Physikalische und chemische Eigenschaften von Meerwasser kurz. Grundlegende physikalische und chemische Eigenschaften von Meerwasser

Wasser ist die einfachste chemische Verbindung von Wasserstoff und Sauerstoff, aber Meerwasser ist eine universelle homogene ionisierte Lösung, die 75 chemische Elemente enthält. Dies sind feste mineralische Stoffe (Salze), Gase sowie Suspensionen organischen und anorganischen Ursprungs.

Vola hat viele verschiedene physikalische und chemische Eigenschaften. Zunächst einmal sind sie abhängig vom Inhaltsverzeichnis und der Umgebungstemperatur. Lassen Sie uns kurz einige davon beschreiben.

Wasser ist ein Lösungsmittel. Da Wasser ein Lösungsmittel ist, kann davon ausgegangen werden, dass alle Wässer Gas-Salz-Lösungen verschiedener chemischer Zusammensetzung und verschiedener Konzentrationen sind.

Salzgehalt von Ozean-, Meer- und Flusswasser

Salzgehalt von Meerwasser(Tabelle 1). Die Konzentration der im Wasser gelösten Stoffe wird charakterisiert durch Salzgehalt die in ppm (% o) gemessen wird, d.h. in Gramm eines Stoffes pro 1 kg Wasser.

Tabelle 1. Salzgehalt in Meer- und Flusswasser (in % der Gesamtsalzmasse)

Grundlegende Verbindungen	Meerwasser	Flusswasser
Chloride (NaCl, MgCb)
Sulfate (MgS0 4, CaS0 4, K 2 S0 4)
Karbonate (CaCOd)
Verbindungen von Stickstoff, Phosphor, Silizium, organischen und anderen Stoffen

Linien auf einer Karte, die Punkte mit gleichem Salzgehalt verbinden, werden genannt Isohaline.

Salzgehalt von Süßwasser(siehe Tabelle 1) beträgt im Durchschnitt 0,146% o und marine - im Durchschnitt 35 %um. In Wasser gelöste Salze verleihen ihm einen bitter-salzigen Geschmack.

Etwa 27 von 35 Gramm sind Natriumchlorid (Speisesalz), also ist das Wasser salzig. Magnesiumsalze verleihen ihm einen bitteren Geschmack.

Da das Wasser der Ozeane aus heißen Salzlösungen des Erdinneren und Gasen entstanden ist, war sein Salzgehalt ursprünglich. Es gibt Grund zu der Annahme, dass sich sein Wasser in den ersten Stadien der Entstehung des Ozeans in Bezug auf die Salzzusammensetzung nicht wesentlich von Flusswasser unterschied. Unterschiede wurden skizziert und begannen sich nach der Umwandlung von Gesteinen infolge ihrer Verwitterung sowie der Entwicklung der Biosphäre zu verstärken. Die moderne Salzzusammensetzung des Ozeans entstand, wie fossile Überreste zeigen, spätestens im Proterozoikum.

Neben Chloriden, Sulfiten und Karbonaten wurden fast alle auf der Erde bekannten chemischen Elemente, darunter auch Edelmetalle, im Meerwasser gefunden. Der Gehalt der meisten Elemente im Meerwasser ist jedoch vernachlässigbar, zum Beispiel wurden nur 0,008 mg Gold in einem Kubikmeter Wasser nachgewiesen, und das Vorhandensein von Zinn und Kobalt wird durch ihre Anwesenheit im Blut von Meerestieren und im Boden angezeigt Sedimente.

Salzgehalt des Ozeanwassers- Der Wert ist nicht konstant (Abb. 1). Es hängt vom Klima (dem Verhältnis von Niederschlag und Verdunstung von der Meeresoberfläche), der Bildung oder dem Schmelzen von Eis, Meeresströmungen, in der Nähe der Kontinente - vom Zufluss von frischem Flusswasser ab.

Reis. 1. Abhängigkeit des Wassersalzgehalts vom Breitengrad

Im offenen Ozean liegt der Salzgehalt zwischen 32 und 38 %; in den Rand- und Mittelmeermeeren sind seine Schwankungen viel größer.

