Stručně fyzikální a chemické vlastnosti oceánské vody. Základní fyzikální a chemické vlastnosti oceánské (mořské) vody

Slanost oceánské, mořské a říční vody

Složení plynu v oceánské vodě

Tepelná kapacita vod oceánu

Teplota vody oceánu

Hustota vody

Schopnost vody se samočištění

Tabulka 1. Obsah soli v mořské a říční vodě (v % z celkové hmotnosti solí)

Změna objemu vody se změnou teploty

Voda je nejjednodušší chemická sloučenina vodíku a kyslíku, ale oceánská voda je univerzální homogenní ionizovaný roztok, který obsahuje 75 chemických prvků. Jsou to pevné minerální látky (soli), plyny, ale i suspenze organického a anorganického původu.

Vola má mnoho různých fyzikálních a chemických vlastností. Především závisí na obsahu a okolní teplotě. Pojďme si některé z nich stručně popsat.

Voda je rozpouštědlo. Protože voda je rozpouštědlo, lze soudit, že všechny vody jsou roztoky plynů a solí různého chemického složení a různých koncentrací.

Slanost mořské vody(Stůl 1). Koncentraci látek rozpuštěných ve vodě charakterizuje slanost který se měří v ppm (% o), tj. v gramech látky na 1 kg vody.

Základní zapojení	Mořská voda	říční voda
Chloridy (NaCI, MgCb)
Sírany (MgS04, CaS04, K2S04)
Uhličitany (CaCOd)
Sloučeniny dusíku, fosforu, křemíku, organické a další látky

Nazývají se čáry na mapě spojující body stejné salinity izohaliny.

Slanost sladké vody(viz tabulka 1) je v průměru 0,146% a námořní - v průměru 35 %o. Hořko-slanou chuť mu dodávají soli rozpuštěné ve vodě.

Asi 27 z 35 gramů tvoří chlorid sodný (kuchyňská sůl), takže voda je slaná. Hořčíkové soli mu dodávají hořkou chuť.

Vzhledem k tomu, že voda v oceánech byla tvořena z horkých solných roztoků zemského nitra a plynů, její slanost byla prvotní. Existuje důvod se domnívat, že v prvních fázích formování oceánu se jeho vody příliš nelišily od říčních vod, pokud jde o složení soli. Rozdíly byly načrtnuty a začaly se zintenzivňovat po přeměně hornin v důsledku jejich zvětrávání a také vývoje biosféry. Moderní solné složení oceánu, jak ukazují fosilní pozůstatky, vzniklo nejpozději v proterozoiku.

Kromě chloridů, siřičitanů a uhličitanů byly v mořské vodě nalezeny téměř všechny chemické prvky známé na Zemi, včetně vzácných kovů. Obsah většiny prvků v mořské vodě je však zanedbatelný, např. bylo zjištěno pouze 0,008 mg zlata v krychlovém metru vody a přítomnost cínu a kobaltu je indikována jejich přítomností v krvi mořských živočichů a na dně. sedimenty.

Slanost vod oceánu- hodnota není konstantní (obr. 1). Závisí na klimatu (poměr srážek a výparu z povrchu oceánu), na tvorbě nebo tání ledu, mořských proudech, v blízkosti kontinentů - na přítoku sladké říční vody.

Rýže. 1. Závislost slanosti vody na zeměpisné šířce

Na otevřeném oceánu se slanost pohybuje od 32-38%; v okrajovém a Středozemním moři jsou jeho výkyvy mnohem větší.

Salinita vod až do hloubky 200 m je zvláště silně ovlivněna množstvím srážek a výparem. Na základě toho můžeme říci, že slanost mořské vody podléhá zákonu o zónování.

V rovníkových a subekvatoriálních oblastech je slanost 34% c, protože množství srážek je větší než voda vynaložená na odpařování. V tropických a subtropických zeměpisných šířkách - 37, protože je zde málo srážek a odpařování je vysoké. V mírných zeměpisných šířkách - 35% o. Nejnižší slanost mořské vody je pozorována v subpolárních a polárních oblastech - pouze 32, protože množství srážek převyšuje odpařování.

Mořské proudy, odtok řek a ledovce narušují zonální vzorec slanosti. Například v mírných zeměpisných šířkách severní polokoule je slanost vody vyšší u západního pobřeží kontinentů, kam je pomocí proudů přiváděno více slaných subtropických vod, a u východních pobřeží je slanost vody nižší. , kam studené proudy přinášejí méně slané vody.

V subpolárních zeměpisných šířkách dochází k sezónním změnám slanosti vody: na podzim v důsledku tvorby ledu a poklesu síly říčního odtoku slanost stoupá a na jaře a v létě v důsledku tání ledu a zvýšeného odtoku z řek slanost klesá. V okolí Grónska a Antarktidy se slanost během léta snižuje v důsledku tání okolních ledovců a ledovců.

Nejslanější ze všech oceánů je Atlantský oceán, vody Severního ledového oceánu mají nejnižší slanost (zejména u asijského pobřeží, v blízkosti ústí sibiřských řek – méně než 10 % o).

Mezi částmi oceánu - moří a zálivů - je maximální slanost pozorována v oblastech ohraničených pouštěmi, například v Rudém moři - 42% c, v Perském zálivu - 39% c.

Jeho hustota, elektrická vodivost, tvorba ledu a mnoho dalších vlastností závisí na slanosti vody.

Kromě různých solí se ve vodách Světového oceánu rozpouštějí různé plyny: dusík, kyslík, oxid uhličitý, sirovodík atd. Stejně jako v atmosféře převládá ve vodách oceánů kyslík a dusík, ale v poněkud odlišných poměrech (např. například celkové množství volného kyslíku v oceánu 7480 miliard tun, což je 158krát méně než v atmosféře). Navzdory skutečnosti, že plyny zaujímají ve vodě relativně malé místo, stačí to k ovlivnění organického života a různých biologických procesů.

Množství plynů je dáno teplotou a slaností vody: čím vyšší teplota a slanost, tím nižší je rozpustnost plynů a tím nižší je jejich obsah ve vodě.

Takže například při 25 ° C se může ve vodě rozpustit až 4,9 cm / l kyslíku a 9,1 cm 3 / l dusíku, při 5 ° C - 7,1 a 12,7 cm 3 / l, v tomto pořadí. Z toho plynou dva důležité důsledky: 1) obsah kyslíku v povrchových vodách oceánu je mnohem vyšší v mírných a zejména polárních zeměpisných šířkách než v nízkých zeměpisných šířkách (subtropické a tropické), což má vliv na rozvoj organického života - bohatost vodních ploch. první a relativní chudoba druhých vod; 2) ve stejných zeměpisných šířkách je obsah kyslíku ve vodách oceánu vyšší v zimě než v létě.

Denní změny ve složení plynu vody spojené s kolísáním teplot jsou malé.

Přítomnost kyslíku v oceánské vodě přispívá k rozvoji organického života v ní a oxidaci organických a minerálních produktů. Hlavním zdrojem kyslíku v oceánské vodě je fytoplankton, nazývaný „plíce planety“. Kyslík se spotřebovává především k dýchání rostlin a živočichů v horních vrstvách mořských vod a k oxidaci různých látek. V hloubkovém intervalu 600-2000 m se nachází vrstva minimum kyslíku. Malé množství kyslíku se kombinuje s vysokým obsahem oxidu uhličitého. Důvodem je rozklad většiny organické hmoty přicházející shora v této vodní vrstvě a intenzivní rozpouštění biogenního uhličitanu. Oba procesy vyžadují volný kyslík.

Množství dusíku v mořské vodě je mnohem menší než v atmosféře. Tento plyn se do vody dostává především ze vzduchu při rozpadu organické hmoty, ale vzniká i při dýchání mořských organismů a jejich rozkladu.

Ve vodním sloupci v hlubokých stojatých pánvích v důsledku životně důležité činnosti organismů vzniká sirovodík, který je toxický a inhibuje biologickou produktivitu vody.

Voda je jedním z nejvíce tepelně náročných těles v přírodě. Tepelná kapacita pouhé desetimetrové vrstvy oceánu je čtyřikrát větší než tepelná kapacita celé atmosféry a 1 cm vrstva vody pohltí 94 % slunečního tepla vstupujícího na její povrch (obr. 2). Díky této okolnosti se oceán pomalu zahřívá a pomalu uvolňuje teplo. Díky vysoké tepelné kapacitě jsou všechny vodní útvary výkonnými akumulátory tepla. Chlazením voda postupně uvolňuje své teplo do atmosféry. Proto tuto funkci plní Světový oceán termostat naše planeta.

Rýže. 2. Závislost tepelné kapacity vody na teplotě

Nejnižší tepelnou vodivost má led a zejména sníh. V důsledku toho led chrání vodu na hladině nádrže před podchlazením a sníh chrání půdu a ozimy před zamrznutím.

Teplo vypařování voda - 597 cal / g a teplo tání - 79,4 cal / g - tyto vlastnosti jsou velmi důležité pro živé organismy.

Ukazatelem tepelného stavu oceánu je teplota.

Průměrná teplota vod oceánu-4 °C.

Navzdory tomu, že povrchová vrstva oceánu plní funkce zemského regulátoru teploty, závisí naopak teplota mořských vod na tepelné bilanci (přítok a odtok tepla). Příkon tepla tvoří , průtok tvoří náklady na odpařování vody a turbulentní výměnu tepla s atmosférou. Přestože podíl tepla vynaložený na turbulentní přenos tepla není velký, jeho význam je obrovský. S jeho pomocí dochází k planetárnímu přerozdělování tepla prostřednictvím atmosféry.

Na povrchu se teplota vod oceánu pohybuje od -2 °C (teplota mrazu) do 29 °C na otevřeném oceánu (35,6 °C v Perském zálivu). Průměrná roční teplota povrchových vod Světového oceánu je 17,4 °C a na severní polokouli je asi o 3 °C vyšší než na jižní polokouli. Nejvyšší teplota povrchových vod oceánu na severní polokouli je v srpnu a nejnižší v únoru. Na jižní polokouli je tomu naopak.

