Океа́н (от греч. ’Ωκεανός – великая река, обтекающая Землю; Мировой океан), единая непрерывная водная оболочка Земли, окружающая все материки и острова и обладающая общностью солевого состава. 

Общие сведения

Океан занимает на поверхности Земли площадь 361,1 млн км², подстилается снизу сложным рельефом дна, отделяется от суши береговой линией. Объём вод океана около 1340,74 млн км³, средняя глубина около 3700 м, средняя температура 3,73 °C, средняя солёность 34,72 ‰. Воды океана составляют 94,32 % от объёма всей гидросферы Земли, площадь – около 70,8 % площади земной поверхности. Океан – самый крупный на Земле географический объект, находящийся в непрерывном взаимодействии с атмосферой и земной корой, отличающийся большим разнообразием гидрологического и гидрохимического режима. Благодаря высокой теплоёмкости воды, океан является огромным аккумулятором солнечного тепла, что позволяет сохранять на поверхности Земли сравнительно небольшой диапазон колебаний температуры, благоприятный для существования живых организмов. Океан для человечества – богатейший источник продуктов питания, энергетических, химических и минеральных ресурсов.

В современную эпоху материки на поверхности Земли расположены так, что акватория Мирового океана разделена на несколько обособленных бассейнов разной величины, самые крупные из которых принято называть океанами, однако это разделение нельзя считать разрешённым окончательно из-за условности границ на многих участках и по некоторым другим спорным вопросам. Принято исторически установившееся деление океанов на Атлантический океан, Индийский океан, Северный Ледовитый океан – самый маленький по площади, объёму и глубине и Тихий океан – самый большой по этим же параметрам. Южные части Тихого, Атлантического и Индийского океанов, окружающие Антарктиду, часто выделяют в отдельный Южный океан, однако из общих гидрографических характеристик океанов его параметры не вычленены.

Все океаны включают в свои акватории более мелкие водные географические объекты, носящие собственные названия и представляющие отдельный интерес – моря, заливы и проливы, некоторые их границы ещё более условны, нередко проведённые в виде прямых линий (точнее, отрезков дуги большого круга) между выбранными точками на побережьях, а иногда просто по параллелям и меридианам (например, между морем Баффина и Девисовым проливом по 70° с. ш., между морями Лаптевых и Восточно-Сибирским по 139° в. д.). Моря отделены от океана материковыми или островными побережьями, а также подводными порогами, в большинстве случаев они сильно отличаются от прилегающих частей океанов по своим океанологическим характеристикам, а между собой сильно разнятся по площади, глубинам и степени изолированности от океана. На земном шаре выделяют 62 моря, однако точное их число нельзя установить по перечисленным ниже причинам. Внутри некоторых крупных морей часто обозначают менее крупные, такие как, например, Печорское море в Баренцевом море, Лигурийское и Критское моря в Средиземном море.

Побережье Средиземного моря (Греция).Побережье Средиземного моря (Греция).Каспийское море, которое по объёму вод, солёности, гидрологическому режиму относится к категории морей, не имеет связи с океаном, представляет собой солёное озеро, поэтому его нередко исключают из разряда морей. Существует также Саргассово море без сухопутных границ, не имеющее других аналогов в природе. Это обширная замкнутая область океанической циркуляции в северной части Атлантического океана с отчётливо выраженным гидрологическим режимом, которая с позиций океанологии является интересным научным объектом. В океане есть несколько крупных водных объектов, относящихся по многим признакам к морям, но причисленных к разряду заливов, например Мексиканский и Бенгальский заливы, которые аналогичны по своим характеристикам расположенным по соседству Карибскому и Аравийскому морям. Большие различия морфометрических характеристик отдельных морей привели к разделению их на группы по родственным признакам. Например, по степени изолированности от океана принято выделять окраинные, внутренние и межостровные моря. Заливы в отличие от морей обычно не отделены от океана поднятиями подводного рельефа или цепочками островов. Однако это свойство соблюдается не всегда. В русской терминологии выделяют несколько названий типов заливов, например в зависимости от формы: залив, бухта, губа, гавань, лиман, лахта, фьорд, фиард.

Чесапикский залив (штат Мэриленд, США).Чесапикский залив (штат Мэриленд, США).Проливы – сравнительно узкие акватории между смежными районами океана – разделяются на глубоководные и мелководные, узкие и широкие, короткие и длинные. Известны системы, или цепочки, проливов: Босфор – Мраморное море – Дарданеллы между Чёрным и Эгейским морями. Датские проливы между Северным и Балтийским морями составлены из ещё более длинной цепочки: Скагеррак – Каттегат – Эресунн (Зунд) – Большой Бельт и Малый Бельт.

Пролив Босфор (Стамбул, Турция).Пролив Босфор (Стамбул, Турция).Пролив, отделяющий о. Великобритания от Европы, на английском и французских берегах называют по-разному: англичане – Английским каналом (English Channel), а французы – Ла-Маншем (франц. La Manche – рукав); самая узкая часть пролива имеет самостоятельное название – Па-де-Кале (франц.), или Дуврский пролив (англ.). В русской терминологии термин «пролив» иногда заменяется такими, как «горло», «ворота», «шар». Наряду с естественными каналами созданы искусственные, их строительство внесло существенные изменения в изначальную карту Земли, соединив океан через наиболее узкие перешейки. Среди самых важных каналов: Суэцкий, соединивший Средиземное море с Красным морем в 1869 г.; Панамский – между Тихим и Атлантическим океанами (открыт в 1914, постоянная эксплуатация с 1920); Кильский (открыт в 1895 в основании п-ова Ютландия).

Гидрологический режим 

Водный баланс

Водный баланс океана определяется: элементами пресного баланса (атмосферные осадки, пресный сток, испарение), для которых характерна сезонная изменчивость; водообменом между океанами, а также медленными изменениями объёма крупных ледниковых массивов суши. В среднем за многолетний период в год в океан поступают: атмосферные осадки – слой 1270 мм, или объём 458 000 км³; поверхностный сток – 124 мм, или 44 700 км³ (реки – 41 700 км³ и таяние ледников Антарктиды и Гренландии – 3000 км³), подземный сток – 6 мм, или 2200 км³; испарение составляет 1400 мм, или 505 000 км³. Средний годовой водный баланс океана неуравновешен. В последние несколько десятилетий за счёт наблюдающегося потепления климата поступление пресной воды в океан увеличилось за счёт таяния ледников. Предположительно в 20 в. объём воды в океане увеличился на 54,2 тыс. км³, а уровень повысился на 15 см. В целом в океане в ежегодный круговорот вовлекается около 505 тыс. км³ пресной воды, а с учётом межокеанского водообмена – около 20 млн км³.

Солёность

Главный показатель морской воды и её отличие от других природных вод – солёность, выраженная в основном в тысячных долях (промилле, ‰) или в безразмерных единицах практической солёности (епс, в англоязычных изданиях – psu). Солёность воды в океане мало меняется в пространстве и времени. Кроме районов с сильным влиянием пресного речного стока и ледовитых морей, солёность повсюду находится в пределах от 33,0 до 37,0 ‰, а в среднем составляет 34,72 ‰. Солевой состав морских вод в открытом океане практически неизменен (независимо от величины солёности), он был определён по данным британской экспедиции 1872–1876 гг. на судне «Челленджер». Химический анализ 77 проб морской воды, взятых в разных районах Мирового океана, проведённый в 1884 г., привёл к выводам о постоянстве солевого состава. Независимо от величины солёности и места отбора проб взаимные количественные соотношения основных ионов всегда остаются неизменными. Постоянство солевого состава получило название закона Диттмара (по имени открывшего этот закон британского гидрохимика). Закон постоянства солевого состава считается главнейшей закономерностью в химии океана. 

В морской воде растворены практически все химические элементы, встречающиеся на Земле, основную массу растворённых солей составляют наиболее лёгкие соли. Большинство солей присутствуют в морской воде в виде ионов, незначительная часть химических соединений находится в коллоидной или суспензионной форме. К главным ионам принято относить ионы с концентрацией не менее 0,001 ‰, а именно: анионы Cl^–, SO^2–₄, HCO_–3, Br^–, Н₂ВO_–3, F^– и катионы Na⁺, Mg²⁺, Ca²⁺, K⁺ и Sr²⁺. Доля всех остальных элементов пренебрежимо мала, поэтому для большинства морских гидрохимических исследований может считаться несущественной. В открытом океане отношения Na⁺/Cl^–, K⁺/Cl^–, SO^2–₄/Cl^–, Br^–/Cl^– практически представляют собой константы. В отношениях к хлору магния, стронция, фтора и борной кислоты иногда регистрируются небольшие отклонения.

Изменения общей массы всех растворённых в океане солей заметны только на протяжении тысячелетий, они происходят медленно и в относительно небольших пределах. Солёность изменяется под действием атмосферных осадков, испарения, пресного речного стока, т. е. компонентов пресноводного баланса. Значительные сезонные колебания солёности поверхностного слоя происходят также в процессе образования и таяния морских льдов в высокоширотных районах. Распределение солёности на поверхности океана хорошо согласуется с зональным распределением разности осадков и испарения. Наибольшие значения солёности наблюдаются во внутренних морях, которые являются бассейнами осолонения, где испарение постоянно и существенно превышает количество атмосферных осадков; к морям этого типа относятся Средиземное и Красное, в них солёность воды на поверхности превышает 38–42 ‰. Низкая солёность отмечается во внутренних морях умеренной зоны, в таких как Чёрное (16–18 ‰) и Азовское (11–13 ‰). В их водном балансе преобладает пресный речной сток, а поступление солёных океанских (в данном случае – средиземноморских) вод сильно ограничено узкими и неглубокими проливами. Пресный речной сток выступает локальным фактором опреснения поверхностных вод и в жарких районах океана со свободным водообменом, например сток Амазонки, Конго, Янцзы, Ориноко и др., особенно в период половодья. В устьевых районах крупных сибирских рек объединяются опресняющее влияние речного стока и летнего таяния больших масс морского ледяного покрова. Летом солёность приповерхностного слоя воды в Северном Ледовитом океане (даже в центральных районах) понижается до 30 ‰ и менее, тогда как зимой при интенсивном льдообразовании она увеличивается до 35 ‰ в Северо-Европейском бассейне.