Der Salzgehalt von Gewässern bis zu einer Tiefe von 200 m wird besonders stark von der Niederschlagsmenge und der Verdunstung beeinflusst. Auf dieser Grundlage können wir sagen, dass der Salzgehalt des Meerwassers dem Gesetz der Zoneneinteilung unterliegt.

In den äquatorialen und subäquatorialen Regionen beträgt der Salzgehalt 34% c, da die Niederschlagsmenge größer ist als das für die Verdunstung verbrauchte Wasser. In tropischen und subtropischen Breiten - 37, da es wenig Niederschlag gibt und die Verdunstung hoch ist. In gemäßigten Breiten - 35 % o. Der niedrigste Salzgehalt des Meerwassers wird in den subpolaren und polaren Regionen beobachtet - nur 32, da die Niederschlagsmenge die Verdunstung übersteigt.

Meeresströmungen, Flussabfluss und Eisberge stören das zonale Salzgehaltsmuster. Beispielsweise ist in den gemäßigten Breiten der nördlichen Hemisphäre der Salzgehalt des Wassers in der Nähe der Westküste der Kontinente höher, wo mit Hilfe von Strömungen mehr salzhaltige subtropische Gewässer herangeführt werden, und der Salzgehalt des Wassers in der Nähe der Ostküste ist geringer , wo kalte Strömungen weniger Salzwasser bringen.

Saisonale Veränderungen des Wassersalzgehalts treten in subpolaren Breiten auf: Im Herbst nimmt der Salzgehalt aufgrund der Eisbildung und einer Abnahme der Stärke des Flussabflusses zu, und im Frühling und Sommer nimmt der Salzgehalt aufgrund der Eisschmelze und des erhöhten Flussabflusses ab. Rund um Grönland und die Antarktis nimmt der Salzgehalt im Sommer infolge des Abschmelzens nahegelegener Eisberge und Gletscher ab.

Der salzhaltigste aller Ozeane ist der Atlantische Ozean, die Gewässer des Arktischen Ozeans haben den niedrigsten Salzgehalt (insbesondere vor der asiatischen Küste, in der Nähe der Mündungen sibirischer Flüsse - weniger als 10% o).

Unter den Teilen des Ozeans - Meere und Buchten - wird der maximale Salzgehalt in von Wüsten begrenzten Gebieten beobachtet, beispielsweise im Roten Meer - 42% c, im Persischen Golf - 39% c.

Seine Dichte, elektrische Leitfähigkeit, Eisbildung und viele andere Eigenschaften hängen vom Salzgehalt des Wassers ab.

Die Gaszusammensetzung des Meerwassers

Neben verschiedenen Salzen sind im Wasser des Weltmeeres verschiedene Gase gelöst: Stickstoff, Sauerstoff, Kohlendioxid, Schwefelwasserstoff usw. Wie in der Atmosphäre überwiegen im Ozeanwasser Sauerstoff und Stickstoff, jedoch in leicht unterschiedlichen Anteilen (z Beispielsweise beträgt die Gesamtmenge an freiem Sauerstoff im Ozean 7480 Milliarden Tonnen, was 158-mal weniger ist als in der Atmosphäre). Obwohl Gase einen relativ kleinen Platz im Wasser einnehmen, reicht dies aus, um das organische Leben und verschiedene biologische Prozesse zu beeinflussen.

Die Menge an Gasen wird durch die Temperatur und den Salzgehalt des Wassers bestimmt: Je höher die Temperatur und der Salzgehalt, desto geringer ist die Löslichkeit von Gasen und desto geringer ist ihr Gehalt in Wasser.

So können sich beispielsweise bei 25 ° C bis zu 4,9 cm / l Sauerstoff und 9,1 cm 3 / l Stickstoff in Wasser lösen, bei 5 ° C - 7,1 bzw. 12,7 cm 3 / l. Daraus folgen zwei wichtige Konsequenzen: 1) Der Sauerstoffgehalt im Oberflächenwasser des Ozeans ist in gemäßigten und insbesondere polaren Breiten viel höher als in niedrigen Breiten (subtropisch und tropisch), was die Entwicklung des organischen Lebens - den Reichtum der das erste und die relative Armut des zweiten Wassers; 2) In den gleichen Breiten ist der Sauerstoffgehalt im Meerwasser im Winter höher als im Sommer.

