Oxf.—Z., 1961.

А.М.Муромцев.


Источники:

  1. Краткая географическая энциклопедия, Том 3/Гл.ред. Григорьев А.А. М.:Советсвкая энциклопедия - 1962, 580 с. с илл., 19 л. карт



При копировании отдельных материалов проекта (в рамках допустимых законодательством РФ) активная ссылка на страницу первоисточник обязательна:

'GeoMan.ru: Библиотека по географии'