Vzhledem k tomu, že má teplotní vztahy s atmosférou, závisí teplota povrchových vod, stejně jako teplota vzduchu, na zeměpisné šířce oblasti, tedy podléhá zákonu zonality (tabulka 2). Zónování je vyjádřeno postupným snižováním teploty vody od rovníku k pólům.

V tropických a mírných zeměpisných šířkách závisí teplota vody hlavně na mořských proudech. Takže díky teplým proudům v tropických zeměpisných šířkách na západě oceánů jsou teploty o 5-7 ° C vyšší než na východě. Na severní polokouli jsou však díky teplým proudům na východě oceánů teploty po celý rok kladné a na západě díky studeným proudům voda v zimě zamrzá. Ve vysokých zeměpisných šířkách je teplota během polárního dne asi 0 °C a během polární noci pod ledem asi -1,5 (-1,7) °C. Zde je teplota vody ovlivněna především ledovými jevy. Na podzim se uvolňuje teplo, změkčuje teplotu vzduchu a vody a na jaře se teplo spotřebuje na tání.

Tabulka 2. Průměrné roční teploty povrchových vod oceánů

Průměrná roční teplota, "C		Průměrná roční teplota, °С
Severní polokoule	Jižní polokoule	Severní polokoule	Jižní polokoule

Nejchladnější ze všech oceánů- Arktida a nejteplejší- Tichý oceán, protože jeho hlavní oblast se nachází v rovníkových-tropických zeměpisných šířkách (průměrná roční teplota vodní hladiny je -19,1 ° C).

Důležitý vliv na teplotu oceánské vody má podnebí okolních území a také roční období, protože na něm závisí sluneční teplo, které ohřívá horní vrstvu světového oceánu. Nejvyšší teplota vody na severní polokouli je pozorována v srpnu, nejnižší - v únoru a na jižní - naopak. Denní výkyvy teploty mořské vody ve všech zeměpisných šířkách jsou cca 1 °C, největší hodnoty ročních teplotních výkyvů jsou pozorovány v subtropických zeměpisných šířkách – 8-10 °C.

Teplota oceánské vody se také mění s hloubkou. Klesá a již v hloubce 1000 m téměř všude (v průměru) pod 5,0 °C. V hloubce 2000 m se teplota vody vyrovnává, klesá na 2,0-3,0 ° C a v polárních šířkách - až do desetin stupně nad nulou, poté buď velmi pomalu klesá, nebo dokonce mírně stoupá. Například v riftových zónách oceánu, kde jsou ve velkých hloubkách silné vývody podzemní horké vody pod vysokým tlakem, s teplotami až 250-300 °C. Obecně se ve Světovém oceánu vertikálně rozlišují dvě hlavní vrstvy vody: teplý povrchní a silný chlad sahající až ke dnu. Mezi nimi je přechodník teplotní skoková vrstva, nebo hlavní tepelná spona, dochází v něm k prudkému poklesu teploty.

Tento obraz vertikálního rozložení teploty vody v oceánu je narušen ve vysokých zeměpisných šířkách, kde se v hloubce 300–800 m nachází vrstva teplejší a slanější vody, která pocházela z mírných zeměpisných šířek (tab. 3).

Tabulka 3. Průměrné hodnoty teploty vody oceánu, °C

Náhlé zvýšení objemu vody při zamrzání je zvláštní vlastností vody. Při prudkém poklesu teploty a jejím přechodu přes nulovou značku dochází k prudkému nárůstu objemu ledu. Jak se objem zvětšuje, led se stává lehčím a plave na povrch a stává se méně hustým. Led chrání hluboké vrstvy vody před zamrznutím, protože je špatným vodičem tepla. Objem ledu se zvětší o více než 10 % oproti původnímu objemu vody. Při zahřívání dochází k procesu, který je opakem expanze – ke kompresi.

Teplota a slanost jsou hlavními faktory, které určují hustotu vody.

U mořské vody platí, že čím nižší je teplota a čím vyšší je slanost, tím větší je hustota vody (obr. 3). Takže při slanosti 35 % o a teplotě 0 ° C je hustota mořské vody 1,02813 g / cm 3 (hmotnost každého krychlového metru takové mořské vody je o 28,13 kg více než odpovídající objem destilované vody ). Teplota mořské vody s nejvyšší hustotou není +4 °C jako ve sladké vodě, ale záporná (-2,47 °C při slanosti 30 % c a -3,52 °C při slanosti 35 % o

Rýže. 3. Vztah mezi hustotou mořské vody a její slaností a teplotou

Vlivem nárůstu salinity se hustota vody zvyšuje od rovníku k tropům a v důsledku poklesu teploty od mírných zeměpisných šířek až k polárním kruhům. V zimě polární vody klesají a pohybují se ve spodních vrstvách směrem k rovníku, takže hluboké vody Světového oceánu jsou obecně chladné, ale obohacené kyslíkem.

Byla odhalena i závislost hustoty vody na tlaku (obr. 4).

Rýže. 4. Závislost hustoty mořské vody (A "= 35% o) na tlaku při různých teplotách

Hloubka, m

To je důležitá vlastnost vody. V procesu odpařování voda prochází půdou, která je zase přirozeným filtrem. Pokud však dojde k porušení limitu znečištění, dojde k porušení samočistícího procesu.

Barva a průhlednost závisí na odrazu, absorpci a rozptylu slunečního světla a také na přítomnosti suspendovaných částic organického a minerálního původu. V otevřené části je barva oceánu modrá, v blízkosti pobřeží, kde je spousta suspenzí, je nazelenalá, žlutá, hnědá.

V otevřené části oceánu je průhlednost vody vyšší než v blízkosti pobřeží. V Sargasovém moři je průhlednost vody až 67 m. Během vývoje planktonu se průhlednost snižuje.

V mořích takový jev jako záře moře (bioluminiscence). Záře v mořské voděživé organismy obsahující fosfor, především prvoci (noční světlo atd.), bakterie, medúzy, červi, ryby. Záře pravděpodobně slouží k odplašení predátorů, k hledání potravy nebo k přilákání jedinců opačného pohlaví ve tmě. Záře pomáhá rybářským lodím najít hejna ryb v mořské vodě.

Zvuková vodivost - akustické vlastnosti vody. Nalezeno v oceánech zvuk rozptylující důl a podvodní "zvukový kanál", mající zvukovou supravodivost. Vrstva rozptylující zvuk v noci stoupá a ve dne klesá. Používají jej ponorkáři k tlumení hluku ponorkových motorů a rybářské lodě k detekci hejn ryb. "Zvuk
signál“ se používá pro krátkodobou předpověď vln tsunami, v podvodní navigaci pro ultradaleký přenos akustických signálů.

Elektrická vodivost mořská voda je vysoká, je přímo úměrná slanosti a teplotě.

přírodní radioaktivita mořská voda je malá. Ale mnoho zvířat a rostlin má schopnost koncentrovat radioaktivní izotopy, takže úlovek mořských plodů je testován na radioaktivitu.

Mobilita je charakteristická vlastnost kapalné vody. Vlivem gravitace, vlivem větru, přitažlivosti Měsícem a Sluncem a dalšími faktory se voda pohybuje. Při pohybu dochází k promíchávání vody, což umožňuje rovnoměrné rozložení vod různé salinity, chemického složení a teploty.

Fyziochemické vlastnosti.Oceánská voda je z 96,5 % hmotnostně čistá voda, zbytek tvoří rozpuštěné soli, plyny a suspendované nerozpustné částice. Ve vodě oceánů bylo nalezeno 44 chemických prvků v rozpuštěném stavu. V procentech tvoří podíl různých rozpuštěných solí následující množství: chloridy 88,7, sírany 10,7, uhličitany 0,3, ostatní 0,2. Většina obsahu soliNaCl), což je důvod, proč voda v oceánu chutná slaně; hořečnaté soli (MgCl 2 , MgSO 4 ) dát mu hořkou chuť. Charakteristická je stálost složení soli oceánu. Jedním z důvodů je neustálé míchání vody. Oceánské vody se vynořily z útrob Země s počáteční slaností.

Průměrná slanost vod Světového oceánu je 35 ° / 00. Změny slanosti jsou způsobeny změnami v rovnováze solí, spojené především se změnami v rovnováze sladké vody.

Změny slanosti jsou dobře patrné až do hloubky asi 1500 m Ve větších hloubkách zůstává slanost Světového oceánu téměř nezměněna, pohybuje se od 34,7 do 34,9 %.

Slanost vody na hladině moří se může velmi lišit od slanosti vody v otevřené části oceánu. Pokud je slanost moře menší než slanost přilehlé části oceánu, pak hustší oceánská voda proniká do moře a klesá a naplňuje jeho hloubky. Pokud je moře slanější než sousední část oceánu, pak se voda pohybuje po dně směrem k oceánu, po povrchu - směrem k moři.

Plyny se rozpouštějí ve vodě oceánu. Převládá kyslík, dusík, oxid uhličitý, sirovodík, čpavek a metan. Plyny se do vody dostávají z atmosféry, při chemických a biologických procesech ve vodě, při podvodních erupcích.

Hustota vody na povrchu oceánu se pohybuje od 0,996 do 1,083. Se zvýšením salinity a snížením teploty vody se hustota zvyšuje. Hustota vody roste s hloubkou. Za každých 10 m hloubkový tlak se zvýší o 1 bankomat. Tlak v hloubce 10 000 m rovná se 1119bankomat.

tepelný režim.Hlavním zdrojem tepla přijímaného oceánem je sluneční záření. Oceán navíc přijímá teplo v důsledku absorpce dlouhovlnného záření atmosféry, tepla uvolněného při kondenzaci vlhkosti a tvorbě ledu a při chemických a biologických procesech. Oceán přijímá teplo přinášené srážkami, říčními vodami, vzduchem ve styku s vodou a teplými proudy. Teplota hlubokých vrstev oceánu je ovlivněna vnitřním teplem Země a adiabatickým ohřevem klesající vody.