Tägliche Änderungen der Gaszusammensetzung von Wasser in Verbindung mit Temperaturschwankungen sind gering.

Das Vorhandensein von Sauerstoff im Meerwasser trägt zur Entwicklung des organischen Lebens darin und zur Oxidation organischer und mineralischer Produkte bei. Die Hauptquelle für Sauerstoff im Meerwasser ist Phytoplankton, das als „Lunge des Planeten“ bezeichnet wird. Sauerstoff wird hauptsächlich für die Atmung von Pflanzen und Tieren in den oberen Schichten des Meerwassers und für die Oxidation verschiedener Substanzen verbraucht. Im Tiefenintervall von 600-2000 m gibt es eine Schicht Sauerstoffminimum. Eine geringe Menge Sauerstoff wird mit einem hohen Gehalt an Kohlendioxid kombiniert. Ursache ist die Zersetzung des Großteils der von oben kommenden organischen Substanz in dieser Wasserschicht und die intensive Auflösung von biogenem Karbonat. Beide Prozesse benötigen freien Sauerstoff.

Der Stickstoffgehalt im Meerwasser ist viel geringer als in der Atmosphäre. Dieses Gas gelangt hauptsächlich beim Abbau organischer Stoffe aus der Luft ins Wasser, entsteht aber auch bei der Atmung von Meeresorganismen und deren Zersetzung.

In der Wassersäule, in tiefen stehenden Becken, entsteht durch die lebenswichtige Aktivität von Organismen Schwefelwasserstoff, der giftig ist und die biologische Produktivität des Wassers hemmt.

Wärmekapazität des Ozeanwassers

Wasser ist einer der wärmeintensivsten Körper in der Natur. Die Wärmekapazität einer nur zehn Meter dicken Ozeanschicht ist viermal größer als die Wärmekapazität der gesamten Atmosphäre, und eine 1 cm dicke Wasserschicht absorbiert 94 % der auf ihre Oberfläche einfallenden Sonnenwärme (Abb. 2). Durch diesen Umstand erwärmt sich der Ozean langsam und gibt langsam Wärme ab. Aufgrund der hohen Wärmekapazität sind alle Gewässer starke Wärmespeicher. Abkühlend gibt das Wasser seine Wärme nach und nach an die Atmosphäre ab. Daher erfüllt der Weltozean die Funktion Thermostat unser Planet.

Reis. 2. Abhängigkeit der Wärmekapazität von Wasser von der Temperatur

Eis und insbesondere Schnee haben die geringste Wärmeleitfähigkeit. Infolgedessen schützt Eis das Wasser an der Oberfläche des Reservoirs vor Unterkühlung und Schnee schützt den Boden und die Winterkulturen vor dem Einfrieren.

Verdampfungswärme Wasser - 597 cal / g und Schmelzwärme - 79,4 cal / g - diese Eigenschaften sind für lebende Organismen sehr wichtig.

Ozeanwassertemperatur

Ein Indikator für den thermischen Zustand des Ozeans ist die Temperatur.

Durchschnittstemperatur des Ozeanwassers- 4 °C.

Obwohl die Oberflächenschicht des Ozeans die Funktionen des Temperaturreglers der Erde erfüllt, hängt die Temperatur des Meerwassers wiederum vom Wärmehaushalt (Wärmezufluss und -abfluss) ab. Der Wärmeeintrag setzt sich zusammen aus , der Volumenstrom aus den Kosten der Wasserverdunstung und des turbulenten Wärmeaustausches mit der Atmosphäre. Obwohl der Anteil der für die turbulente Wärmeübertragung aufgewendeten Wärme nicht groß ist, ist ihre Bedeutung enorm. Mit seiner Hilfe erfolgt die planetarische Umverteilung der Wärme durch die Atmosphäre.