Солёность изменяется (уменьшается) также в случае таяния крупных ледниковых массивов в Антарктиде и Гренландии. Процессы подобного рода относятся к очень медленным (порядка тысячелетий) изменениям климатической системы Земли и потому в 21 в. маловероятны. Гипотетически полное таяние ледников суши должно понизить среднюю солёность вод Мирового океана примерно до 34,15 ‰.

Микроэлементы и газы

В морской воде, кроме главных ионов, присутствуют микроэлементы, главным образом в растворённом и взвешенном состояниях, не определяемые при стандартных измерениях солёности, но играющие большую роль в жизни океана. Растворённая форма характерна для открытого океана, взвешенная преобладает в приустьевых районах и в полузамкнутых морях, их суммарное содержание составляет менее 0,02 ‰. Наиболее высокая концентрация лития (200 мкг/л) и рубидия (120 мкг/л), низкая – золота (0,004 мкг/л) и радия (10^–7 мкг/л). Общее количество золота в морских водах около 5,5 млн т. 

В воде океана растворены различные газы, поступающие из атмосферы и образующиеся в водной толще. Наибольшее значение имеют O₂ и CO₂, определяющие жизнедеятельность в океане. Содержится ряд инертных (не принимающих участие в химических реакциях) газов – Аr, Kr, Хе и химически устойчивый N₂; 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 дальнейшим 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 воду океана, а летом – обратно. CO₂ принимает участие в химических реакциях, в частности регулирует карбонатное равновесие. Воды, обогащённые CO₂, агрессивны по отношению к СаСО₃; удаление CO₂ из воды при её нагревании способствует осаждению карбонатов. В результате фотосинтеза в океане ежегодно образуется около 10¹⁴ кг биомассы фитопланктона. Фотосинтетическая деятельность фитопланктона определяет содержание газов, растворённых в поверхностных слоях воды, насыщая их кислородом и поглощая CO₂.

Температура

Диапазон изменений температуры воды в океане в среднем от –1,9 до 30 °С, определяется, с одной стороны, температурой замерзания, а с другой – теплообменом между океаном и атмосферой. Основная масса воды в океане холодная, её средняя температура 3,73 °С. Воды с температурой выше 20 °С наблюдаются только в экваториальном и тропических поясах в слое примерно до глубины 200 м. Температура с ростом глубины убывает очень быстро: на горизонте 1000 м в среднем составляет 4,2 °C, на 2000 м – 2,3 °С, на 5000 м – 1,2 °С. 

В экваториальном поясе севернее экватора находится узкая зона с температурой воды на поверхности в течение года 27–28 °С, называемая термическим экватором. В августе он занимает самое северное положение, в феврале – наиболее южное. В обе стороны от термического экватора температура воды понижается, а в полярных широтах она опускается до точки замерзания морской воды, которая в зависимости от солёности изменяется от –1,6 °С (при 30 ‰) до –1,9 °С (при 35 ‰). Распределение температуры в целом близко к зональному, но в областях влияния крупных тёплых течений (например, Гольфстрим, Куросио) расположение изотерм сильно отклоняется, регистрируется аномально высокая температура воды. Так, у берегов Европы, на широте Санкт-Петербурга температура воды превышает широтную норму на 4–8 °C. Средняя температура воды на поверхности океанов разная: в Атлантическом океане – 16,5 °С, в Индийском – 17,3 °С, в Тихом – 19,4 °С, в Северном Ледовитом – 0,8 °С. Средняя температура поверхности воды всего океана 17,5 °С, что на 3 °С превышает среднюю температуру воздуха на Земле, т. е. океан является для воздуха источником тепла.

Температура воды на больших глубинах очень низкая и в придонных горизонтах часто опускается ниже 0 °С. Между тёплыми поверхностными и холодными глубинными водами обычно наблюдается т. н. слой скачка температуры, или термоклин, особенно отчётливо выраженный в экваториальном и тропических поясах. Сезонные колебания температуры воды прослеживаются только в поверхностном слое океана толщиной в среднем 100–200 м и редко проникают глубже 400 м.

Плотность воды

В океане она выше, чем в пресных водоёмах, в среднем на 2,5–2,7 % и зависит от температуры и солёности, их изменения вызывают соответствующие пространственную и временнýю изменчивость плотности. На поверхности океана наименьшая плотность наблюдается в экваториальном поясе, а наибольшая – в полярных. По вертикали плотность обычно увеличивается от поверхности до придонных горизонтов. Такое распределение называется устойчивым. При возникновении обратного распределения, когда в некотором слое плотность уменьшается с ростом глубины, возникает конвективное перемешивание, при котором более плотные воды погружаются, а более лёгкие всплывают и устойчивое состояние восстанавливается. Различия в плотности воды по горизонтали вызывают медленные, продолжительные перемещения крупных объёмов морской воды на расстояния, соизмеримые с масштабами океана, – т. н. плотностные течения. В океанологии плотность воды рассчитывается с высокой точностью, при этом первые две цифры никогда не меняются. Чтобы упростить расчёты и написание значений плотности, введено понятие условной плотности, когда, например, вместо 1025,68 кг/м³ пишется 25,68 кг/м³. 

Оптические свойства

Морская вода прозрачна для поступающей на её поверхность солнечной радиации, что даёт возможность для осуществления процессов фотосинтеза в верхних слоях и тем самым позволяет заложить основу существования практически всех форм растительной и животной жизни в океане. Однако свет сильно поглощается уже в самых тонких верхних слоях воды. Сильнее других даже на первых метрах от поверхности поглощаются световые волны красной части спектра. Глубже проникают сине-зелёные лучи, но и они едва достигают глубины 100 м, куда доходит только 1 % всей радиации, поступившей на поверхность океана. 

Цвет и прозрачность воды океана определяются её избирательной способностью поглощать и рассеивать световые лучи и зависят от условий освещения поверхности океана, изменения спектрального состава и ослабления светового потока. При большой прозрачности вода приобретает интенсивный синий цвет, который характерен для открытого океана. При наличии взвешенных частиц, сильно рассеивающих световые волны, вода приобретает сине-зелёные или зелёные оттенки. В местах впадения крупных рек, несущих большое количество взвешенного вещества, цвет воды становится желтоватым и даже коричневым. Максимальная величина относительной прозрачности (66 м), определяемая по глубине исчезновения белого диска Секки диаметром 30 см, отмечена в Саргассовом море.

Акустические свойства

Звуковые волны способны проходить в воде большие расстояния и переносить полезный сигнал без существенных искажений и затухания. Звук представляет собой механические колебания частиц упругой среды, которые в водах океана можно возбуждать, передавать и принимать с помощью специальных гидроакустических систем. Скорость звука в воде в среднем 1500 м/с. Гидрологические условия в океане таковы, что в его толще на больших пространствах существует акустический волновод, который используется для передачи полезной информации в частотном диапазоне от 0,1 до 50 кГц. Возможности акустики океана используются подводным флотом, в рыболовстве, гидрографии, морской геологии и др. Детальная съёмка рельефа дна возможна благодаря применению эхолота – одного из первых и самых массовых приборов, использующих распространение и отражение звука под водой. 

Волнение

Колебательные движения, при которых перенос энергии происходит без переноса массы, называются волновыми. Волны в океане – самый известный вид движений воды в океане. Частицы воды в волне совершают колебательные движения в зависимости от вида волны. Если форма волны перемещается в каком-то направлении, то волны называются прогрессивными, в них частицы описывают круговые или эллиптические траектории; в стоячей волне изменение формы происходит без её горизонтального перемещения и частицы совершают возвратно-поступательные перемещения. Самый распространённый вид волн – ветровые волны, они обычно препятствуют движению всех видов морского транспорта, а в особых случаях представляют опасность. 

Побережье Гавайских островов (штат Гавайи, США).Побережье Гавайских островов (штат Гавайи, США).Размеры ветровых волн зависят от скорости и продолжительности действия ветра, а также от расстояния, на котором волнение развивается, от т. н. разгона. Наибольших размеров волны достигают при продолжительных штормовых ветрах в открытых акваториях океана. Существуют районы, в которых штормовые условия наблюдаются практически всегда, например «ревущие сороковые» широты Южного полушария, где сильные постоянные ветры поддерживают продолжительное время интенсивное волнение. При средних ветровых условиях высота волн достигает 3–4 м, волны выше 8 м наблюдаются сравнительно редко. Ещё более редко наблюдаются случаи возникновения очень высоких, обычно единичных волн высотой более 20 м. Встречи с такими волнами стали гибельными для нескольких крупных океанских судов, отчего возник термин «волны-убийцы». Максимально зарегистрированная высота волны (около 35 м) была измерена в северной части Тихого океана. Обычная длина крупных волн находится в пределах 120–170 м, наибольшая длина волны измерена в Северной Атлантике – около 800 м.