Oceán spotřebovává teplo především na odpařování vody ze svého povrchu, na ohřev přilehlé vrstvy vzduchu, na ohřev studené vody řek a oceánských proudů, na tání ledu a na další procesy.

Denní amplitudy teploty vody na povrchu oceánu jsou mnohem menší než denní amplitudy teplot vzduchu nad vodou. Během dne teplo pochází ze slunečního záření, ale také se spotřebovává v důsledku zvýšeného odpařování vlhkosti. V noci voda vyzařuje teplo do atmosféry a přijímá ho, když vlhkost kondenzuje na chladícím povrchu vody. Teplotní výkyvy jsou také vyrovnány díky vysoké tepelné kapacitě vody. Denní amplituda teploty vody na hladině oceánu v průměru nepřesahuje 0,5°.

Roční amplitudy teploty vody na hladině oceánu jsou větší než denní. Závisí na ročním průběhu radiační bilance, na mořských proudech, na převládajících větrech a na zeměpisné šířce. V nízkých zeměpisných šířkách jsou 1°, ve vysokých 2°.

Nejvyšší průměrné roční teploty vody (27-28°) jsou pozorovány v rovníkových zeměpisných šířkách. V tropických zeměpisných šířkách je pod vlivem proudů ve stejné zeměpisné šířce teplota vody na hladině oceánu poblíž západního pobřeží vyšší než na východním pobřeží. Tomu napomáhají pasáty, které odvádějí vodu od východních břehů. Místo odcházející vody stoupají její spodní, chladnější vrstvy. V mírných zeměpisných šířkách severní polokoule je díky proudění v blízkosti východních břehů teplota vody vyšší než na západních. Na jižní polokouli, jižně od 40°, není rozložení teploty téměř narušeno. V polárních šířkách teplota vody klesá na 0 ° a dokonce na -2 °.

Teplota v oceánu má tendenci klesat s hloubkou. K významným teplotním změnám dochází pouze v horních vrstvách oceánu (200-1000 m). Ve velkých hloubkách je teplota od + 2 do -1 °.

Teplota na povrchu moří pod vlivem pevniny, výměny vody s oceánem, přílivu říčních vod a dalších příčin se může výrazně lišit od teploty oceánu ve stejné zeměpisné šířce. Nejvyšší teplota (až + 36 °) je na povrchu tropických moří. Změna teploty s hloubkou závisí především na výměně vody se sousedními částmi oceánu.

ledový režim. Bod mrazu vody v oceánech závisí na její slanosti. Čím vyšší je slanost, tím nižší je bod mrazu.

Tvorba ledu začíná objevením se čerstvých krystalů.

Když se za klidného počasí nahromadí ledové krystaly, vytvoří se tenký ledový film - salo. Poblíž pobřeží se k němu nehybně připojuje pás ledu - Uložit. Postupně rostou, zaberegi se mění v suchozemský led. V klidném stavu vodní hladiny, když tuk zmrzne, se objeví průhledný tenký led. Během vzrušení se objevují samostatné ledové kotouče - palačinkový led. Když palačinkový led zmrzne, vytvoří se souvislá ledová pokrývka.

Ve vysokých zeměpisných šířkách severní polokoule led vzniklý během zimy nestihne během léta roztát, takže se zde vyskytují ledy různého stáří – od jednoletých až po víceleté. Tloušťka ledu prvního roku 1-2,5 m, trvalka 3 m a více. Vytrvalý tlustý plovoucí led zabírající centrální části Severního ledového oceánu se nazývá balení ledu. Zabírají 70–80 % celkové plochy oceánského ledu.

Prostory plochého ledu protínají trhliny. Při stlačení se led láme podél trhlin, ledové kry stojí na okraji a zamrzají, tvoří se hummoky. Když se rozdrtí unášený led, rozlehlá ledová pole (až 10 km v průměru), hrubý led (20-100 m) a jemně drcený led (méně než 20m).

Podle původu jsou kromě mořského ledu v oceánech a mořích říční a kontinentální led, který se přesunul ze země. Fragmenty kontinentálního ledu tvoří plovoucí ledové hory - ledovce. Jsou zvláště běžné v Antarktidě.

Tání ledu začíná kontaminovanými oblastmi (obvykle z pobřeží). V důsledku tání se na povrchu ledu tvoří jezera. V pobřežním pásu jsou souvislé pruhy čisté vody - vodní banky, postupně se mění v polynyas. Tající led se vlivem vln a proudů rozpadá na samostatné ledové kry. Ledové kry se lámou, mění se v ledovou kaši a nakonec se led rozpadá na krystaly.

Led pokrývá asi 15 % světových oceánů. Hranice polohy ledu zažívají výrazné sezónní změny. V Arktidě, jižně od oblasti pevného ledu v centrální pánvi Severního ledového oceánu, existuje oblast nesouvislého plovoucího ledu. Plovoucí led se také nachází v Beringově a Ochotském moři, v Hudsonově zálivu, pásu kolem Grónska a u pobřeží Labradorského poloostrova. V zimě v Antarktidě tvoří led kolem pevniny hustý, široký prstenec. V létě se led rychle láme a led je přenášen na sever. Hranice plovoucího ledu na jižní polokouli dosahuje 50-60 ° S. sh. Ledovce daleko přesahují distribuci plovoucího ledu. Tvoří se především v blízkosti Antarktidy, Grónska a ostrovů Kanadského arktického souostroví. Velká masa a hluboký sediment ve vodě umožňuje ledovcům dosáhnout 40-50 ° N na severní polokouli. zeměpisné šířky a na jihu, kde jsou ledovce větší, - 30-40 ° j. š. sh. Ledovce až 157 m a průměr do 170km.

Led má vliv na klima. Voda pod ledem je v zimě chráněna před hlubokým ochlazením a v létě před zahřátím. Teplo uvolněné při tvorbě ledu zmírňuje zimní teploty vzduchu. Teplo absorbované tajícím ledem snižuje letní teploty.

- Zdroj-

Bogomolov, L.A. Obecná geografie / L.A. Bogomolov [a d.b.]. – M.: Nedra, 1971.- 232 s.

Zobrazení příspěvku: 322

Světový oceán je hlavní částí hydrosféry - vodní skořápky Země. Jeho vody pokrývají 361 milionů km2 neboli 70,8 % povrchu zeměkoule, což je téměř 2,5krát větší než pevnina (149 milionů km2, neboli 29,2 %). Nejdůležitějším důsledkem takového globálního poměru pevniny a moře je vliv Světového oceánu na vodní a tepelnou bilanci Země. Asi 10 % slunečního záření absorbovaného povrchem oceánu se spotřebuje na ohřev a turbulentní výměnu tepla mezi povrchovými vrstvami vody a spodními vrstvami atmosféry. Zbývajících 90 % tepla se spotřebuje na odpařování. Výpar z hladiny oceánu je jak hlavním zdrojem vody v globálním hydrologickém cyklu, tak důsledkem vysokého latentního tepla výparu vody, které je důležitou složkou globální tepelné bilance Země. Vodní oblast Světového oceánu se skládá z Atlantského oceánu, Tichého oceánu, Indického oceánu, Severního ledového oceánu a Jižního oceánu, okrajových moří (Barentsovo, Beringovo, Ochotské, japonské, Karibské atd.), vnitrozemských moří (Středozemní, Černé, Baltské). Kaspická a Aralská jezera, která nemají žádné spojení se Světovým oceánem, se podmíněně nazývají moře pouze kvůli jejich velké velikosti. V současnosti se jedná o vnitřní uzavřené vodní plochy a v době čtvrtohor byly spojeny se Světovým oceánem.

Ve Světovém oceánu je soustředěno nejméně 1,4 miliardy km3 vody, což je asi 94 % objemu hydrosféry. Tyto obrovské masy vody jsou v neustálém pohybu. Geologické procesy probíhající ve Světovém oceánu jsou různorodé a jsou vzájemně propojenými jevy. Skládají se z následujících procesů:

Destrukce nebo abraze (z latinského „abrado“ - holím se, seškrábu), skalní masy, které tvoří pobřeží a část mělké vody;

Přeprava a třídění produktů ničení přivezených z půdy;

Akumulace nebo akumulace různých srážek. Dno Světového oceánu a jeho sedimenty zůstávaly dlouhou dobu neprozkoumané. Teprve od poloviny 20. století začal cílený výzkum světového oceánu speciálně stavěnými výzkumnými loděmi. Zpočátku se ke studiu dna Světového oceánu používaly různé geofyzikální přístroje instalované na lodích a vzorky hornin byly dodávány speciálními vlečnými sítěmi - drapáky. V důsledku těchto prací byly získány jedinečné informace o topografii dna světového oceánu.

Fyzikální a chemické vlastnosti vod moří a oceánů

Slanost a chemické složení vod. V mořské vodě je velké množství látek v rozpuštěném stavu. Celkový obsah rozpuštěných solí v mořské vodě se nazývá její slanost (5) a vyjadřuje se v ppm (% o). Pro průměrnou slanost oceánských vod se bere hodnota asi 35 % o. To znamená, že 1 litr vody obsahuje asi 35 g rozpuštěných solí (průměrná slanost mořské vody). Slanost povrchových vod Světového oceánu se pohybuje od 32 do 37 % c a takové výkyvy jsou spojeny s klimatickou zónou, která přímo ovlivňuje vypařování vod. V aridních oblastech, kde převládá výpar, slanost stoupá, zatímco ve vlhkých oblastech a v místech, kde velké řeky odtékají, slanost klesá. Salinita se ve vnitrozemských mořích značně liší. Ve Středozemním moři je to 35-39 %o, v Rudém moři se zvyšuje na 41-43 %o a v mořích nacházejících se ve vlhkých oblastech, především díky velkému přílivu sladké vody, slanost klesá. V Černém moři je to 18 – 22 % o, v Kaspickém moři – 12 – 15 % o, v Azovském – 12 % o a v Baltském moři – 0,3 – 6 % o. Tak nízká slanost Baltského moře je způsobena velkým objemem říčního odtoku. Vždyť do tohoto moře odvádějí své vody takové plné řeky jako Rýn, Visla, Něva, Neman atd. Kaspické moře.