An der Oberfläche reicht die Temperatur des Ozeanwassers von -2 ° C (Gefriertemperatur) bis 29 ° C im offenen Ozean (35,6 ° C im Persischen Golf). Die durchschnittliche Jahrestemperatur der Oberflächengewässer des Weltozeans beträgt 17,4 °C und ist auf der Nordhalbkugel etwa 3 °C höher als auf der Südhalbkugel. Die höchste Temperatur des Oberflächenwassers der Ozeane in der nördlichen Hemisphäre ist im August und die niedrigste im Februar. Auf der Südhalbkugel ist das Gegenteil der Fall.

Da es thermische Beziehungen zur Atmosphäre hat, hängt die Temperatur von Oberflächengewässern wie die Lufttemperatur vom Breitengrad des Gebiets ab, d.h. es unterliegt dem Zonalitätsgesetz (Tabelle 2). Die Zoneneinteilung drückt sich in einer allmählichen Abnahme der Wassertemperatur vom Äquator bis zu den Polen aus.

In tropischen und gemäßigten Breiten hängt die Wassertemperatur hauptsächlich von Meeresströmungen ab. Aufgrund warmer Strömungen in tropischen Breiten im Westen der Ozeane sind die Temperaturen 5-7 ° C höher als im Osten. Auf der Nordhalbkugel sind die Temperaturen jedoch aufgrund warmer Strömungen im Osten der Ozeane das ganze Jahr über positiv, und im Westen gefriert das Wasser aufgrund kalter Strömungen im Winter. In hohen Breiten beträgt die Temperatur am Polartag etwa 0 °C und in der Polarnacht unter dem Eis etwa -1,5 (-1,7) °C. Hier wird die Wassertemperatur hauptsächlich durch Eisphänomene beeinflusst. Im Herbst wird Wärme freigesetzt, wodurch die Temperatur von Luft und Wasser weicher wird, und im Frühling wird Wärme zum Schmelzen verbraucht.

Tabelle 2. Jahresdurchschnittstemperaturen der Oberflächengewässer der Ozeane

	Jahresdurchschnittstemperatur "C			Durchschnittliche Jahrestemperatur, °С
	Nordhalbkugel	Südlichen Hemisphäre		Nordhalbkugel	Südlichen Hemisphäre

Der kälteste aller Ozeane- Arktis, und der wärmste- Der Pazifische Ozean, da sich sein Hauptgebiet in den äquatorial-tropischen Breiten befindet (die durchschnittliche Jahrestemperatur der Wasseroberfläche beträgt -19,1 ° C).

Einen wichtigen Einfluss auf die Temperatur des Meerwassers hat das Klima der umliegenden Gebiete sowie die Jahreszeit, da die Sonnenwärme, die die obere Schicht des Weltozeans erwärmt, davon abhängt. Die höchste Wassertemperatur auf der Nordhalbkugel wird im August beobachtet, die niedrigste - im Februar und im Süden - umgekehrt. Die täglichen Schwankungen der Meerwassertemperatur betragen in allen Breiten etwa 1 ° C, die größten Werte der jährlichen Temperaturschwankungen werden in subtropischen Breiten beobachtet - 8-10 ° C.

Die Temperatur des Meerwassers ändert sich auch mit der Tiefe. Sie nimmt ab und liegt bereits in 1000 m Tiefe fast überall (im Mittel) unter 5,0 °C. In einer Tiefe von 2000 m pendelt sich die Wassertemperatur ein und fällt auf 2,0-3,0 ° C und in polaren Breiten auf bis zu Zehntelgrad über Null, wonach sie entweder sehr langsam abfällt oder sogar leicht ansteigt. Zum Beispiel in den Riftzonen des Ozeans, wo es in großen Tiefen mächtige unterirdische Austritte von heißem Wasser unter hohem Druck mit Temperaturen von bis zu 250-300 °C gibt. Im Allgemeinen werden im Weltozean zwei Hauptwasserschichten vertikal unterschieden: warm oberflächlich und starke Kälte sich bis nach unten erstrecken. Zwischen ihnen ist ein Übergang Temperatursprungschicht, oder Hauptthermoclip, tritt in ihm ein starker Temperaturabfall auf.

Dieses Bild der vertikalen Verteilung der Wassertemperatur im Ozean wird in hohen Breiten gestört, wo sich in einer Tiefe von 300–800 m eine Schicht aus wärmerem und salzhaltigerem Wasser befindet, das aus gemäßigten Breiten stammt (Tabelle 3).