Особый случай опасных волн – цунами. Эти волны возникают при землетрясениях на дне океана. В открытом пространстве такая волна практически незаметна, т. к. её высота составляет единицы метров при длине в первые десятки километров. При подходе к берегу подошва волны цунами начинает тормозиться о дно, возрастает крутизна волны, высота увеличивается до 15–20 м и более. При скорости наступания на берег порядка 100 м/с такие волны обладают колоссальной разрушительной силой, их воздействию особенно подвержены районы Камчатки, Курильских островов, Японии, Индонезии и др.

В глубинах океана развиваются внутренние волны, возникающие в слоях резкого изменения плотности. Высота таких волн находится в пределах от 10 до 100 м, период составляет от нескольких минут до 4–5 ч, длина от сотен метров до единиц километров. На поверхности воды такие волны практически не проявляются и никакой опасности не представляют.

Приливы

Особый тип регулярных волн, вызываемых в океане приливообразующими силами Луны и Солнца, – приливные волны, обычно называемые приливами и отливами. Этот термин включает все особенности приливно-отливных колебаний уровня, приливные течения и т. п. Гравитационные силы, развивающиеся в системе Солнце – Луна – Земля, растягивают водную оболочку Земли так, что вызывают периодическое перемещение по поверхности океана приливной волны, выражающееся в подъёме и спаде уровня, а также периодичность приливных течений. В зависимости от взаимного расположения светил приливы бывают высокими (сизигийными) или низкими (квадратурными). Сложный характер береговой линии и рельефа дна океана приводит к тому, что в одних районах наблюдаются полусуточные приливы (прилив и отлив наступают дважды в течение суток), в других – суточные, в третьих – смешанные. Движение Луны вокруг Земли вызывает месячную периодичность в чередовании всех особенностей приливов в данном месте океана. В открытом океане прилив не заметен и чётко выражен только у побережий. Средняя высота приливов 1–2 м, в некоторых пунктах (узкие длинные заливы) приливы достигают 10–12 м и более, самые высокие приливы в заливе Фанди, у п-ова Новая Шотландия, – до 18 м. Приливы хорошо поддаются предварительному расчёту, для каждого крупного порта рассчитаны и сведены в специальные «Таблицы приливов» величины подъёма уровня и время наступления полных (самых высоких) и малых (самых низких) вод. 

Морские течения и циркуляция вод

В океане происходит постоянное перемещение больших объёмов воды – океанические течения, вызываемые в основном трением ветра о его поверхность или горизонтальными градиентами плотности воды. Первые потоки называются фрикционными, или ветровыми, течениями, вторые – гравитационными, или плотностными. Всякое постоянное течение в океане, кроме первичных, вынуждающих сил, испытывает влияние сил вторичных – вязкости, или внутреннего трения, трения о берега, отклоняющей силы вращения Земли (сила Кориолиса), заставляющей течение отклоняться вправо от первоначального направления в Северном полушарии и влево – в Южном. Течения переносят на большие расстояния огромные массы воды, а вместе с тем и её свойства, выравнивая градиенты температуры, солёности, плотности, биогенных элементов и других характеристик.

Течения и температура поверхностных вод Мирового океана для лета Северного полушария.Течения и температура поверхностных вод Мирового океана для лета Северного полушария.

Наиболее отчётливо в океане выражен перенос тепла. Многие течения несут воду с температурой, сильно отличающейся от температуры окружающих вод. Если вода течения теплее окружающей воды, то оно называется тёплым, если холоднее – холодным, если разность температур мала или отсутствует, течение называют нейтральным. Наибольший интерес вызывают течения, несущие тепло из тропических широт в полярные. Такова целая система тёплых течений, берущая начало у выхода из Мексиканского залива: Флоридское течение, Гольфстрим, Северо-Атлантическое течение, Норвежское течение, Нордкапское течение. Эта система течений несёт тепло, способствующее повышению широтной нормы температуры воздуха над Западной Европой примерно на 15 °C, делает незамерзающими все порты Норвегии и российский заполярный порт Мурманск. 

Самые устойчивые течения в Атлантическом, Индийском и Тихом океанах – пассатные, причиной которых являются наиболее постоянные системы ветров – северо-восточные (в Северном полушарии) и юго-восточные (в Южном) пассаты. Самое крупное и наиболее мощное – Антарктическое циркумполярное течение (АЦТ), или течение Западных Ветров, огибающее Антарктиду непрерывным водным потоком, проникающим на всём пути до придонных горизонтов, и служащее замыкающей ветвью крупных океанических круговоротов Южного полушария.

Скорости крупных поверхностных течений в среднем составляют 20–30 см/с, расход воды – 200–300 тыс. м³/с. Максимальные скорости в поверхностном слое самых крупных течений, таких как Гольфстрим, Куросио и АЦТ, в стрежне могут превышать 130–150 см/с, а расход воды на разных участках достигает 160 млн м³/с. С глубиной течение обычно замедляется. Большинство океанских течений наблюдаются в верхнем 200–300-метровом слое, и только самые мощные проникают до 1200–1500 м, АЦТ – до дна. Течения типа Гольфстрим и АЦТ получили название струйных. Основные потоки в них неустойчивы по направлению и часто образуют крупные петли – меандры. Иногда меандры отрываются и формируются в замкнутые вращающиеся кольца, получившие название рингов. Особенно хорошо изучены ринги Гольфстрима. Вращаясь, ринги медленно движутся в западном направлении. Время их жизни от нескольких месяцев до 2 лет, после чего они либо разрушаются, либо сливаются с основным течением.

Кроме чётко прослеживаемых поверхностных течений, в океане существует много медленных глубинных потоков со скоростями порядка 1 см/с и менее. Несмотря на малые скорости, эти потоки осуществляют перенос больших объёмов воды, поддерживая стабильный водообмен между отдельными океанами.

Уровенная поверхность океана

При отсутствии ветра, волнения, приливов и прочих возмущающих факторов соответствует поверхности геоида и представляет собой тот уровень океана, от которого ведётся топографический отсчёт высот на суше и глубин в океане. 

Уровень океана практически постоянно находится в колебательном режиме. Процессы, приводящие к изменениям уровня, сильно разнятся по времени (периодичность и продолжительность), месту и масштабам воздействия, что в одних случаях вызывает кратковременные и местные колебания, а в других – долгосрочные глобальные, проявляющиеся на всей акватории океана. Кратковременные колебания уровня происходят при сохранении общего объёма воды океана и отражают её периодичность перераспределения от одних районов к другим под влиянием ветра, атмосферного давления, осадков, испарения, приливов, пресного стока, колебаний плотности воды и др. Временны́е масштабы таких изменений от десятков секунд и минут до года и нескольких лет. Долговременные колебания уровня происходят при изменениях статей водного баланса. В Каспийском море уровень в 20 в. опускался при сокращении пресного стока более чем на 3 м. Уровень океана понижается во время длительных похолоданий климата, сопровождающихся образованием обширных массивов материкового льда, меняется при деформации океанических впадин. Периодичность таких изменений исчисляется в геологических масштабах времени и составляет многие тысячи лет (продолжительность материковых оледенений) и миллионы лет (изменение формы и объёма океанических впадин).

Сильные ветры способны вызывать значительные подъёмы уровня до 1,5–2 м в виде ветровых нагонов. Ветер в сочетании с морским волнением создаёт небольшие повышения уровня в виде волновых нагонов у берегов, которые быстро спадают после прекращения действия вынуждающей силы. Сезонные колебания температуры и солёности верхнего слоя океана приводят к изменениям объёма, что вызывает подъёмы и спады уровня с годовой периодичностью и величиной в десятки сантиметров. Такие колебания называются стерическими (от греч. στερεός – массивный, объёмный).

Измерение абсолютных отметок уровня в открытом океане производится с помощью радиовысотомеров, устанавливаемых на искусственных спутниках Земли. В 1992 г. по международной программе TOPEX/Poseidon для изучения циркуляции вод и топографии поверхности океана на околоземную орбиту был выведен спутник с двумя радиовысотомерами (альтиметрами). В 2001 г. на ту же орбиту выведен второй спутник этой программы – Jason-1, в 2008 – третий – Jason-2. Спутниковая информация об уровне океана позволяет получать топографию поверхности воды, которую создают динамические факторы – широтная неравномерность нагрева поверхности океанов, крупные стационарные центры действия атмосферы, а также наиболее крупные звенья океанической циркуляции. Топография динамического уровня представляет собой отклонение среднего уровня океана от поверхности геоида. Обработка материалов спутниковой альтиметрии позволила создать первую топографическую карту среднего уровня океана, основанную на непосредственных измерениях. Отклонения динамического уровня от нормы составляют 110–130 см выше и ниже поверхности геоида. Самое высокое положение уровня отмечается в северной тропической области западной части Тихого океана к югу от Японских островов; самое низкое – на северной периферии Южного океана в полосе 60-х градусов ю. ш. Перепады уровня от тропиков к высоким широтам составляют 2,0 м в Атлантическом океане, 2,5 м – в Тихом океане. Уровень Тихого океана на всех широтах самый высокий, Атлантического океана – самый низкий, перепад уровня между ними в среднем 60–65 см, уровень Индийского океана находится в промежуточном положении.