Ve vodách moří a oceánů jsou přítomny téměř všechny chemické prvky periodické tabulky D. I. Mendělejeva. Obsah některých je tak vysoký, že právě jejich poměr určuje slanost mořských a oceánských vod, zatímco u jiných se jedná o tisíciny a dokonce desetitisíciny procenta. Při srovnání kationtů a aniontů se ukazuje, že ve složení soli mořské vody převažují chloridy (89,1 %), na druhém místě jsou sírany (10,1 %), dále uhličitany 0,56 % a bromidy tvoří pouze 0,3 % .

Plynový režim. Ve vodách Světového oceánu jsou různé plyny v rozpuštěném stavu, ale hlavními jsou kyslík, oxid uhličitý a někde i sirovodík. Kyslík se do mořské vody dostává jak přímo z atmosféry, tak prostřednictvím fotosyntézy fytoplanktonu. Hlavní roli v redistribuci plynů hraje globální oceánská cirkulace. Díky ní dochází k proudění na kyslík bohatých studených vod z vysokých zeměpisných šířek k rovníku a povrchových vod do spodní části.

Oxid uhličitý je částečně rozpuštěn v mořské vodě a částečně je chemicky vázán ve formě hydrogenuhličitanů Ca(HC03) nebo uhličitanů (CaCO3). Rozpustnost CO2 v mořské vodě závisí na teplotě mořské vody a roste s jejím poklesem. Studené vody Arktidy a Antarktidy proto obsahují více oxidu uhličitého než vody nízkých zeměpisných šířek. Významný obsah CO2 je zaznamenán ve studených vodách při dně v hloubkách pod 4000 m. To ovlivňuje rozpouštění uhličitanových schránek mrtvých organismů, které klesají z hladiny ke dnu.

V některých mořských pánvích je pozorován anomální režim plynu. Klasickým příkladem je Černé moře, kde je podle N. M. Strakhova v hloubkách 150–170 m voda z velké části ochuzena o kyslík a obsahuje velké množství sirovodíku. Ve spodních vrstvách se jeho množství výrazně zvyšuje. Sirovodík vzniká díky životně důležité činnosti bakterií obsahujících sírany, které redukují sírany z mořské vody na sirovodík. Kontaminace sirovodíkem je způsobena narušením volné výměny vody mezi Černým mořem a vodami Středozemního moře. V Černém moři dochází ke stratifikaci vody slaností. V horní části jsou odsolené vody (17-18%o), dole jsou slané (20-22%o). To vylučuje vertikální cirkulaci a vede k narušení plynového režimu a poté k akumulaci sirovodíku. Nedostatek kyslíku v hlubších vrstvách přispívá k rozvoji regeneračních procesů. Kontaminace sirovodíkem ve spodní části Černého moře dosahuje 5 - 6 cm3/l. Kromě Černého moře byla kontaminace sirovodíkem zjištěna i v některých norských fjordech.

teplota mořské vody. Rozložení teplot povrchových vrstev vod Světového oceánu úzce souvisí s klimatickou zonalitou. Průměrná roční teplota se ve vysokých zeměpisných šířkách pohybuje od 0 do 2 °С a v rovníkových šířkách dosahuje maximálních hodnot kolem 28 °С. V mírných zeměpisných šířkách zaznamenává teplota vody výrazné sezónní výkyvy v rozmezí od 5 do 20 °C. Teplota vody se mění s hloubkou a v nejhlubších částech dosahuje ve značných hloubkách pouze 2-3 °C. V polárních oblastech klesá do záporných hodnot v řádu -1,0 -1,8 °C.

K přechodu z horní vrstvy vody o vysoké teplotě do spodní vrstvy o nízké teplotě dochází v relativně tenké vrstvě zvané termoklina. Tato vrstva se shoduje s izotermou 8-10° a nachází se v hloubce 300-400 m v tropech a 500-1000 m v subtropech. Obecné vzorce v rozložení teplot jsou narušeny povrchovými teplými a studenými proudy a také spodními proudy.

tlak a hustotu. Hydrostatický tlak v oceánech a mořích odpovídá hmotnosti vodního sloupce a roste s hloubkou, přičemž maximální hodnoty dosahuje v hlubokých částech oceánu. Průměrná hustota mořské vody je přibližně 1,025 g/cm3. Ve studených polárních vodách se zvyšuje na 1,028 a v teplých tropických vodách klesá na 1,022 g/cm3. Všechny tyto výkyvy jsou způsobeny změnami slanosti a teploty vod Světového oceánu.

Reliéfní prvky.

Existují čtyři hlavní fáze reliéfu dna oceánu: kontinentální šelf (šelf), kontinentální svah, dno oceánu a hluboké prohlubně. Uvnitř oceánského dna jsou pozorovány největší rozdíly v hloubkách a grandiózních horských strukturách. Proto se v rámci dna začaly rozlišovat oceánské pánve, středooceánské hřbety a oceánské zdvihy.

Police (pevnina)- mělká mořská terasa, která sousedí s pevninou a je jejím pokračováním. V podstatě je šelf ponořeným povrchem starověké země. Jedná se o oblast kontinentální kůry, která se vyznačuje plochým reliéfem se stopami zatopených říčních údolí, čtvrtohorním zaledněním a starověkým pobřežím.

Vnější hranicí šelfu je hrana - ostrý ohyb dna, za kterým začíná kontinentální svah. Průměrná hloubka hřebene police je 133 m, ale ve specifických případech se může pohybovat od několika desítek až po tisíce metrů. Proto se pro název tohoto prvku dna (lépe - police) nehodí výraz "kontinentální mělčina". Šířka šelfu se pohybuje od nuly (africké pobřeží) do tisíců kilometrů (asijské pobřeží). Obecně platí, že šelf zabírá asi 7% plochy světového oceánu.

kontinentální svah- oblast od okraje šelfu po kontinentální úpatí. Průměrný úhel sklonu pevninského svahu je asi 6°, ale často se strmost svahu může zvýšit až na 20-30°. Šířka kontinentálního svahu v důsledku prudkého poklesu je obvykle malá - asi 100 km. Nejcharakterističtějšími tvary pevninského svahu jsou podvodní kaňony. Jejich vrcholy se často zařezávají do okraje police a ústa dosahují k úpatí pevniny.

úpatí pevniny- třetí prvek spodního reliéfu, který se nachází v kontinentální kůře. Kontinentální úpatí je rozlehlá svažující se rovina tvořená usazenými horninami o tloušťce 3-5 km. Šířka této kopcovité roviny může dosahovat stovek kilometrů a oblast se blíží oblastem šelfu a kontinentálního svahu.

Oceánská postel- nejhlubší část dna oceánu, která zabírá více než 2/3 celé oblasti světového oceánu. Převládající hloubky dna oceánu se pohybují od 4 do 6 km a reliéf dna je nejklidnější. Hlavními prvky jsou oceánské pánve, středooceánské hřbety a oceánské zdvihy.

oceánské pánve- rozsáhlé mírné prohlubně dna oceánu s hloubkami asi 5 km. Dno pánve, ploché nebo mírně kopcovité, se obvykle nazývá propastná (hlubinná) rovina. Zarovnaný povrch propastných plání je způsoben akumulací sedimentárního materiálu přivezeného z pevniny. Nejrozsáhlejší pláně se nacházejí v hlubokomořských oblastech oceánského dna. Obecně platí, že propastné pláně zabírají asi 8 % oceánského dna.

středooceánské hřbety- tektonicky nejaktivnější zóny, ve kterých dochází k novotvaru zemské kůry. Jsou zcela složeny z čedičových hornin vytvořených v důsledku jejich vstupu podél zlomů z útrob Země. To vedlo ke zvláštnosti zemské kůry, která tvoří středooceánské hřbety, a jejímu oddělení do zvláštního typu trhliny.

oceán stoupá- velké pozitivní tvary dna oceánu, nesouvisející se středooceánskými hřbety. Nacházejí se v oceánském typu zemské kůry a vyznačují se velkými horizontálními a významnými vertikálními rozměry.

V hluboké části oceánu bylo nalezeno velké množství izolovaných hor, které netvoří žádné hřbety. Jejich původ je vulkanický. Podmořské hory, jejichž vrcholy jsou plochou plošinou, se nazývají guyoty.

Hluboké mořské příkopy (žlaby)) - pásmo největších hloubek světového oceánu, přesahující 6000 m. Jejich strany jsou velmi strmé a dno lze vyrovnat, pokud je pokryto srážkami. Nejhlubší příkopy se nacházejí v Tichém oceánu.

Vznik příkopů je spojen s sestupem litosférických desek do astenosféry při novotvorbě mořského dna a šíření desek. Žlaby mají výrazné horizontální rozměry. K dnešnímu dni bylo ve Světovém oceánu objeveno 41 příkopů (Tichý oceán - 25, Atlantik - 7, Indický - 9).

Slanost. Oceánská voda se skládá z hmotnosti 96,5 % čisté vody a méně než 4 % rozpuštěných solí, plynů a suspendovaných nerozpustných částic. Přítomností relativně malého množství různých látek se výrazně liší od ostatních přírodních vod.
Celkem bylo ve vodě oceánu nalezeno 44 chemických prvků v rozpuštěném stavu. Předpokládá se, že všechny přirozeně se vyskytující látky jsou v něm rozpuštěny, ale kvůli zanedbatelnému množství je nelze detekovat. Rozlišujte mezi hlavními složkami slanosti oceánské vody (Cl, Na, Mg, Ca, K atd.) a vedlejšími složkami obsaženými v zanedbatelném množství (mezi nimi zlato, stříbro, měď, fosfor, jód atd.).
Pozoruhodnou vlastností mořské vody je stálost jejího složení solí. Důvodem může být neustálé promíchávání vod oceánů. Toto vysvětlení však nelze považovat za vyčerpávající.
Celkové množství solí obsažených ve vodě Světového oceánu je 48 * 10x15 t. Toto množství solí stačí k pokrytí celého povrchu Země vrstvou 45 m a povrchu pevniny vrstvou 153 m .
Při velmi nízkém obsahu stříbra (0,3 mg v 1 m3) je jeho celkové množství ve vodě Oceánu 20 000krát větší než množství stříbra vytěženého lidmi za celé historické období. Zlato je v oceánské vodě obsaženo v množství 0,006 mg na 1 m3, přičemž jeho celkové množství dosahuje 10 miliard tun.
Podle složení solí se oceánská voda výrazně liší od říční (tab. 19).