Tabelle 3. Durchschnittswerte der Meereswassertemperatur, °С

	Tiefe, m
äquatorial
tropisch
Polar

Änderung des Wasservolumens bei Temperaturänderung

Eine plötzliche Zunahme des Wasservolumens beim Einfrieren ist eine besondere Eigenschaft des Wassers. Bei einem starken Temperaturabfall und dessen Übergang durch die Nullmarke kommt es zu einer starken Zunahme des Eisvolumens. Mit zunehmendem Volumen wird das Eis leichter und schwimmt an der Oberfläche, wobei es weniger dicht wird. Eis schützt die tiefen Wasserschichten vor dem Einfrieren, da es ein schlechter Wärmeleiter ist. Das Eisvolumen nimmt im Vergleich zum anfänglichen Wasservolumen um mehr als 10 % zu. Beim Erhitzen tritt ein Prozess auf, der das Gegenteil von Expansion ist - Kompression.

Dichte von Wasser

Temperatur und Salzgehalt sind die Hauptfaktoren, die die Dichte von Wasser bestimmen.

Bei Meerwasser gilt: Je niedriger die Temperatur und je höher der Salzgehalt, desto größer die Dichte des Wassers (Abb. 3). Bei einem Salzgehalt von 35% o und einer Temperatur von 0 ° C beträgt die Dichte von Meerwasser also 1,02813 g / cm 3 (die Masse jedes Kubikmeters solchen Meerwassers beträgt 28,13 kg mehr als das entsprechende Volumen an destilliertem Wasser ). Die Temperatur von Meerwasser höchster Dichte ist nicht +4 °C wie bei Süßwasser, sondern negativ (-2,47 °C bei einem Salzgehalt von 30 % c und -3,52 °C bei einem Salzgehalt von 35 %o

Reis. 3. Beziehung zwischen der Dichte des Meerwassers und seinem Salzgehalt und seiner Temperatur

Durch die Zunahme des Salzgehalts nimmt die Dichte des Wassers vom Äquator bis zu den Tropen und infolge einer Temperaturabnahme von den gemäßigten Breiten bis zu den Polarkreisen zu. Im Winter sinkt das Polarwasser und bewegt sich in den unteren Schichten in Richtung Äquator, sodass die tiefen Gewässer des Weltozeans im Allgemeinen kalt, aber mit Sauerstoff angereichert sind.

Auch die Abhängigkeit der Wasserdichte vom Druck wurde aufgezeigt (Abb. 4).

Reis. 4. Abhängigkeit der Dichte des Meerwassers (A "= 35 % o) vom Druck bei verschiedenen Temperaturen

Die Fähigkeit des Wassers, sich selbst zu reinigen

Dies ist eine wichtige Eigenschaft von Wasser. Bei der Verdunstung gelangt Wasser durch den Boden, der wiederum ein natürlicher Filter ist. Wird jedoch der Verschmutzungsgrenzwert verletzt, wird der Selbstreinigungsprozess verletzt.

Farbe und Transparenz hängen von der Reflexion, Absorption und Streuung des Sonnenlichts sowie von Schwebeteilchen organischen und mineralischen Ursprungs ab. Im offenen Teil ist die Farbe des Ozeans blau, in Küstennähe, wo es viele Suspensionen gibt, ist es grünlich, gelb, braun.

Im offenen Teil des Ozeans ist die Wassertransparenz höher als in Küstennähe. In der Sargassosee beträgt die Wasserdurchlässigkeit bis zu 67 m. Während der Entwicklung von Plankton nimmt die Transparenz ab.

In den Meeren ein solches Phänomen wie Leuchten des Meeres (Biolumineszenz). Glühen im Meerwasser lebende Organismen, die Phosphor enthalten, hauptsächlich wie Protozoen (Nachtlicht usw.), Bakterien, Quallen, Würmer, Fische. Vermutlich dient das Leuchten dazu, Raubtiere abzuschrecken, nach Nahrung zu suchen oder im Dunkeln Personen des anderen Geschlechts anzulocken. Das Leuchten hilft Fischerbooten, Fischschwärme im Meerwasser zu finden.