Морские льды

Количество солнечного тепла, поступающего на поверхность океана, сильно отличается в разных широтных зонах и подвержено значительной сезонной изменчивости. Тепловой баланс поверхности океана таков, что от экватора до 40-х градусов с. ш. и ю. ш. поступление тепла превышает его расход, а в более высоких широтах преобладает дефицит тепла, постепенно нарастающий по направлению к полюсам. Морские льды возникают и существуют постоянно в холодном сезоне в Северном Ледовитом океане, в полярных районах Атлантического и Тихого океанов, а также во многих морях умеренного пояса Северного полушария. При образовании льда из морской воды в кристаллическое состояние переходит только химически чистое вещество Н₂О, а соли большей частью отторгаются и погружаются в воду, вызывая осолонение верхнего слоя на всей площади льдообразования. При сильном охлаждении и быстром увеличении массы льда некоторое количество солей остаётся в солевых ячейках, окружённых со всех сторон чистым льдом, поэтому морской лёд, особенно молодой, практически всегда имеет небольшую примесь солей. Постепенно соли переходят в воду и верхние слои морских льдов становятся почти пресными, тогда как в нижних слоях, находящихся в погружённом состоянии, соли в небольших количествах присутствуют всегда. 

Берингово море (северо-восточная часть).Берингово море (северо-восточная часть).Морские льды разделяют на дрейфующие и припайные. Первые состоят из отдельных более или менее сплочённых ледяных полей и находятся в постоянном движении, дрейфуют под воздействием ветра и морских течений. Вторые неподвижны, приморожены (припаяны) к берегам материка или островов, занимают прибрежную полосу шириной от 1 до 10 км и более. Припайные льды широко распространены у берегов северных морей России, Канады, наибольшая ширина припая обычно наблюдается в районе Новосибирских островов, где ежегодно в апреле достигает свыше 400 км.

Под ледовитостью принято понимать площадь той или иной акватории, постоянно или временно занятую льдами. Все северные и южные акватории океана по степени ледовитости условно можно разделить на 4 категории. В одних морской лёд образуется ежегодно и существует постоянно (Центральный Арктический бассейн), в других ежегодно образуется, но существует только в холодном сезоне, а летом полностью вытаивает (прибрежная часть всех арктических морей России), в третьих лёд не образуется, но ежегодно приносится течениями в весенние месяцы и быстро тает (прибрежные районы северо-западной части Атлантического океана), в четвёртых морские льды не появляются никогда.

Частично в составе морских льдов наблюдается некоторое количество айсбергов, откалывающихся в основном от выводных ледников Антарктиды и Гренландии. Наибольшее количество айсбергов появляется в Южном океане, значительно меньше их в водах Северной Атлантики, к югу от Гренландии.

Геоморфология и геология 

Рельеф дна

Достоверные данные о рельефе дна океана были получены после изобретения эхолота в 1920-х гг. В рельефе дна выделяются 4 наиболее крупные структурные единицы – подводная окраина материка, переходная зона, ложе океана и срединно-океанические хребты. 

Обобщённый профиль дна Мирового океана.Обобщённый профиль дна Мирового океана.Подводная окраина материка включает шельф, материковый склон и материковое подножие. Шельф (материковая отмель, площадь около 7,3 % площади океана) представляет собой затопленную морем относительно ровную, слабонаклонённую прибрежную равнину, уклоны дна составляют 1–3°. Его внешняя граница обычно проводится по изобате 200 м, но нередко распространяется до 500 м, ширина изменяется от единиц до нескольких сотен километров. Морской край шельфа (бровка) определяется по резкому увеличению уклонов дна. Широкий шельф протягивается в арктических морях России (в районе Новосибирских о-вов – до 800 км), вдоль северного и северо-западного побережий Австралии. Материковый склон расположен между бровкой шельфа и материковым подножием в среднем в интервале глубин от 130 до 1500–4500 м, ширина от 5–10 до 200–250 км. Средний уклон дна около 4°, наибольший – 30°, например крутой сбросовый склон у северо-западного побережья Норвегии. Поверхность материкового склона осложнена ступенями шириной в десятки километров, иногда до сотен километров (например, плато Блейк к востоку от п-ова Флорида). В районах впадения крупных рек шельф и материковый склон нередко прорезаны глубокими подводными каньонами; один из крупнейших каньонов представляет собой подводное продолжение русла реки Ганг в северной части Индийского океана. Материковое подножие (площадь около 7 % площади океана) расположено между материковым склоном и ложем океана (глубина от 1500–3500 до 4300–5000 м) в виде пологой аккумулятивной равнины с малыми уклонами дна (до 2,5°), шириной до 1000 км. Значительная часть её поверхности образована конусами выноса мутьевых потоков, один из крупнейших – Бенгальский конус – протягивается от подводного каньона реки Ганг.

В районах, сохранивших тектоническую подвижность, между материковыми и океаническими структурами расположены переходные зоны, характеризующиеся значительными контрастами рельефа, высокой скоростью вертикальных движений земной коры, частыми проявлениями современного вулканизма и землетрясений, активными горообразовательными процессами. Переходные зоны включают котловины окраинных морей, островные дуги и глубоководные желоба. Котловина окраинного моря с одной стороны примыкает к краю материка, с другой – отделяется от океана островной дугой. С океанической стороны островных дуг расположены глубоководные желоба – длинные (до нескольких тысяч километров) и узкие (до десятков и сотен километров) понижения дна океана глубиной свыше 5000 м. Самое глубокое место в Мировом океане – Марианский жёлоб (Тихий океан), в 1957 г. исследовательским судном «Витязь» в его южной части была измерена наибольшая глубина – 11 022 м, в 1995 г. была установлена глубина 10 920 м, в 2009 г. – 10 971 м. Глубоководные желоба асимметричны, с крутым (свыше 10°) внутренним (континентальным) склоном и более пологим (менее 5°) внешним (приокеаническим). Большой крутизны (до 30°) достигают склоны в Зондском жёлобе (восточная часть Индийского океана). Восемь самых глубоких желобов глубиной свыше 9000 м находятся в Тихом океане. Переходная зона в типичном виде представлена у восточных берегов Азии (например, Охотское море, Курильские острова, Курило-Камчатский жёлоб).

Ложе океана – самый обширный элемент морфоструктуры океанического дна – расположено на глубине 2000–6000 м и занимает около 53,5 % площади океана. Состоит из котловин (крупнейшая – Северо-Восточная котловина в Тихом океане), ограниченных подводными хребтами, валами и возвышенностями. Днища котловин заняты абиссальными равнинами. Для рельефа дна океана характерно широкое распространение отдельно стоящих подводных гор (всего около 16 тыс.) относительной высотой более 1 км (по другим данным, более 500 м). Встречаются подводные горы с уплощённой вершиной (гайоты).

Наиболее крупным открытием в исследовании рельефа дна океана было обнаружение в середине 20 в. срединно-океанических хребтов (около 15 % площади океана) – планетарной горной системы, протянувшейся непрерывной цепью через центральные части Атлантического, Индийского и Тихого океанов на расстояние свыше 60 тыс. км (с ответвлениями до 80 тыс. км). Относительные высоты хребтов от 1000 до 5000 м (Северо-Атлантический хребет), ширина от 200 до 1500 км. Вдоль осевых линий срединных хребтов Атлантического океана и западной части Индийского океана расположены рифтовые долины, на Южно-Тихоокеанском и Восточно-Тихоокеанском поднятиях протягиваются вулканические гряды. Отдельные вершины хребтов поднимаются над уровнем океана в виде вулканических островов (Тристан-да-Кунья, остров Святой Елены в Атлантическом океане и др.).

Тектоническое строение дна

Для океанов характерна тонкая земная кора (в среднем 5–7 км) и литосфера, мощность которой изменяется от нескольких километров в осевых частях океанов до 100 км в периферических частях. Разрез океанической коры представлен (снизу вверх): расслоенным комплексом (ультраосновные породы чередуются с габбро), массивными габбро, комплексом параллельных даек долеритов и базальтами (часто с подушечной отдельностью), которые перекрываются осадочными породами (главным образом глубоководными пелагическими осадками). В составе земной коры отсутствуют горные породы с повышенным содержанием кремнезёма – граниты и гнейсы (это принципиально отличает её от коры континентального типа). Возраст океанической коры не превышает 170 млн лет (в отличие от континентов, возраст коры которых достигает 4,0 млрд лет). Породы океанической коры не испытали сложных деформаций, интенсивного метаморфизма, внедрения гранитных интрузий, что характерно для коры континентов. В ряде районов океанов установлены фрагменты континентальной коры – микроконтиненты (например, Мадагаскарский в Индийском океане), которые сохранились после распада крупных континентов. Смена океанической земной коры на континентальную осуществляется в областях перехода океан – континент, представленных континентальными окраинами. Разрезы древней океанической коры «закрывшихся» океанов, например океана Япетус, Палеоазиатского океана, установлены в складчатых поясах в виде комплексов офиолитов.

Классическая подушечная лава (пиллоу-лава) в Галапагосском рифте (Тихий океан).Классическая подушечная лава (пиллоу-лава) в Галапагосском рифте (Тихий океан).В структурном отношении океаны проще континентов. В их строении выделяют следующие тектонические структуры – срединно-океанические хребты, глубоководные котловины (абиссальные равнины) и внутриокеанические поднятия. Срединно-океанические хребты сегментированы: вдоль их простирания происходит изменение рельефа и состава мантийных и коровых пород. Границы сегментов, часто смещённых относительно друг друга, как правило, приурочены к пересекающим хребты трансформным разломам. Осевая часть срединно-океанических хребтов характеризуется повышенной сейсмичностью и тепловым потоком, а также активным магматизмом основного состава, локальной гидротермальной деятельностью, сопровождающейся отложением металлоносных слабосцементированных осадков и массивных сульфидов; для осевой части хребтов характерно почти полное отсутствие слоя пелагических осадков. Основные особенности строения срединно-океанических хребтов определяются скоростями происходящего в осевой зоне спрединга (раздвига дна, сопровождающегося образованием новой океанической коры). В пределах медленноспрединговых хребтов [скорость спрединга менее 4 (5) см/г], например хребет Гаккеля в Северном Ледовитом океане, Срединно-Атлантический хребет, рельеф дна резко изменяется как вдоль простирания хребтов, так и поперёк; вдоль оси протягивается хорошо выраженная рифтовая долина, строение которой осложняют продольные и поперечные уступы и открытые трещины, а также вулканические хребты, цепи вулканов, экструзии; подводные вулканические извержения редки (происходят с периодичностью в 5–10 тыс. лет). Хребты со средней скоростью спрединга [4 (5) – 8 (9) см/г], например северная часть Восточно-Тихоокеанского поднятия, по строению сходны с предыдущими, но отличаются от них меньшей контрастностью рельефа; извержения происходят через каждые 300–600 лет. Быстроспрединговые и ультрабыстрые хребты [скорость спрединга 8 (9) – 18 см/г], бо́льшая часть Восточно-Тихоокеанского поднятия и др., представляют собой широкие и пологие протяжённые поднятия океанического дна со сглаженным рельефом; вдоль их оси протягивается горстоподобное поднятие; характеризуются частыми (каждые 50–500 лет) извержениями.