V oceánské vodě nejvíce (27 g na 1 litr vody) obyčejná kuchyňská sůl (NaCl), takže voda oceánu chutná slaně; hořečnaté soli (MgCl2, MgSO4) mu dodávají hořkou chuť.
Značné rozdíly v poměru solí ve vodě oceánu a ve vodě řek se mohou zdát překvapivé, protože řeky neustále přenášejí sůl do oceánu.
Předpokládá se, že složení solí oceánských vod uvolněných z nitra země souvisí s jejich původem. Oceánské vody vynikly již počáteční slaností. V budoucnu bylo určité složení soli vyváženo. Množství soli unášené řekami je do jisté míry vyváženo jejich spotřebou. Při konzumaci solí, tvorbě železno-manganových uzlů, odstraňování solí větrem a samozřejmě aktivitě organismů, které extrahují soli (především vápenaté) z vody oceánu na stavbu koster a schránek. jsou důležité. Kostry a schránky odumřelých organismů se částečně rozpouštějí ve vodě, částečně tvoří spodní sedimenty a vypadnou tak z koloběhu hmoty.
Rostliny a živočichové žijící v oceánu absorbují a koncentrují ve svých tělech různé látky nacházející se ve vodě, včetně těch, které člověk dosud nebyl schopen detekovat. Vápník a křemík jsou obzvláště intenzivně absorbovány. Řasy ročně fixují miliardy tun uhlíku a uvolňují miliardy tun kyslíku. Voda prochází žábrami ryb během dýchání, mnoho zvířat, filtrujících potravu, prochází velké množství vody gastrointestinálním traktem, všechna zvířata polykají vodu s potravou. Oceánská voda nějakým způsobem prochází tělem zvířat a rostlin a to nakonec určuje její moderní složení soli.
Oceánské vody mají průměrnou slanost 35‰ (35 g solí na 1 litr vody). Změny slanosti jsou způsobeny změnami v rovnováze solí nebo sladké vody.
Soli vstupují do oceánu spolu s vodou tekoucí z pevniny, jsou přiváděny a odváděny při výměně vody se sousedními částmi oceánu, jsou uvolňovány nebo spotřebovány v důsledku různých procesů probíhajících ve vodě. Neustálý přísun solí z pevniny do Oceánu měl způsobit postupné zvyšování slanosti jeho vod. Pokud se tak skutečně děje, je to tak pomalu, že to zůstává dodnes neodhaleno.
Hlavním důvodem rozdílů v slanosti oceánské vody je změna rovnováhy sladké vody. Srážky na povrchu oceánu, odtok z pevniny, tání ledu způsobují pokles slanosti; odpařování, tvorba ledu jej naopak zvyšují. Příliv vody z pevniny znatelně ovlivňuje slanost v blízkosti pobřeží a zejména v blízkosti soutoku řek.
Vzhledem k tomu, že slanost na povrchu oceánu v jeho otevřené části závisí především na poměru srážek a výparu (tedy na klimatických podmínkách), nachází se v jeho rozložení šířková zonálnost. To je jasně vidět na mapě. isohalin- čáry spojující body se stejnou salinitou. V rovníkových šířkách jsou povrchové vrstvy vody poněkud osvěženy (34-35‰) díky tomu, že srážky jsou větší než výpar. V subtropických a tropických zeměpisných šířkách je slanost povrchových vrstev zvýšená a dosahuje maxima pro hladinu otevřeného oceánu (36-37‰. Je to dáno tím, že spotřeba vody na odpařování není kryta srážkami. Oceán ztrácí vlhkost, soli zůstávají Severně a jižně od tropických šířek slanost oceánských vod postupně klesá na 33-32‰, což je dáno poklesem výparu a nárůstem srážek Tající plovoucí led přispívá k poklesu slanosti na hladině oceánu Proudy narušují šířkovou zonalitu v rozložení slanosti na hladině oceánu Teplé proudy slanost zvyšují, studené naopak snižují.
Průměrná slanost na povrchu oceánů je různá. Nejvyšší průměrnou slanost má Atlantský oceán (35,4‰), nejnižší má Severní ledový oceán (32‰). Zvýšená slanost Atlantského oceánu je vysvětlena vlivem kontinentů s jeho poměrnou úzkostí. V Severním ledovém oceánu mají sibiřské řeky osvěžující účinek (u pobřeží Asie slanost klesá na 20‰).
Vzhledem k tomu, že změny salinity souvisejí především s rovnováhou přítoku a odtoku vody, jsou dobře vyjádřeny pouze v povrchových vrstvách, které vodu přímo přijímají (srážky) a uvolňují (vypařování), a také ve vrstvě mísící. Míchání pokrývá vodní sloupec o mocnosti až 1500 m. Hlouběji zůstává salinita vod Světového oceánu nezměněna (34,7-34,9‰). Povaha změny slanosti závisí na podmínkách, které určují slanost na povrchu. V oceánu existují čtyři typy vertikálních změn slanosti: I - rovníková, II - subtropická, III - střední a IV - polární,
I. V rovníkových šířkách, kde se voda na povrchu osvěžuje, slanost postupně narůstá a dosahuje maxima v hloubce 100 m, kde z tropické části Oceánu přichází k rovníku více slaných vod. Pod 100 m slanost klesá a od hloubky 1000-1500 m se stává téměř konstantní. II. V subtropických zeměpisných šířkách slanost rychle klesá až do hloubky 1000 m, hlouběji je konstantní. III. V mírných zeměpisných šířkách se slanost mění s hloubkou jen málo. IV. V polárních šířkách je slanost na hladině Oceánu nejnižší, s hloubkou nejprve rychle roste a poté se od hloubky asi 200 m téměř nemění.
Slanost vody na hladině moří se může velmi lišit od slanosti vody v otevřené části oceánu. Je také určena především bilancí sladké vody, a proto závisí na klimatických podmínkách. Moře je ovlivněno jím omývanou pevninou v mnohem větší míře než oceán. Čím hlouběji moře zasahuje do pevniny, tím méně je spojeno s oceánem, tím více se jeho slanost liší od průměrné oceánské slanosti.
Moře v polárních a mírných zeměpisných šířkách mají kladnou vodní bilanci, a proto je na jejich povrchu nižší salinita, zejména na soutocích řek. Moře v subtropických a tropických šířkách, obklopené pevninou s malým počtem řek, mají zvýšenou slanost. Vysoká slanost Rudého moře (až 42‰) se vysvětluje jeho polohou mezi pevninou, v suchém a horkém klimatu. Srážky na mořské hladině jsou pouze 100 mm za rok, nedochází k žádnému odtoku z pevniny a odpařování dosahuje 3000 mm za rok. Výměna vody s oceánem probíhá úzkým průlivem Bab-el-Mandeb.
Zvýšená slanost Středozemního moře (až 39‰) je důsledkem toho, že suchozemský odtok a srážky nekompenzují výpar, výměna vody s oceánem je obtížná. V Černém moři (18‰) je naopak výpar téměř kompenzován odtokem (roční odtoková vrstva je 80 cm) a srážky kladou vodní bilanci do kladné hodnoty. Nedostatek volné výměny vody s Marmarským mořem přispívá k zachování nízké slanosti v Černém moři.
V Severním moři, které je na jedné straně ovlivněno oceánem a na druhé straně silně odsoleným Baltským mořem, se slanost zvyšuje od jihovýchodu k severozápadu z 31 na 35‰. Všechny okraje moře, těsně spojené s oceánem, mají slanost blízkou přilehlé části oceánu. V pobřežních částech moří, které přijímají řeky, se voda stává velmi čerstvou a často má slanost pouze několik ppm.
Změna slanosti s hloubkou v mořích závisí na slanosti na povrchu a související výměně vody s oceánem (nebo se sousedním mořem).
Je-li slanost moře menší než slanost oceánu (sousedního moře) v průlivu, který je spojuje, proniká hustší oceánská voda průlivem do moře a klesá a naplňuje jeho hloubky. V tomto případě se slanost v moři zvyšuje s hloubkou. Pokud je moře slanější než sousední část Oceánu (moře), voda v průlivu se pohybuje po dně směrem k Oceánu, po povrchu - směrem k moři. Povrchové vrstvy získávají slanost a teplotu charakteristickou pro moře v daných fyzikálních a geografických podmínkách. Slanost spodních vod odpovídá salinitě na povrchu v období nejnižších teplot.
Různé případy změn slanosti s hloubkou jsou jasně vidět na příkladu Středozemního moře, Marmarského a Černého moře. Středozemní moře je slanější než Atlantský oceán. V Gibraltarském průlivu (hloubka 360 m) je hluboký proud z moře do Oceánu. Středomořská voda sestupuje z prahu a vytváří v určité hloubce v oceánu blízko prahu oblast se zvýšenou slaností. Na hladině v průlivu teče oceánská voda do moře. Slanost vody na dně Středozemního moře po celé jeho délce je 38,6‰, na povrchu se pohybuje od 39,6‰ ve východní části po 37‰ v západní části. V souladu s tím ve východní části slanost klesá s hloubkou, v západní části se zvyšuje.
Marmarské moře se nachází mezi dvěma moři, slanějším Středozemním a méně slaným Černým. Slaná středomořská voda, pronikající Dardanelami, vyplňuje mořské hlubiny, a proto je slanost na dně 38‰. Voda Černého moře, která se pohybuje po povrchu, přichází do Marmarského moře přes Bospor a osvěžuje vodu povrchových vrstev až na 25‰.
Černé moře je silně osvěžené. Voda středomořského původu proto proniká z Marmarského moře do Černého moře podél dna Bosporu a při sestupu zaplňuje jeho hlubiny. Slanost vody v Černém moři se zvyšuje s hloubkou ze 17-16 na 22,3‰.
Voda Světového oceánu obsahuje obrovské množství nejcennějších chemických surovin, jejichž využití je stále velmi omezené. Z vody oceánů a moří se ročně vytěží asi 5 milionů tun kuchyňské soli, včetně více než 3 milionů tun v zemích jihovýchodní Asie. Draselné a hořečnaté soli se extrahují z mořské vody. Plynný brom se získává jako vedlejší produkt při extrakci kuchyňské soli a hořčíku.
K extrakci chemických prvků obsažených ve velmi malých množstvích z vody lze využít úžasnou schopnost mnoha obyvatel oceánu absorbovat a koncentrovat určité prvky ve svém těle, například koncentrace jódu v řadě řas je tisíce a stovky tisíckrát vyšší než jeho koncentrace ve vodě oceánu. Měkkýši absorbují měď, aspidie - zinek, radiolariáni - stroncium, medúzy - zinek, cín, olovo. Ve fucusu a chaluhách je hodně hliníku a v sirných bakteriích je síry. Selekcí určitých organismů a posílením jejich schopnosti koncentrovat prvky bude možné vytvářet umělá ložiska nerostů.
Moderní chemie dostala iontoměniče (výměnné pryskyřice), které mají tu vlastnost, že pohlcují různé látky z roztoku a zadržují různé látky na svém povrchu. Špetka iontoměniče dokáže odsolit kbelík se slanou vodou, extrahovat z něj sůl. Použití iontoměničů učiní bohatství solí oceánu dostupnější pro použití lidmi.
Plyny ve vodě oceánu. Plyny se rozpouštějí ve vodě oceánu. Jedná se především o kyslík, dusík, oxid uhličitý, dále sirovodík, čpavek, metan. Voda při kontaktu s atmosférou rozpouští plyny, plyny se uvolňují při chemických a biologických procesech, jsou přinášeny suchozemskými vodami a dostávají se do oceánské vody při podvodních erupcích. K redistribuci plynů ve vodě dochází při jejím míchání. Díky vysoké rozpouštěcí schopnosti vody má oceán velký vliv na chemické složení atmosféry.
Dusík je přítomen všude v oceánu a jeho obsah se téměř nemění, protože se špatně kombinuje a málo se konzumuje. Některé infiltrující bakterie jej přeměňují na dusičnany a amoniak.
Kyslík vstupuje do oceánu z atmosféry a uvolňuje se během fotosyntézy. Spotřebovává se při procesu dýchání, při oxidaci různých látek a uvolňuje se do atmosféry. Rozpustnost kyslíku ve vodě je dána jeho teplotou a slaností. Při zahřívání povrchu oceánu (jaro, léto) voda uvolňuje kyslík do atmosféry, při ochlazení (podzim, zima) jej z atmosféry absorbuje. V oceánské vodě je méně kyslíku než ve sladké vodě.
Jelikož intenzita procesů fotosyntézy závisí na stupni osvětlení vody slunečním zářením, množství kyslíku ve vodě během dne kolísá a s hloubkou klesá. Pod 200 m je velmi málo světla, není tam žádná vegetace a obsah kyslíku ve vodě klesá, ale pak ve větších hloubkách (>1800 m) se opět zvyšuje v důsledku cirkulace oceánských vod.
Obsah kyslíku v povrchových vrstvách vody (100-300 m) se zvyšuje od rovníku k pólům: v zeměpisné šířce 0 ° - 5 cm3 / l, v zeměpisné šířce 50 ° - 8 cm3 / l. Voda teplých proudů je chudší na kyslík než voda studených proudů.
Přítomnost kyslíku ve vodě Oceánu je nezbytnou podmínkou pro rozvoj života v ní.
Oxid uhličitý se na rozdíl od kyslíku a dusíku nachází ve vodě Oceánu převážně ve vázaném stavu - ve formě sloučenin oxidu uhličitého (uhličitanů a hydrogenuhličitanů). Do vody se dostává z atmosféry, uvolňuje se při dýchání organismů a při rozkladu organické hmoty a pochází ze zemské kůry při podvodních erupcích. Oxid uhličitý je stejně jako kyslík rozpustnější ve studené vodě. Když teplota stoupá, voda uvolňuje oxid uhličitý do atmosféry, a když teplota klesá, absorbuje ho. Velká část oxidu uhličitého v atmosféře se rozpouští ve vodě oceánu. Zásoby oxidu uhličitého v oceánu jsou 45-50 cm3 na 1 litr vody. Jeho dostatečné množství je předpokladem pro životně důležitou činnost organismů.
Ve vodě moří může být množství a distribuce plynů výrazně jiné než ve vodě oceánů. V mořích, jejichž hlubiny nejsou zásobovány kyslíkem, se hromadí sirovodík. K tomu dochází v důsledku aktivity bakterií, které využívají kyslík síranů k oxidaci živin za anaerobních podmínek. Normální organický život se nevyvíjí v prostředí sirovodíku.
Příkladem moře, jehož hlubiny jsou kontaminovány sirovodíkem, je Černé moře. Zvyšování hustoty vody s hloubkou zajišťuje rovnováhu vodní masy v Černém moři. Nedochází v něm k úplnému promíchání vody, s hloubkou postupně mizí kyslík, zvyšuje se obsah sirovodíku, který u dna dosahuje 6,5 cm3 na 1 litr vody.
Anorganické a organické sloučeniny obsahující prvky nezbytné pro organismy se nazývají živina.
Rozložení živin a energie (sluneční záření) v oceánu určuje rozložení a produktivitu živé hmoty.
Hustota oceánské vody se zvýšením salinity se vždy zvyšuje, protože se zvyšuje obsah látek, které mají větší měrnou hmotnost než voda. Chlazení, vypařování a tvorba ledu přispívají ke zvýšení hustoty na povrchu oceánu. S rostoucí hustotou vody dochází ke konvekci. Při zahřívání, stejně jako při smíchání slané vody se srážkovou vodou a s vodou z taveniny, její hustota klesá.
Na povrchu oceánu dochází ke změně hustoty v rozmezí od 0,996 do 1,083. V otevřeném oceánu je hustota obvykle určena teplotou, a proto se zvyšuje od rovníku k pólům. Hustota vody v oceánu roste s hloubkou.
Tlak. Na každý čtvereční centimetr povrchu oceánu tlačí atmosféra silou přibližně 1 kg (jedna atmosféra). Stejným tlakem na stejnou plochu působí sloupec vody vysoký pouze 10,06 m. Můžeme tedy předpokládat, že na každých 10 m hloubky se tlak zvýší o 1 atmosféru. Pokud vezmeme v úvahu, že se voda s hloubkou stlačuje a stává se hustší, ukáže se, že tlak v hloubce 10 000 m je 1119 atmosfér. Všechny procesy probíhající ve velkých hloubkách se provádějí pod silným tlakem, ale to nebrání rozvoji života v hlubinách oceánu.
Průhlednost oceánské vody. Zářivá energie Slunce, pronikající do vodního sloupce, se rozptyluje a pohlcuje. Průhlednost vody závisí na stupni její disperze a absorpce. Vzhledem k tomu, že množství nečistot obsažených ve vodě není všude stejné a mění se s časem, průhlednost také nezůstává konstantní (tabulka 20). Nejmenší průhlednost je pozorována poblíž pobřeží v mělké vodě, zejména po bouřkách. Průhlednost vody výrazně klesá v období masového rozvoje planktonu. Snížení průhlednosti je způsobeno táním ledu (led vždy obsahuje nečistoty, navíc hmota vzduchových bublin uzavřená v ledu přechází do vody). Je třeba poznamenat, že průhlednost vody se zvyšuje v místech, kde hluboké vody vystupují na povrch.