Schallleitfähigkeit - akustische Eigenschaft von Wasser. In den Ozeanen gefunden schallstreuende Mine und Unterwasser-"Tonkanal", Schallsupraleitfähigkeit besitzen. Die schallstreuende Schicht steigt nachts an und fällt tagsüber ab. Es wird von U-Bootfahrern verwendet, um U-Boot-Motorgeräusche zu dämpfen, und von Fischerbooten, um Fischschwärme zu erkennen. "Klang
Signal" dient zur Kurzzeitvorhersage von Tsunamiwellen, in der Unterwassernavigation zur Ultralangstreckenübertragung von akustischen Signalen.

Elektrische Leitfähigkeit Meerwasser ist hoch, es ist direkt proportional zum Salzgehalt und zur Temperatur.

Natürliche Radioaktivität Meerwasser ist klein. Aber viele Tiere und Pflanzen haben die Fähigkeit, radioaktive Isotope zu konzentrieren, daher wird der Fischfang auf Radioaktivität getestet.

Mobilität ist eine charakteristische Eigenschaft von flüssigem Wasser. Unter dem Einfluss der Schwerkraft, unter dem Einfluss des Windes, der Anziehungskraft von Mond und Sonne und anderen Faktoren bewegt sich Wasser. Beim Bewegen wird das Wasser gemischt, was eine gleichmäßige Verteilung von Wasser mit unterschiedlichem Salzgehalt, chemischer Zusammensetzung und Temperatur ermöglicht.

Physiochemische Eigenschaften.Meerwasser besteht zu 96,5 Gew.-% aus reinem Wasser, der Rest sind gelöste Salze, Gase und schwebende unlösliche Partikel. Im Wasser der Ozeane wurden 44 chemische Elemente in gelöstem Zustand gefunden. Prozentual beträgt der Anteil verschiedener gelöster Salze: Chloride 88,7, Sulfate 10,7, Carbonate 0,3, Sonstige 0,2. Der größte Teil des SalzgehaltsNaCl), weshalb Meerwasser salzig schmeckt; Magnesiumsalze (MgCl 2 , MgSO 4 ) geben ihm einen bitteren Geschmack. Charakteristisch ist die Konstanz der Salzzusammensetzung des Ozeans. Einer der Gründe dafür ist die ständige Durchmischung des Wassers. Ozeanisches Wasser tauchte mit dem anfänglichen Salzgehalt aus den Eingeweiden der Erde auf.

Der durchschnittliche Salzgehalt der Gewässer des Weltozeans beträgt 35 ° / 00. Änderungen des Salzgehalts werden durch Änderungen im Salzhaushalt verursacht, die hauptsächlich mit Änderungen im Süßwasserhaushalt verbunden sind.

Salzgehaltsänderungen sind bis zu einer Tiefe von etwa 1500 gut ausgeprägt m. In größeren Tiefen bleibt der Salzgehalt des Weltozeans nahezu unverändert und reicht von 34,7 bis 34,9 %.

Der Salzgehalt des Wassers an der Meeresoberfläche kann sich stark vom Salzgehalt des Wassers im offenen Teil des Ozeans unterscheiden. Wenn der Salzgehalt des Meeres geringer ist als der Salzgehalt des angrenzenden Teils des Ozeans, dringt dichteres Ozeanwasser in das Meer ein und sinkt und füllt seine Tiefen aus. Wenn das Meer salziger ist als der benachbarte Teil des Ozeans, bewegt sich das Wasser am Boden entlang zum Ozean, entlang der Oberfläche - zum Meer.

Gase sind im Meerwasser gelöst. Sauerstoff, Stickstoff, Kohlendioxid, Schwefelwasserstoff, Ammoniak und Methan überwiegen. Gase gelangen aus der Atmosphäre, bei chemischen und biologischen Prozessen im Wasser, bei Unterwassereruptionen ins Wasser.