Между срединно-океаническими хребтами и континентальными подножиями расположены глубоководные котловины, днища которых заняты относительно асейсмичными и авулканичными абиссальными равнинами. В их пределах зафиксированы отдельные (т. н. внутриплитные) землетрясения с магнитудами не более 5. Абиссальные равнины пересечены сейсмически пассивными частями трансформных разломов, выраженными линейными депрессиями или поднятиями океанического дна; в ряде котловин (например, в Центральной котловине Индийского океана) отмечаются сейсмически активные области внутриплитных деформаций, в пределах которых установлены широкие складки и надвиги. Глубоководные котловины разделяются внутриокеаническими поднятиями, изолированными от срединно-океанических хребтов и континентальных подножий. В их пределах отмечаются редкие сейсмические события; мощность океанической земной коры увеличена (свыше 18 км). Выделяются линейные поднятия (например, Восточно-Индийский хребет) и изометричные или вытянутые океанические плато (например, плато Хесса в Тихом океане). Бо́льшая часть внутриокеанических поднятий имеет вулканическое происхождение.

Все структуры океанов очень молоды. Они возникли и развивались за последние 150–170 млн лет. Возраст консолидированной части океанической коры (фундамента) увеличивается по мере движения от оси спрединговых хребтов к окраинам океанов; одновременно в том же направлении увеличиваются возраст подошвы слоя осадков, их мощность, глубина дна; океанический фундамент постепенно остывает, утяжеляется, опускается и на активных континентальных окраинах погружается (субдукция) в мантию Земли вдоль наклонных сейсмофокальных зон.

Об истории геологического развития отдельных океанов см. в статьях Атлантический океан, Индийский океан, Северный Ледовитый океан, Тихий океан.

Донные осадки

На дне океанов накапливаются осадки различного происхождения: биогенного, терригенного, хемогенного, вулканогенного, эдафогенного, продукты подводного химического выветривания и др. Распределение осадков обусловливается вертикальной (батиометрической), широтной климатической, циркумконтинентальной и тектонической зональностями. Бо́льшую часть поверхности дна океанов занимают биогенные осадки (40 %), на долю терригенных осадков приходится около 25 %, красных глубоководных океанических глин – свыше 25 %. Биогенные осадки – известковые (кальцитовые, арагонитовые) и кремнистые (опаловые) – образуются из скелетных остатков или раковин планктонных и бентосных организмов. Планктогенные известковые (свыше 70 % CaCO3) и глинисто-известковые, или мергелевые (30–70 % CaCO₃), илы (фораминиферово-кокколитовые, птероподово-фораминиферовые и др.) покрывают ложе океанов на глубине, не превышающей критической глубины карбонатонакопления (в сpеднем 4,5 км), глубже которой карбонат кальция растворяется. Бентогенные осадки (ракушечники), биогермы и биостромы характерны для мелководий, где также накапливаются пески из раковистого детрита, продукты разрушения коралловых рифов. Планктоногенные кремнистые (свыше 50 % SiO₂) и кремнисто-глинистые (10–50 % SiO₂) диатомовые или радиоляриевые илы формируются на глубинах свыше 4,5 км в широтных зонах повышенной биопродуктивности поверхностных вод океанов (двух умеренных и экваториальной); они также тяготеют к областям холодных течений в высоких широтах океанов, где образуют непрерывный пояс вокруг Антарктиды и отдельные ареалы в северной части Тихого океана. Кроме того, кремнистые илы развиты на шельфе в зонах прибрежных апвеллингов и в котловинах окраинных морей. Терригенные осадки представлены глинами, алевритами, песками, гравием, галечниками, валунами, а также отложениями мутьевых (турбидных) потоков – турбидитами; распространены в морях, вдоль побережий материков и в пределах их подводных окраин; на материковых подножиях формируют огромные глубоководные конусы выноса крупных рек мощностью до 15–18 км (конусы выноса Ганга, Амазонки, Миссисипи и других рек). При таянии айсбергов, оторвавшихся от береговых и шельфовых ледников Антарктиды и Гренландии, заключённый в них обломочный материал опускается на дно и попадает в тонкозернистые осадки шельфов, материковых склонов и подножий, в результате чего возникают смешанные айсберговые отложения. В приконтинентальных осадочных бассейнах накапливается до 93 % вынесенного с материков терригенного материала. Большие площади дна абиссальных котловин (глубже критической глубины карбонатонакопления) в открытом океане покрыты красными глубоководными океаническими глинами, которые являются продуктом подводного химического выветривания (гальмиролиза), в основном имеют смектитово-хлоритово-гидрослюдистый состав с примесью биогенного, вулканогенного, аутигенного материала, эолового кварцевого песка и космической пыли; в глины включены железомарганцевые конкреции, а на их поверхности местами встречаются железомарганцевые корки и панцири. Хемогенные осадки представлены известковыми оолитовыми, железистыми (глауконитовыми, шамозитовыми) отложениями, которые распространены на мелководьях.

Вулканогенные и вулканогенно-осадочные отложения дна океанов (вулканокластические осадки и смешанные туффиты, туфоалевролиты, туфопесчаники) образуются в результате накопления и переотложения подводными течениями и мутьевыми потоками пирокластического материала, выброшенного при взрывных извержениях главным образом наземных вулканов и смешивании его с морским осадочным материалом; они развиты близ вулканических островных дуг, вулканов-островов и цепочек вулканических островов. Эдафогенные образования (брекчии и др.) формируются из продуктов тектонического дробления и подводного разрушения коренных пород дна (базальтов, габброидов, серпентинитов и др.) и встречаются в зонах трансформных разломов, в рифтовых долинах срединно-океанических хребтов, глубоководных желобах. В осевых частях и на флангах срединно-океанических хребтов выявлены гидротермально-осадочные образования – металлоносные осадки, которые рассматриваются в качестве ореолов рассеяния рудного вещества, поставляемого подводными гидротермальными системами.

Курильщики (гидротермальные постройки) на дне Тихого океана. Высота около 9 м. Район Марианской островной дуги.Курильщики (гидротермальные постройки) на дне Тихого океана. Высота около 9 м. Район Марианской островной дуги.

Мощность слоя донных осадков изменяется от 2–3 км вблизи материков (5–18 км в основании материковых подножий) до нескольких метров и полного отсутствия на гребнях срединно-океанических хребтов. Всего в океаны ежегодно поступает около 25 млрд т различного осадочного материала. Реки ежегодно выносят около 16 млрд т наносов, ветер и вулканы поставляют по 2 млрд т, абразия берегов и айсберги – по 1 млрд т, поступления из космоса оцениваются в 10 млн т. Скорость осадконакопления в океанах различна: для красных глубоководных глин не превышает 1 мм в 1000 лет, для планктоногенных известковых и кремнистых илов колеблется от 1 до 30 мм в 1000 лет; максимальная скорость осадконакопления отмечается у основания материкового склона в зоне т. н. лавинной седиментации терригенных осадков – часто более 100 мм в 1000 лет.

Минеральные ресурсы

Водная толща, дно и недра океанов содержат разнообразные твёрдые, жидкие и газообразные полезные ископаемые, которые могут стать или уже стали объектом промышленного использования. Наибольшее практическое значение имеют: нефть и природный горючий газ, россыпные месторождения цветных и благородных металлов, алмазов, янтаря; фосфориты, природные строительные материалы. Морская вода – многокомпонентный раствор – служит практически неисчерпаемым источником пресной воды, каменной соли (около ⅓ мировой добычи), брома, магния. Ведутся эксперименты по извлечению растворённых в морской воде ценных металлов – U, Au, AgU, Au, Ag и др.

В недрах дна океанов заключено не менее половины мировых ресурсов нефти и газа. Залежи углеводородов сформировались в мощных осадочных толщах на подводных окраинах материков в результате преобразования огромных масс захороненного сапропелевого органического вещества с последующей миграцией и концентрацией в ловушках разного типа. На шельфах и континентальных склонах выявлены сотни месторождений нефти и газа. Основная их часть сконцентрирована в нефтегазоносных бассейнах и провинциях на северной и восточной подводных окраинах Северной Америки (нефтегазоносный бассейн Северного склона Аляски, а также бассейны Бофорта, Свердруп, Баффино-Лабрадорский, Новошотландский), в Мексиканском заливе (нефтегазоносный бассейн Мексиканского залива), Карибском море (Прибрежно-Колумбийский, Баринас-Апуре), на восточной окраине Южной Америки (бассейны Сержипи-Алагоас, Северо-Восточный Прибрежный и др.), северной окраине Евразии (Баренцево-Северокарская нефтегазоносная провинция), в Норвежском и Северном морях (нефтегазоносная область Северного моря), Персидском заливе (нефтегазоносный бассейн Персидского залива), на западной окраине Африки (нефтегазоносный бассейн Гвинейского залива, Кванза-Камерунский бассейн), западной и северо-западной окраинах Австралии (бассейн Перт и др.), на юго-восточной и восточной окраинах Азии (например, бассейны Сиамский, Палаванский, Саравакский, Северо-Яванский) и др. Поиски, разведка и (в ряде районов) разработка нефтегазовых месторождений ведутся также в заливах Норт-Таранаки (Новая Зеландия), Пария (Венесуэла), Суэцком заливе, Бассовом проливе и др., в акваториях Чёрного, Средиземного морей. Дальнейшее освоение ресурсов углеводородного сырья в океанах направлено на расширение работ на подводных окраинах материков с глубинами свыше 1500 м.