V současné době se měření průhlednosti v různých hloubkách provádí pomocí univerzálního hydrofotometru.
Barva vody oceánů a moří. Tloušťka čisté vody oceánu (moře) v důsledku společné absorpce a rozptylu světla má modrou nebo modrou barvu. Tato barva vody se nazývá „barva mořské pouště“. Přítomnost planktonu a anorganických suspenzí se odráží v barvě vody, a. získá nazelenalý nádech. Velké množství nečistot činí vodu žlutavě zelenou, v blízkosti ústí řek může být až nahnědlá.
K určení barvy oceánské vody se používá barevná škála moře (Forel-Ule scale), která zahrnuje 21 zkumavek s kapalinou různých barev – od modré po hnědou.
V rovníkových a tropických zeměpisných šířkách je dominantní barva oceánské vody tmavě modrá a dokonce modrá. Takovou vodu má například Bengálský záliv, Arabské moře, jižní část Čínského moře a Rudé moře. Modrá voda ve Středozemním moři, voda Černého moře se jí barevně blíží. V mírných zeměpisných šířkách je voda na mnoha místech nazelenalá (zejména u pobřeží), v oblastech tání ledu se stává znatelně zelenější. V polárních šířkách převládá nazelenalá barva.

středooceánské hřbety

Křižují všechny oceány, tvoří jeden planetární systém o celkové délce přes 60 tisíc km a jejich celková plocha je 15,2 % oblast oceánů. Středooceánské hřbety skutečně zaujímají střední polohu v Atlantském a Indickém oceánu, v Tichém oceánu jsou posunuty na východ k břehům Ameriky.

Reliéf středooceánských hřbetů je ostře členitý a jak se vzdalují od osy, horské věže jsou nahrazeny zónami kopcovitého reliéfu a v oblasti křižovatky s hlubinnými pláněmi se ještě více zplošťují. . Hřebeny se skládají z horských systémů a údolních prohlubní, které je oddělují a jsou protáhlé v souladu s generální stávkou. Výška jednotlivých horských vrcholů dosahuje 3-4 km, celková šířka středooceánských hřbetů se pohybuje od 400 do 2000 km. Podél osové části hřebene je podélná prohlubeň zvaná rift nebo rift valley (rift z anglického gapu). Jeho šířka je od 10 do 40 km a relativní hloubka je od 1 do 4 km. Strmost svahů údolí je 10-40°.