Die Dichte des Wassers an der Meeresoberfläche variiert zwischen 0,996 und 1,083. Mit zunehmendem Salzgehalt und abnehmender Wassertemperatur nimmt die Dichte zu. Die Dichte des Wassers nimmt mit der Tiefe zu. Für jeden 10 m Tiefendruck erhöht sich um 1 Geldautomat. Druck in einer Tiefe von 10.000 m gleich 1119Geldautomat.

thermisches Regime.Die Hauptwärmequelle des Ozeans ist die Sonnenstrahlung. Darüber hinaus erhält der Ozean Wärme, indem er langwellige Strahlung aus der Atmosphäre absorbiert, Wärme, die bei der Kondensation von Feuchtigkeit und Eisbildung sowie bei chemischen und biologischen Prozessen freigesetzt wird. Der Ozean nimmt Wärme auf, die durch Niederschlag, Flusswasser, Luft in Kontakt mit Wasser und warme Strömungen gebracht wird. Die Temperatur der tiefen Meeresschichten wird durch die innere Wärme der Erde und die adiabatische Erwärmung des absinkenden Wassers beeinflusst.

Der Ozean verbraucht Wärme hauptsächlich zur Verdunstung von Wasser an seiner Oberfläche, zur Erwärmung der angrenzenden Luftschicht, zur Erwärmung des kalten Wassers von Flüssen und Meeresströmungen, zum Schmelzen von Eis und für andere Prozesse.

Die Tagesamplituden der Wassertemperatur an der Meeresoberfläche sind viel kleiner als die Tagesamplituden der Lufttemperaturen über Wasser. Tagsüber kommt Wärme aus der Sonneneinstrahlung, wird aber auch durch vermehrte Verdunstung von Feuchtigkeit verbraucht. Nachts strahlt Wasser Wärme in die Atmosphäre ab und nimmt sie auf, wenn Feuchtigkeit an der kühlenden Oberfläche des Wassers kondensiert. Auch Temperaturschwankungen werden durch die hohe Wärmekapazität des Wassers ausgeglichen. Die tägliche Amplitude der Wassertemperatur an der Meeresoberfläche überschreitet im Durchschnitt nicht 0,5°.

Die jährlichen Amplituden der Wassertemperatur an der Meeresoberfläche sind größer als die täglichen. Sie sind abhängig vom Jahresverlauf der Strahlungsbilanz, von Meeresströmungen, vorherrschenden Winden und Breitengraden. In niedrigen Breiten sind es 1°, in hohen Breiten 2°.

Die höchsten durchschnittlichen jährlichen Wassertemperaturen (27-28°) werden in äquatorialen Breiten beobachtet. In tropischen Breiten ist die Temperatur des Wassers an der Meeresoberfläche in der Nähe der Westküste unter dem Einfluss von Strömungen auf demselben Breitengrad höher als die der Ostküste. Dies wird durch die Passatwinde erleichtert, die das Wasser von den östlichen Ufern wegtreiben. Anstelle des ausgetretenen Wassers steigen die darunter liegenden, kälteren Schichten auf. In gemäßigten Breiten der nördlichen Hemisphäre ist die Wassertemperatur aufgrund von Strömungen in der Nähe der Ostküste höher als in den westlichen. Auf der Südhalbkugel, südlich von 40°, wird die Breitenverteilung der Temperatur kaum gestört. In den polaren Breiten sinkt die Wassertemperatur auf 0° und sogar auf -2°.

Die Temperatur im Ozean nimmt tendenziell mit der Tiefe ab. Signifikante Temperaturänderungen treten nur in den oberen Schichten des Ozeans auf (200-1000 m). In großen Tiefen beträgt die Temperatur + 2 bis -1 °.

Die Temperatur an der Meeresoberfläche unter dem Einfluss von Land, Wasseraustausch mit dem Ozean, dem Zufluss von Flusswasser und anderen Ursachen kann sich erheblich von der Temperatur des Ozeans auf demselben Breitengrad unterscheiden. Die höchste Temperatur (bis + 36 °) herrscht an der Oberfläche tropischer Meere. Die Temperaturänderung mit der Tiefe hängt hauptsächlich vom Wasseraustausch mit benachbarten Teilen des Ozeans ab.

Eisregime. Der Gefrierpunkt des Wassers in den Ozeanen hängt von seinem Salzgehalt ab. Je höher der Salzgehalt, desto niedriger der Gefrierpunkt.

Die Eisbildung beginnt mit dem Auftreten frischer Kristalle.