Добыча нефти на шельфе (Бруней).Добыча нефти на шельфе (Бруней).

Морские россыпи золота, платины, алмазов, касситерита, циркона, монацита, рутила, ильменита, титаномагнетита и других тяжёлых минералов формируются в прибрежной зоне шельфов и на пляжах в условиях естественного шлихования (интенсивного перемыва осадков волнами) либо являются реликтовыми аллювиальными в затопленных морем речных долинах. Наибольшее значение имеют оловоносные россыпи у берегов Индонезии, Таиланда и Малайзии, золотоносные россыпи у берегов Аляски и у тихоокеанского побережья Северной Америки, титаномагнетитовые россыпи, прослеживающиеся вдоль западного побережья о. Северный Новой Зеландии, алмазосодержащие гравийные отложения у юго-западных берегов Африки (Намибия), редкометалльные россыпи в пляжевых песках у берегов Австралии, Индии, Бразилии, россыпи янтаря в Балтийском море.

Залежи фосфоритов образуются в зонах апвеллинга. Они выявлены на шельфах материков и крупных островов, вершинах подводных гор в открытом океане, где происходит биогенное осаждение фосфора и его последующее концентрирование в виде конкреций и оолитов. Крупные запасы морских фосфоритов выявлены на шельфе Калифорнии (США), Новой Зеландии. Природные строительные материалы – песок и гравий, а также коралловые известняки, раковины моллюсков, известковый ил (в качестве сырья для получения извести) добываются в прибрежной зоне океанов во многих странах мира.

Перспективными минеральными ресурсами дна океанов являются железомарганцевые конкреции и корки, металлоносные осадки, сульфидные полиметаллические постройки (см. в статье Курильщики) и залежи. В глубоководных частях всех океанов на поверхности дна выявлены поля железомарганцевых конкреций, а также железомарганцевые корки, являющиеся перспективным источником Mn, Cu, Ni, Co. Запасы цветных металлов в этих образованиях во много раз превышают суммарные запасы всех сухопутных месторождений мира. В связи с тем, что происходит непрерывное формирование железомарганцевых конкреций и корок, запасы этого типа руд цветных металлов ежегодно возрастают. Промышленное значение пока имеют скопления железомарганцевых конкреций в восточной части Тихого океана, в районе разломов Кларион и Клиппертон.

Полиметаллические руды представлены скоплениями массивных сульфидов и металлоносными осадками. Сульфидные постройки различной морфологии и залежи обнаружены в ряде участков рифтовой зоны Срединно-Атлантического хребта, Восточно-Тихоокеанского поднятия, рифта пролива Хуан-де-Фука (у о. Ванкувер), Калифорнийского залива, Галапагосского рифта и др.; сложены полиметаллическими рудами с преобладанием минералов Fe, Cu, Zn, содержащими также Со, Ni, редкоземельных элементов (REE), Ag, Au, Pt и др. Металлоносные осадки установлены в юго-восточной части Тихого океана, в Индийском и Атлантическом океанах и приурочены к осевым частям и флангам срединно-океанических хребтов; помимо Fe и Mn, обогащены Cu, Zn, Pb, Ni, Co, V, Mo, Ga, REE и другими элементами. Образование полиметаллических сульфидных руд связано с деятельностью подводных гидротермальных систем на неовулканических участках рифтовых зон срединно-океанических хребтов; металлоносные осадки формируются при рассеивании вещества рудообразующих гидротерм и смешивании его с пелагическими осадками.

Биология океана 

Жизнь в океане обнаруживается повсеместно. Наиболее важными лимитирующими факторами для проживания и свободного передвижения морских организмов служат глубина, температура и солёность воды. Последняя в очень узких пределах варьирует в открытом океане, но подвержена значительным сезонным изменениям в солоноватых водах заливов и устьев рек. В морской воде содержатся все известные химические элементы, в том числе биогенные. Концентрация солей в жидкостях тела и тканях большинства морских организмов изотонична их концентрации в морской воде. Кроме того, существенное влияние на распределение организмов в океане оказывает постоянная циркуляция океанических вод благодаря наличию поверхностных (ветровых) и глубинных течений, действующих в определённых направлениях [в том числе районы схождения Гольфстрима и Лабрадорского течения в Атлантическом океане, Куросио и Курильского (Оясио) течений в Тихом океане]. Особую роль играет процесс апвеллинга, способствующий выносу к поверхности морских вод, обогащённых биогенными элементами, и формирующий продуктивные районы океана. Апвеллинг может наблюдаться в любом районе океана при благоприятных динамических (циклонические круговороты, расхождение течений) или ветровых условиях. Самыми продуктивными в океане являются прибрежные апвеллинги вдоль западных берегов материков (район Калифорнии, Перу и Чили, Марокко – Мавритания, Ангола – Намибия). Они связаны с пассатными ветрами и восточно-пограничными течениями. 

Лекарственная каракатица (Sepia officinalis).Лекарственная каракатица (Sepia officinalis).

В океане обитают представители около 150 тыс. видов организмов. В зависимости от условий обитания различают планктон, нектон и бентос. Планктон – совокупность организмов, населяющих всю толщу вод океана и не способных противостоять переносу течениями. В его состав входят фитопланктон и зоопланктон, бактерии. Ключевую позицию в поверхностных слоях океана (до глубин 100–200 м) занимает фитопланктон, представленный в основном диатомовыми и гаптофитовыми водорослями. Утилизируя лучистую энергию Солнца, диоксид углерода и минеральные вещества, он является основным производителем первичной продукции. Интенсивность воспроизводства фитопланктона зависит от содержания биогенных элементов. Установлено, что меньше всего их в водах Северной Атлантики; постепенно их количество возрастает при продвижении в сторону Антарктиды. Напротив, в Индийском и Тихом океанах их содержание растёт от южных районов к северным. Максимальных значений они достигают на северо-западе и северо-востоке Тихого океана и особенно в Беринговом море.

Медуза экворея (Aequorea victoria).Медуза экворея (Aequorea victoria).

В составе зоопланктона доминируют различные ракообразные, в том числе отряда эуфаузиевых (криль), многочисленные простейшие, кишечнополостные, крылоногие моллюски, оболочники, икра и личинки многих рыб и беспозвоночных. От продуктивности фитопланктона зависит биомасса и продукция зоопланктона и других животных организмов, населяющих всю толщу океана. И хотя биомасса фотосинтезирующих (автотрофных) организмов в океане примерно в 10 тыс. раз меньше, чем на континентах, скорость её оборота в толще воды в 1–2 тыс. раз выше, чем растений на суше, а продукция фитопланктона из-за быстрого его размножения составляет более 550 млрд т.

Нектон объединяет животных, свободно перемещающихся в водной толще. Среди них – рыбы, китообразные, ластоногие, морские черепахи и змеи, головоногие моллюски. Биомасса нектона оценивается в 1 млрд т, половина которой приходится на рыб. Обитатели дна и донных отложений относятся к бентосу. В его составе – различные кишечнополостные, губки, асцидии, различные виды двустворчатых (в том числе мидии, устрицы, гребешки) и брюхоногих, моллюсков, ракообразных (крабы, лангусты, омары и др.), иглокожие (в том числе трепанги), черви, многие виды рыб и т. д.

Водоросль ламинария (морская капуста) на берегу Тихого океана.Водоросль ламинария (морская капуста) на берегу Тихого океана.Растения представлены главным образом бурыми и красными водорослями. Роль цветковых растений незначительна (кроме взморника – Zostera и некоторых других обитателей мелководья). В океанических осадках значительна роль бактерий. В целом зоомасса в океане более чем в 20 раз превышает фитомассу (на суше на долю зоомассы приходится не более 1%) (см. также Абиссаль, Батиаль, Литораль, Сублитораль).

Вертикальная экологическая зональность океана.Вертикальная экологическая зональность океана.Млекопитающие в океане представлены 137 ныне живущими видами: 94 – из отряда китообразных, 35 видов ластоногих, 4 вида сирен и 4 вида из отряда хищных (каланы, белый медведь). Вместе с морскими птицами они завершают трофические цепи во всех экосистемах океана. Морские птицы, ластоногие, белый медведь, а также морские черепахи и морские змеи являются связующим звеном между сушей и морем (пищу добывают в море, размножаются на суше). Подобно истинно морским животным, птицы скапливаются у берегов, особенно в продуктивных районах. Береговые птицы встречаются преимущественно в супралиторальной и литоральных зонах, бакланы, нырки и пеликаны – в сублиторальной, а разные виды буревестников далеко от берега – в неретической зоне. Наряду с млекопитающими они нередко оказывают существенное негативное влияние на промысловые биоресурсы и их кормовую базу.

Колония морских птиц на побережье Норвегии.Колония морских птиц на побережье Норвегии.