Stěny údolí jsou schody rozděleny do několika říms. Příkopové údolí je nejmladší a tektonicky nejaktivnější částí středooceánských hřbetů, má intenzivní blokovo-hřbetové členění. Jeho střední část tvoří zamrzlé čedičové dómy a rozčleněné rukávovité proudy gyarami- zející tahové trhliny bez vertikálního posunu, široké od 0,5 do 3 m (někdy 20 m) a dlouhé desítky metrů.

Středooceánské hřbety jsou porušeny transformačními zlomy, čímž je narušena jejich kontinuita v šířkovém směru. Amplituda horizontálního posunu je stovky km (až 750 km v rovníkové zóně Středoatlantického hřbetu) a vertikální posun je až 3-5 km.

Někdy existují malé formy topografie dna nazývané mikroreliéf, mezi nimiž se rozlišují erozivní, biogenní a chemogenní.

Voda je na rozdíl od vodní páry polymerní sloučenina molekul H 2 O. Na struktuře molekuly vody se mohou podílet různé izotopy O a H. Nejběžnější jsou 1H - lehký vodík, 2H - deuterium (150 mg⁄ l.), 16 O, 17 O, 18 O. molekuly jsou čistá voda 1 H 2 16 O, směs všech ostatních druhů vod se nazývá těžká voda, která se od čisté vody liší větší hustotou. V praxi se těžkou vodou rozumí oxid deuterium 2 H 2 16 O (D 2 O) a supertěžkou vodou je oxid tritium 3 H 2 16 O (T 2 O). Poslední v oceánech obsahuje zanedbatelné množství – 800 gramů (v přepočtu na tritium). Mezi hlavní fyzikální vlastnosti vody patří optická, akustická, elektrická a radioaktivita.

Optické vlastnosti

Obvykle chápou pronikání světla do vody, jeho absorpci a rozptyl ve vodě, průhlednost mořské vody, její barvu.

Hladinu moře osvětlují přímo sluneční paprsky (přímé záření) a světlo rozptýlené atmosférou a mraky (difúzní záření). Jedna část slunečních paprsků se odráží od mořské hladiny do atmosféry, druhá část proniká do vody po lomu na hladině vod.

Mořská voda je průsvitné médium, takže světlo neproniká do velkých hloubek, ale rozptyluje se a pohlcuje. Proces zeslabení světla je selektivní. Složky bílého světla (červené, oranžové, zelené, azurové, indigo, fialové) jsou mořskou vodou absorbovány a rozptylovány různými způsoby. Při pronikání do vody nejprve mizí červená a oranžová (v hloubce přibližně 50 m), poté žlutá a zelená (do 150 m) a poté modrá, modrá a fialová (do 400 m).

Transparentností se tradičně rozumí hloubka ponoření bílého disku o průměru 30 cm, při které přestává být vidět. Průhlednost se musí měřit za určitých podmínek, protože její hodnota závisí na výšce pozorování, denní době, oblačnosti a mořských vlnách. Nejpřesnější měření probíhalo za klidného jasného počasí kolem poledne, z výšky 3-7 m nad vodní hladinou.

Kombinace absorpce a rozptylu světla určuje modrou barvu čisté (bez nečistot) mořské vody. Barva mořské hladiny závisí na řadě vnějších podmínek: úhlu pohledu, barvě oblohy, přítomnosti mraků, vlnění větru atd. Takže, když se objeví vlny, moře rychle zmodrá, a když jsou husté mraky, ztmavne.

Jak se přibližujete k pobřeží, průhlednost moře klesá, voda se barví do zelena, někdy získává nažloutlé a hnědé odstíny. Na otevřeném moři určují průhlednost a barvu suspendované částice organického původu, plankton. V období rozvoje fytoplanktonu (jaro, podzim) se průhlednost moře snižuje a barva se stává zelenější. Ve středních částech průhlednost obvykle přesahuje 20 m a barevnost se pohybuje v rozmezí modrých tónů. Nejvyšší průhlednost (65,5 m) byla zaznamenána v Sargasovém moři. V mírných a polárních zeměpisných šířkách, bohatých na plankton, je průhlednost vody 15-20 m a barva moře je zelenomodrá. Při soutoku velkých řek je barva mořské vody zakalená a hnědožlutá, průhlednost se snižuje na 4 m. Barva moře se prudce mění vlivem rostlinných nebo živočišných organismů. Hromadná akumulace jakéhokoli jednoho organismu může zbarvit hladinu moře do žluté, růžové, mléčné, červené, hnědé a zelené. Tento jev se nazývá rozkvět moře. V některých případech se záře moře vyskytuje v noci, spojené se studiem biologického světla mořskými organismy.

Akustické vlastnosti

Určete možnost šíření zvuku v mořské vodě - vlnovité oscilační pohyby částic pružného prostředí, kterým je mořská voda. Síla zvuku je úměrná druhé mocnině frekvence, která je určena počtem elastických vibrací za sekundu. Ze zdroje stejného výkonu tedy můžete získat zvuk větší síly zvýšením frekvence zvukových vibrací. Pro praktické účely v námořních záležitostech (ozvěna, podvodní komunikace) se používá ultrazvuk (vysokofrekvenční zvuk), který se také vyznačuje slabě divergentním svazkem akustických paprsků.

Rychlost zvuku v mořské vodě závisí na hustotě a specifickém objemu vody. První charakteristika zase závisí na slanosti, teplotě a tlaku. Rychlost zvuku v mořské vodě se pohybuje od 1400 do 1550 m/s, což je 4-5násobek rychlosti zvuku ve vzduchu. Šíření zvuku ve vodě je doprovázeno jeho útlumem v důsledku pohlcování a rozptylu a také lomem a odrazem zvukových vln.

V určité hloubce ve vodě oceánu je zóna, kde je rychlost zvuku minimální, zvukové paprsky podstupující mnohonásobné vnitřní odrazy se v této zóně šíří na ultra dlouhé vzdálenosti. Tato vrstva s minimální rychlostí šíření zvuku se nazývá zvukový kanál. Zvukový kanál se vyznačuje vlastností kontinuity. Pokud je zdroj zvuku umístěn blízko osy kanálu, pak se zvuk šíří na vzdálenost tisíců kilometrů (maximální zaznamenaná vzdálenost je 19 200 km). Ve světovém oceánu se zvukový kanál nachází v průměru v hloubce 1 km. Polární moře se vyznačují vlivem blízkopovrchového umístění zvukového kanálu (hloubky 50-100 m) v důsledku odrazu zvuku od mořské hladiny.

Po vypnutí zdroje zvuku zůstává ve vodním sloupci nějakou dobu zbytkový zvuk, nazývaný dozvuk. Je to důsledek odrazu a rozptylu zvukových vln. Rozlišujte spodní, povrchový a objemový dozvuk, v druhém případě dochází k šíření zvuku pomocí plynových bublin, planktonu, suspenze.

Elektrické vlastnosti

Čistá (sladká) voda je špatným vodičem elektřiny. Mořská voda, která je téměř úplně ionizovaným roztokem, dobře vede elektřinu. Elektrická vodivost závisí na slanosti a teplotě vody, čím vyšší salinita a teplota, tím vyšší je elektrická vodivost. Kromě toho slanost ve větší míře ovlivňuje elektrickou vodivost. Například v rozsahu teplot od 0 do 25°C se elektrická vodivost zvýší pouze dvakrát, zatímco v rozsahu salinity od 10 do 40‰ se zvýší 3,5krát.

V tloušťce mořské vody jsou telurické proudy způsobené korpuskulárním zářením slunce. Protože elektrická vodivost mořské vody je lepší než elektrická vodivost pevné skořápky, je velikost těchto proudů v oceánu vyšší než v litosféře. S hloubkou se mírně zvětšuje. Při pohybu mořské vody se v ní indukuje elektromotorická síla, která je úměrná síle magnetického pole a rychlosti pohybu mořské vody (vodiče). Změřením indukované elektromotorické síly a znalostí síly magnetického pole v daném místě a v daném okamžiku lze určit rychlost mořských proudů.

radioaktivní vlastnosti

Mořská voda je radioaktivní, protože jsou v ní rozpuštěny i radioaktivní prvky. Hlavní roli hraje radioaktivní izotop 40 K a v mnohem menší míře radioaktivní izotopy Th, Rb, C, U a Ra. Přirozená radioaktivita mořské vody je 180krát menší než radioaktivita žuly a 40krát menší než radioaktivita sedimentárních hornin kontinentů.

Kromě uvažovaných fyzikálních vlastností má mořská voda vlastnosti difúze, osmózy a povrchového napětí.

Molekulární difúze je vyjádřena pohybem částic látky rozpuštěné ve vodě bez mechanického míchání.

Fenomén osmózy, tzn. difúze rozpuštěných látek přes porézní přepážku (membránu), má především biologický význam, ale lze ji využít i k získání čisté vody z mořské vody.

Povrchové napětí je vlastnost vody mít na povrchu tenký průhledný film, který má tendenci se smršťovat. Tento jev má rozhodující význam při tvorbě kapilárních vln na mořské hladině.

Chemické složení vod oceánu

Mořská voda se liší od vody řek a jezer svou hořko-slanou chutí a vysokou hustotou, což se vysvětluje minerály v ní rozpuštěnými. Jejich počet, vyjádřený v gramech na kilogram mořské vody, se nazývá salinita (S) a vyjadřuje se v ppm (‰). Celková slanost je 35‰ nebo 35% nebo 35 g na 1 kg vody. Taková slanost mořské vody se nazývá normální a je typická pro celou masu vody s výjimkou povrchové vrstvy 100-200 m, kde se slanost pohybuje od 32 do 37‰, což souvisí s klimatickou zónou. V aridních oblastech, kde je odpařování vysoké a povrchový odtok nízký, se slanost zvyšuje. Ve vlhkých zónách slanost klesá v důsledku odsolovacího efektu povrchového odtoku vody z kontinentu. Klima je silnější ve vnitrozemských mořích. V Rudém moři dosahuje slanost 41-43‰. Obzvláště vysoká slanost (200-300‰) je pozorována v lagunách vyprahlých oblastí přichycených z moře (Kora-Bogaz-Gol). Slanost Mrtvého moře je 260-270‰.