Хозяйственное использование

С давнего времени человек использует биологические ресурсы Мирового океана. Вылов рыбы, добыча морепродуктов (моллюсков, ракообразных и др.), морского зверя являлись традиционным промыслом многих народов мира, живущих у морских побережий. Улов и добыча рыбы и морепродуктов в Мировом океане в 2020 г. оценивались в 111,9 млн т (во внутренних водах – 65,9 млн т), из них 78,8 млн т было выловлено в естественных водах, а 33,1 млн т выращено искусственно (морская аквакультура). Кроме них в 2020 г. было добыто около 36 млн т водорослей (из них 35 млн т выращено). Среди регионов наиболее активного рыболовства в мире: в Тихом океане – северо-восточные прибрежные воды Евразии (от о. Тайвань на юге до залива Аляска на севере) и восточные прибрежные воды Северной (в районе холодного Калифорнийского течения) и Южной Америки (в районе холодных Чилийского и Перуанского течений); в Атлантическом океане – восточные прибрежные воды Евразии (вдоль всего побережья, включая Исландию) и Африки (в районе холодных Канарского и Бенгельского течений), а также западные прибрежные воды Северной Америки (к северу от п-ова Флорида, включая юго-западное побережье о-ва Гренландия) и Южной Америки (в районе холодного Фолклендского течения). Доля Тихого океана в общемировом улове рыбы составляет 71 %, Атлантического океана – 20,3 %, Индийского океана – 8,6 %. Улов рыбы в странах мира составил (млн т, 2020): Китай – 11,77, Индонезия – 6,43, Перу – 5,61, Россия – 4,79, США – 4,21, Индия – 3,71, Вьетнам – 3,27, Япония – 3,13, Норвегия – 2,45 и Чили – 1,77. Искусственно выращено (морская аквакультура) (тыс. т, 2020): рыбы – 8340,6 (доля азиатских стран 54 %, европейских стран – 25,4 %), ракообразные – 6759,8 (доля азиатских стран 82,1 %), моллюски – 17 547,9 (доля азиатских стран 92,1 %), другие животные – 468,6 (всего – 33 116,9), водоросли – 35 013,1 (итого – 68 130). Больше всего рыбы и морепродуктов потребляют в т. н. морских странах, где море традиционно обеспечивало значительную часть рациона населения. Потребление рыбы на душу населения (2019; при среднемировом значении – 20,5 кг; в 1960-е гг. – 6,6 кг, в 1980-е гг. – 12,5 кг, в 2000-е гг. – 14,4 кг): Исландия – 91,19 кг, Мальдивы – 84,58 кг, Португалия – 57,19 кг, Республика Корея – 57,05 кг, Япония – 46,06 кг, Испания – 42,4 кг, Китай – 38,49 кг, Франция – 34,24 кг, Италия – 29,82 кг и Австралия – 26,12 кг (см. также Биологические ресурсы Мирового океана).

Мировой океан вносит весьма значительный вклад в общемировую добычу полезных ископаемых. В первую очередь это нефть и природный горючий газ, а также самородное золото, платина, алмазы, минералы олова, вольфрама, титана и редких металлов из морских россыпей; фосфориты. В незначительных объёмах твёрдые полезные ископаемые (уголь, руды металлов, горно-химическое сырьё и др.) добывают в недрах под дном Мирового океана со стороны суши. Впервые в мировой истории нефть на шельфе была добыта в США (в Мексиканском заливе). Первое газовое месторождение на шельфе Северного моря было открыто в 1965 г., нефтяное – в 1967 г. Традиционно большое количество нефти добывали в озере-лагуне Маракайбо в Венесуэле, имеющем прямую связь с Мировым океаном. Впоследствии разведку и добычу нефти и природного газа развернули на шельфе заливов Кампече (часть Мексиканского залива), Гвинейском и др., в морях Северного Ледовитого (Норвежское, Баренцево, Бофорта и др.), Тихого (Охотское, Южно-Китайское и др.) океанов, а также в прибрежных водах Австралии, Фолклендских островов и др. Больше всего нефти на шельфе добывают в США, Бразилии, Норвегии и др., природного газа – в Катаре, Австралии, Норвегии, США и др. Из морской воды добывают каменную соль (около ⅓ мировой добычи), бром, магний.

Мировой океан – важный источник энергии для человечества. Это в первую очередь офшорная ветровая энергия: суммарная мощность установленных в морях ветровых энергоустановок составляет 25,6 тыс. МВт (2022), также в процессе строительства находятся ветровые энергоустановки общей мощностью 2,79 тыс. МВт. Среди мировых лидеров по установленной мощности офшорных ветровых энергоустановок – Китай (25 563 МВт), Великобритания (13 601 МВт), Германия (8043 МВт), Нидерланды (3010 МВт) и Дания (2343 МВт). С 1966 г. началось использование энергии приливно-отливных волн [введена в строй первая в мире приливная электростанция (ПЭС) «Ранс» во Франции]. Крупнейшие по мощности ПЭС сооружены в Республике Корея («Сихва» – 254 МВт), Франция («Ранс» – 240 МВт), Великобритания («МейГен» – 6 МВт) и Китай («Цзянся» – 3,2 МВт). Развивается волновая энергетика (использование энергетического потенциала морских волн). Суммарная мощность волновых энергоустановок составляет около 14 МВт (2019). Среди мировых лидеров по установленной мощности волновых энергоустановок – Великобритания (свыше ½), Италия, Китай, Португалия, США, Испания, Республика Корея и Дания. В будущем возможно использование огромного энергетического потенциала морских течений.

По дну Мирового океана проложены кабели (в том числе оптоволоконные), соединяющие между собой важнейшие регионы мира. Густая сеть кабелей соединяет Европу и США, Канаду; Европу и западное побережье Африки (до Кейптауна); Европу (акватория Средиземного моря) и страны Персидского залива (через Красное и Аравийское моря), Индию, Сингапур и Китай; США (через Антильские острова) и Южную Америку; США (через Гавайские острова) и Австралию; США, Канаду (через Гавайские острова и о. Гуам) и Восточную Азию (Японию, Китай, Республику Корея и Тайвань).

Мировой океан активно используется для перевозки грузов морским транспортом. Перевозят главным образом крупнотоннажные грузы (жидкие наливные – сырая нефть, нефтепродукты, сжиженный природный газ, жидкий аммиак и др.; сухие навалочные – уголь, руды металлов и их концентраты, горно-химическое сырьё и др.), а также контейнерные (контейнеры используются в качестве универсальной стандартной упаковки), генеральные (дорогостоящие, высокой степени переработки; преимущественно в контейнерах) и другие грузы. Преобладают в основном межконтинентальные перевозки. Всего в 2021 г. морским транспортом было перевезено 11 млрд метрических тонн грузов. Структура типов морских судов (грузоподъёмность, млн т дедвейт): сухогрузы – 913 (42,8 %), танкеры для перевозки сырой нефти и нефтепродуктов – 619,1 (29 %), суда-контейнеровозы – 281,8 (13,2 %), танкеры-газовозы – 77,5 (3,6 %), суда для перевозки генеральных грузов – 76,8 (3,6 %), танкеры для перевозки жидких химических грузов – 48,9 (2,3 %), суда для перевозки других видов грузов и паромы – 117,6 млн т (5,5 %). Важнейшие мировые производители морских судов ныне находятся в Восточной Азии: Китай, Республика Корея и Япония; в 2021 г. они суммарно произвели 94 % всех мировых морских судов. В 2021 г. рост объёмов производства морских судов в Китае составил 15,5 %, в Республике Корея – 8,3 %, в Японии сократился на 16,4 %. Параметры современных супертанкеров (крупнейших наливных судов): длина 400 м, ширина 42,4 м, осадка 25 м, грузоподъёмность 320 тыс. т нефти; крупнейших судов-контейнеровозов: длина 400 м, ширина 61 м, осадка 16 м, грузоподъёмность 21–25 тыс. контейнеров ДФЭ.

Важнейшие транспортные узлы Мирового океана, где сходятся многочисленные морские пути с наибольшей напряжённостью перевозок:

• проливы – Ла-Манш, Босфор и Дарданеллы, Эресунн, Гибралтарский, Флоридский, Наветренный, Мона, Юкатанский, Баб-эль-Мандебский, Ормузский, Малаккский, Зондский, Макасарский, Тайваньский, Лусон, Бохайский, Корейский, Цугару, Витязь, Торресов, Бассов и Мозамбикский;

• международные каналы – Суэцкий, Панамский, Кильский и Коринфский;

• мысы, являющиеся важными поворотными точками, – Игольный – южная оконечность Африки, Коморин – южная оконечность п-ова Индостан.

Важную роль играет паромное сообщение – грузопассажирское, грузовое и пассажирское. Его значение наиболее велико в странах, расположенных на архипелагах (например, Индонезия, Филиппины), а также в странах, в состав которых входят многочисленные острова (например, Греция) или территории которых разобщены (например, США, Италия). Активное паромное сообщение связывает европейские страны, особенно являющиеся членами Европейского Союза. На этих маршрутах используются весьма вместительные автомобильно-железнодорожные, железнодорожные и автомобильные паромы. Наиболее активные морские перевозки грузов осуществляются в Тихом океане. Значительно уступают ему Атлантический и Индийский океаны.

Крупнейшие по грузообороту морские порты мира (млн т, 2019): Нинбо – Чжоушань (Китай) – 1120,1, Шанхай (Китай) – 716,8, Таншань (Китай) – 656,7, Сингапур – 626,2, Гуанчжоу (Китай) – 606,2, Циндао (Китай) – 577,4, Сучжоу (Китай) – 522,8, Порт-Хедленд (Австралия) – 521,9, Тяньцзинь (Китай) – 492,2, Роттердам (Нидерланды) – 469,4, Жичжао (Китай) – 463,8, Пусан (Республика Корея) – 455,9, Яньтай (Китай) – 386,3, Далянь (Китай) – 366,4, Наньтун (Китай) – 336,2, Чжаньцзян (Китай) – 329,2, Хуанхуа (Китай) – 287,2, Тайчжоу (Китай) – 282,4, Кванъян (Республика Корея) – 276, Гонконг (Китай) – 263,3. Из 10 крупнейших контейнерных морских портом мира 8 находятся в Азии, при этом 7 – в Китае.

Морской порт, Шанхай (Китай). Морской порт, Шанхай (Китай). Крупнейшие контейнерные порты мира (грузооборот, млн контейнеров ДФЭ, 2021): Шанхай (Китай) – 47, Сингапур – 37,47, Нинбо – Чжоушань (Китай) – 31,08, Шэньчжэнь (Китай) – 28,76, Гуанчжоу (Китай) – 24,18, Циндао (Китай) – 23,7, Пусан (Республика Корея) – 22,69, Тяньцзинь (Китай) – 20,26, Лос-Анджелес – Лонг-Бич (США) – 20,06, Гонконг (Китай) – 17,79, Роттердам (Нидерланды) – 15,3, Порт-Кланг (Малайзия) – 13,72, Джебель-Али (Дубай; ОАЭ) – 13,7, Сямынь (Китай) – 12,03, Антверпен (Бельгия) – 12,02, Танджунг-Пелепас (Малайзия) – 11,2, Гаосюн (Тайвань) – 9,86, Нью-Йорк – Нью-Джерси (США) – 8,99, Гамбург (Германия) – 8,71, Лаем-Чабанг (Таиланд) – 8,52. Из 10 крупнейших контейнерных морских портов мира 9 находятся в Азии, при этом 7 – в Китае. Наиболее активно контейнерные морские перевозки осуществляются в бассейне Тихого океана (32,7 млн контейнеров ДФЭ, 2021), между Азией и Европой (26,3 млн) и в бассейне Атлантического океана (8,9 млн).

Побережье Мирового океана – один из главных ареалов туризма. Внутренний туризм по численности традиционно опережает иностранный. К Мировому океану прямое отношение имеют рекреационный [пляжный отдых в сочетании с культурно-познавательным (экскурсионным) туризмом], круизный, событийный (участие в качестве зрителей в различных соревнованиях на морской воде) и спортивный (сёрфинг и др.) туризм. Морской туризм наибольшее развитие получил в странах Средиземноморья (Испания, Италия, Хорватия, Греция, Тунис, Египет, Турция, Кипр и др.), Юго-Восточной Азии (Таиланд, Малайзия, Индонезия, Вьетнам, Сингапур и др.), в Португалии, Болгарии, Австралии, ЮАР, США, Мексике, Доминиканской Республике и др. В 2020 г. из-за пандемии COVID-19 поток иностранных туристов сократился с 1465,9 млн человек (2019) до 409,5 млн человек, в 2021 г. он восстановился незначительно – до 446,3 млн человек. Среди стран, связанных с «морским» туризмом, в 2021 г. больше всего иностранных туристов приняли (всех туристов, млн человек): Франция – 48,4, Мексика – 31,9, Испания – 31,2, Турция – 29,9, Италия – 26,9, США – 22,1, Греция – 14,7, Германия – 11,7, ОАЭ – 11,5, Хорватия – 10,6, Польша – 9,7, Португалия – 9,6, Болгария – 7,2, Великобритания – 6,3, Албания – 5,3 и Доминиканская Республика – 5.

Поскольку Мировой океан часто служит ареной боевых действий во время вооружённых конфликтов, морские державы создают военно-морские флоты и базы у своих побережий. Среди крупнейших в мире военно-морских баз: в США – Норфолк (на побережье Атлантического океана) и Пёрл-Харбор (Гавайские о-ва в Тихом океане), в Великобритании – Девонпорт (Плимут) и Портсмут, во Франции – Брест и Тулон, в Германии – Киль и Вильгельмсхафен, в Италии – Таранто и Специя, в Турции – Гёльджюк (близ Стамбула), в России – Североморск (с рядом прилегающих к нему городов и посёлков), Кронштадт, Севастополь и Владивосток, в Индии – Кадамба (штат Гоа), Мумбаи и Вишакхапатнам, в Китае – Циндао, Нинбо (близ Шанхая) и Чжаньцзян (на п-ове Лэйчжоу, близ о. Хайнань), в Японии – Йокосука (близ Токио), Майдзуру (Киото) и Сасебо (Нагасаки), в Бразилии – Илья-дас-Кобрас (Рио-де-Жанейро) и Арату (Салвадор), в Австралии – Сидней и Перт.

Важной проблемой является сохранения биоразнообразия Мирового океана. В первую очередь это касается прибрежных участков, которые в наибольшей степени подвергаются воздействию хозяйственной деятельности человека. Виды загрязнения Мирового океана включают нефть и нефтепродукты, сточные воды с суши (нередко загрязнённые минеральными удобрениями, сельскохозяйственными ядохимикатами, синтетическими моющими средствами, различными отработанными промышленными растворами, а также водами, использованными для охлаждения конденсата в тепловой и атомной энергетике, которые являются источниками теплового и возможно даже радиоактивного загрязнения и др.), твёрдые бытовые отходы, выносимые реками, и др.

В 1960 г. создана Межправительственная океанографическая комиссия Организации Объединённых Наций по вопросам образования, науки и культуры (МОК ЮНЕСКО; Intergovernmental Oceanographic Commission of UNESCO, IOC / UNESCO; штаб-квартира – в Париже). Она составляет Доклады о состоянии Мирового океана (ДСМО; ежегодные обзоры состояния морской среды с учётом социально-экономических аспектов) и координирует Глобальную систему наблюдений за океаном [ГСНО; создана в марте 1991 по инициативе 2-й Всемирной климатической конференции (Женева, 1990)].

Созданы Программа по международному обмену океанографическими данными и информацией (МООД; The International Oceanographic Data and Information Exchange, IODE; 1961) и Программа комплексного управления прибрежными районами МОК (ИКАМ; Integrated Coastal Area Management IOC).

В сентябре 2002 г. запущена Информационная система океанической биогеографии (ОБИС; Ocean Biodiversity Information System, OBIS), которая осуществляет координацию и управление глобальной базой данных в области морского биоразнообразия. ОБИС используется для планирования стратегий сохранения океанических ресурсов, а также для выявления зон значительного разнообразия и мировых тенденций в распределении видов.

Мировой океан тесно связан с происходящими на Земле климатическими изменениями. Ряд программ ЮНЕСКО в области наук оказывают поддержку их исследованиям: Международный координационный проект по океаническому углероду (МКПОУ; International Ocean Carbon Coordination Project IOC / SCOR), Всемирная программа исследований климата (ВПИК; World Climate Research Programme, WCRP; 1980) и Группа по океаническим наблюдениям за климатом (ООПК). ГСНО активно взаимодействует с Глобальной системой наблюдения за климатом (ГСНК).

Наряду с ЮНЕСКО другие учреждения ООН работают над защитой морских и прибрежных экосистем: Программа ООН по окружающей среде (ЮНЕП), Продовольственная и сельскохозяйственная организация ООН (ФАО), Программа развития ООН (ПРООН) и Международная морская организация.

5 декабря 2008 г. Генеральная ассамблея ООН объявила 8 июня Всемирным днём океанов. Идея его проведения впервые была предложена в 1992 г. на встрече на высшем уровне «Планета Земля» в Рио-де-Жанейро. Мероприятия Всемирного дня океана координирует Отдел ООН по вопросам океана и морского права, всемерную поддержку оказывает МОК.

История изучения океанов 

Сведения об океане накапливались вместе с расширением географических познаний о Земле. В глубокой древности финикийцы, египтяне, греки, китайцы и другие народы имели правильное представление о некоторых наблюдаемых в нём явлениях. Аристотелю (4 в. до н. э.) принадлежит высказывание о единстве Мирового океана, он указывал на существование течений в проливах – Керченском, Босфоре, Дарданеллах. Дальнейшее развитие знаний об океане в конце 15 – середине 16 вв. связано с эпохой Великих географических открытий и именами Васко да Гамы, Х. Колумба, Ф. Магеллана. В 1650 г. нидерландский географ Б. Варениус впервые предложил выделить 5 океанов: Тихий, Атлантический, Индийский, Северный Ледовитый и Южный Ледовитый. В 1845 г. Лондонское географическое общество подтвердило то же деление. В последующем некоторые учёные (О. Крюммель, 1878; Ю. М. Шокальский, 1917) предложили выделять только 3 океана: Тихий, Атлантический и Индийский, считая Северный Ледовитый океан морем Атлантического океана. Комплексное изучение Арктического бассейна привело к тому, что в 1935 г. в СССР было утверждено выделение Северного Ледовитого океана как самостоятельного.

В результате интенсивных международных исследований в водах, окружающих Антарктиду, возникло предложение о выделении Южного океана, представляющего собой обширное водное кольцо, опоясывающее Антарктиду. Южные части Атлантического, Индийского и Тихого океанов имеют общую систему течений, связаны общностью гидрологических процессов и с точки зрения океанологии представляют собой единый географический объект. После продолжительных дискуссий по этому вопросу в 2000 г. по решению Международной гидрографической организации Южный океан предложено выделять с северной границей по параллели 60° ю. ш., однако из общих гидрографических характеристик океанов его параметры не вычленены.