Elemental composition Elementární složení soli

mořská voda mořská voda

O 85,8 % Cl 55,3 %

H 10,7 % Na 30,6 %

Cl 2,1 % SO4 7,7 %

Na 1,15 % Mg 3,7 %

Mg 0,14 % Ca 1,2 %

S 0,09 % K 1,1 %

Ca 0,05 % Br 0,2 %

K 0,04 % CO2 0,2 %

Zbytek je menší než 0,001 %.

Složení soli v mořské vodě dominuje:

Chloridy 89,1 % (NaCl -77,8 % - halit, MgCl2 - 9,3 % - bischofit, KCl - 2 % - sylvit);

Sírany 10,1 % (Mg SO 4 - 6,6 % - epsomit, CaSO 4 - 3,5 % - anhydrit)

Uhličitany 0,56 %

Bromičnany 0,3 %.

Složení plynu mořské vody

Ve vodě rozpuštěný: kyslík, oxid uhličitý, dusík, místy sirovodík.

Kyslík se do vody dostává dvěma způsoby:

Z atmosféry

Díky fotosyntéze fytoplanktonu (zelené rostliny)

6 CO 2 + 6H 2 O \u003d C 6 H 12 O 6 + 6O 2 + 674 kcal (světlo + chlorofyl).

Jeho obsah se velmi mění od 5 do 8 cm 3 na litr a závisí na teplotě, slanosti a tlaku. Rozpustnost kyslíku velmi klesá s rostoucí teplotou, proto je hojný ve vysokých zeměpisných šířkách. Probíhají sezónní výkyvy, při zvyšování teploty se do atmosféry uvolňuje kyslík a naopak, probíhá tak dynamická interakce atmosféry a hydrosféry. Stejný inverzní vztah existuje mezi obsahem kyslíku a slaností: čím větší slanost, tím méně kyslíku. Závislost obsahu kyslíku na tlaku je přímá: čím větší tlak, tím více kyslíku je rozpuštěno ve vodě. Největší množství kyslíku je obsaženo na hladině vody (díky atmosféře a fotosyntéze) a na dně (vlivem tlaku a nižší spotřebě organismy) až 8 cm 3 na litr - tyto dva filmy splývají v pobřežních zóna. Ve střední části zásobníku je obsah kyslíku nejnižší - 2-3 cm 3 na litr. Díky vertikální a horizontální cirkulaci vod obsahují oceány téměř všude volný kyslík. Kyslík se používá k dýchání rostlin a živočichů a k oxidaci minerálů.

Oxid uhličitý nachází se ve vodě 1) částečně ve volném rozpuštěném stavu a 2) v chemicky vázané formě ve složení uhličitanů a hydrogenuhličitanů. Celkový obsah CO 2 ve vodě je více než 45 cm 3 na litr, z toho pouze polovina připadá na podíl volného CO 2 . Zdroje oxidu uhličitého: atmosféra, sopečné plyny, organické látky a říční vody. Spotřeba: fotosyntéza, tvorba uhličitanových minerálů. Obsah CO 2 je také regulován teplotou, ve svrchních vyhřívaných vrstvách mořských vod rozpustnost CO 2 klesá a uvolňuje se do atmosféry. Vzniká jeho nedostatek, který vede k tvorbě nerozpustného uhličitanu vápenatého CaCO 3, který se vysráží. Ve studených vodách je zaznamenán vysoký obsah CO 2 .

Dusík obsažený ve vodě v množství 13 cm 3 na litr a pochází převážně z atmosféry.

sirovodík Je distribuován v omezené míře a omezen na uzavřená pánevní moře, která komunikují se Světovým oceánem úzkými mělkými úžinami. To narušuje výměnu vody mezi nimi. Například v Černém moři začíná kontaminace sirovodíkem přibližně od hloubky 150 m a s hloubkou se zvyšuje a v blízkosti dna dosahuje 5-6 cm 3 /litr. Sirovodík je produkován bakteriemi ze síranů:

CaS04 + CH4 → H2S + CaC03 + H20

Kromě toho je ve vodách Světového oceánu rozpuštěno určité množství organické hmoty (až 10 g/l v Azovském moři), existuje také určité množství zákalu a suspenze.

Teplota vod oceánů

Hlavním zdrojem tepla přijímaného Světovým oceánem je Slunce. Teplo z něj pochází ve formě krátkovlnného slunečního záření, skládajícího se z přímého záření a záření rozptýleného atmosférou. Část záření se odráží zpět do atmosféry (odražené záření). Světový oceán získává dodatečné teplo v důsledku kondenzace vodní páry na hladině moře a v důsledku tepelného toku přicházejícího z útrob Země. Oceán zároveň ztrácí teplo vypařováním, efektivním zářením a výměnou vody. Algebraický součet množství tepla vstupujícího do vody a ztraceného vodou v důsledku všech tepelných procesů se nazývá tepelná bilance moře. Vzhledem k tomu, že průměrná teplota vody Světového oceánu během dlouhodobého pozorovacího období zůstává nezměněna, jsou všechny tepelné toky v součtu rovny nule.

Rozložení teploty na povrchu Světového oceánu závisí především na zeměpisné šířce oblasti, proto se nejvyšší teploty nacházejí v rovníkové zóně (tepelném rovníku). Zkreslující vliv mají kontinenty, převládající větry, proudy. Z dlouhodobých pozorování vyplývá, že průměrná teplota povrchové vody je 17,54 o C. Nejteplejší je Tichý oceán (19,37 o), nejchladnější Severní ledový oceán (-0,75 o). Teplota klesá s hloubkou. V otevřených částech oceánu k tomu dochází poměrně rychle až do Ch. 300-500 m a mnohem pomaleji do ch. 1200-1500 m; pod 1500 m klesá teplota velmi pomalu. Ve spodních vrstvách oceánu v hloubkách pod 3 km je teplota převážně +2 o C a 0 o C, v Severním ledovém oceánu dosahuje -1 o C. V některých hlubinných pánvích s Ch. 3,5 - 4 km a ke dnu teplota vody mírně stoupá (např. Filipínské moře). Jako anomální jev je třeba považovat výrazné zvýšení teploty spodní vrstvy vody až na 62 °C v některých prohlubních Rudého moře. Takové odchylky od obecného vzorce jsou důsledkem vlivu hlubinných procesů probíhajících v zemském nitru.

Horní vrstva vody (v průměru do 20 m) podléhá denním teplotním výkyvům, rozlišuje se jako aktivní vrstva. K přechodu z aktivní vrstvy do spodní vrstvy nízkých teplot dochází v relativně tenké vrstvě, která je tzv termoklina. Hlavní vlastnosti termokliny jsou následující:

Hloubka výskytu - od 300-400 m (v tropech) do 500-1000 m (v subtropech),

Tloušťka - od několika cm do desítek metrů,

Intenzita (vertikální spád) -0,1-0,3 o na 1m.

Někdy se rozlišují dvě termokliny: sezónní a trvalé. První se tvoří na jaře a zaniká v zimě (jeho hloubka je 50-150 m). Druhá, nazývaná „hlavní termoklina“, existuje celoročně a vyskytuje se v relativně velkých hloubkách. V mírném podnebí se vyskytují dva typy termokliny.

Pro termoklinu je charakteristická i změna optických vlastností vody, čehož využívají ryby utíkající před predátory: ponoří se do termokliny a predátoři je ztratí z dohledu.

Bylo také zjištěno, že za posledních 70 milionů let se teplota hlubokých vod Světového oceánu snížila ze 14 na 2 o C.

Hustota mořské vody

Hustota jakékoli látky je veličina měřená hmotností látky na jednotku objemu. Jednotkou hustoty je hustota destilované vody při teplotě 4 °C a normálním atmosférickém tlaku. Hustota mořské vody je hmotnost mořské vody (v g) obsažená v 1 cm3. Závisí na salinitě (přímá závislost) a teplotě (inverzní závislost). Hustota mořské vody při teplotě 0 °C a slanosti 35‰ je 1,028126 g/cm3.

Hustota je po povrchu rozložena nerovnoměrně: je minimální v rovníkové zóně (1,0210 g/cm3) a maximální ve vysokých zeměpisných šířkách (1,0275 g/cm3). S hloubkou závisí změna hustoty na změně teploty. Pod 4 km se hustota mořské vody mění jen málo a u dna dosahuje 1,0284 g/cm 3 .

tlak mořské vody

Tlak v mořích a oceánech se zvyšuje o 1 MPa nebo 10 atm na každých 100 m. Jeho hodnota závisí také na hustotě vody. Tlak můžete vypočítat pomocí vzorce:

P \u003d H ּρ / 100,

P - tlak v MPa,

H je hloubka, pro kterou se provádí výpočet,

ρ je hustota mořské vody.

Pod tlakem nadložních vrstev klesá měrný objem mořské vody, tzn. je stlačená, ale tato hodnota je nevýznamná: při S \u003d 35‰ at \u003d 15 °C se rovná 0,0000442. Pokud by však byla voda absolutně nestlačitelná, objem světového oceánu by se zvýšil o 11 milionů km 3 a její hladina by vystoupala o 30 metrů.

Kromě termokliny (teplotního skoku) existuje také tlakový skok - pyknoclína. Někdy je v mořské pánvi identifikováno několik pyknoklin. Například v Baltském moři jsou známy dvě pyknokliny: v hloubce 20–30 m a 65–100 m. Pyknoklina se někdy používá jako „tekutá půda“, která umožňuje neutrálně vyvážené ponorce ležet na ní bez práce. vrtulí.