Wenn sich bei ruhigem Wetter Eiskristalle ansammeln, bildet sich ein dünner Eisfilm - Salo. In der Nähe des Ufers scheint ein Eisstreifen bewegungslos daran befestigt zu sein - sparen. Allmählich wachsend, verwandeln sich Zaberegi in landfestes Eis. Bei einem ruhigen Zustand der Wasseroberfläche, wenn Fett gefriert, erscheint transparentes dünnes Eis. Während der Aufregung erscheinen separate Eisscheiben - Pfannkuchen-Eis. Wenn Pfannkucheneis gefriert, bildet sich eine durchgehende Eisdecke.

In den hohen Breiten der nördlichen Hemisphäre hat das im Winter gebildete Eis keine Zeit, im Sommer zu schmelzen, daher gibt es Eis unterschiedlichen Alters - von einjährigem bis zu mehrjährigem. Eisdicke im ersten Jahr 1-2,5 m, Staude 3 m und mehr. Dauerhaftes dickes schwimmendes Eis, das die zentralen Teile des Arktischen Ozeans besetzt, wird genannt Packeis. Sie nehmen 70-80 % der gesamten Ozeaneisfläche ein.

Flache Eisflächen werden von Rissen durchschnitten. Beim Zusammendrücken bricht das Eis entlang der Risse, die Eisschollen stellen sich auf die Kante und gefrieren, bilden sich Hügel. Wenn Treibeis zerkleinert wird, entstehen riesige Eisfelder (bis zu 10 km im Durchmesser), grobes Eis (20-100 m) und fein gebrochenes Eis (weniger als 20m).

Ursprünglich gibt es in den Ozeanen und Meeren neben Meereis auch Fluss- und Kontinentaleis, das sich vom Land bewegt hat. Fragmente von Kontinentaleis bilden schwimmende Eisberge - Eisberge. Sie sind besonders häufig in der Antarktis.

Das Schmelzen von Eis beginnt mit kontaminierten Gebieten (normalerweise von der Küste). Durch das Schmelzen bilden sich auf der Eisoberfläche Seen. Im Küstenstreifen gibt es durchgehende Streifen mit klarem Wasser - Wasserbänke, verwandelt sich allmählich in Polynyas. Schmelzendes Eis unter dem Einfluss von Wellen und Strömungen zerbricht in einzelne Eisschollen. Die Eisschollen brechen, werden zu Eisbrei und schließlich zerfällt das Eis in Kristalle.

Eis bedeckt etwa 15 % der Weltmeere. Die Grenzen der Eisposition erfahren erhebliche jahreszeitliche Veränderungen. In der Arktis, südlich des festen Eisgebiets im zentralen Becken des Arktischen Ozeans, gibt es ein Gebiet mit nicht durchgehendem schwimmendem Eis. Treibeis findet man auch im Bering- und Ochotskischen Meer, in der Hudson Bay, einem Streifen um Grönland und vor der Küste der Labrador-Halbinsel. In der Antarktis bildet Eis im Winter einen dichten, breiten Ring um das Festland. Im Sommer bricht schnelles Eis und das Eis wird nach Norden getragen. Die Grenze des schwimmenden Eises auf der Südhalbkugel erreicht 50-60 ° S. Sch. Eisberge gehen weit über die Verbreitung von Treibeis hinaus. Sie bilden sich hauptsächlich in der Nähe der Antarktis, Grönlands und der Inseln des kanadisch-arktischen Archipels. Eine große Masse und ein tiefes Sediment im Wasser lassen Eisberge auf der Nordhalbkugel 40-50 ° N erreichen. Breitengrad und im Süden, wo die Eisberge größer sind, - 30-40 ° S. Sch. Eisberge bis 157 m und Durchmesser bis 170km.

Eis wirkt sich auf das Klima aus. Das Wasser unter dem Eis ist im Winter vor Auskühlung und im Sommer vor Erwärmung geschützt. Die bei der Eisbildung freigesetzte Wärme mildert die winterlichen Lufttemperaturen. Durch schmelzendes Eis absorbierte Wärme senkt die Sommertemperaturen.

- Quelle-

Bogomolow, LA Allgemeine Geographie / L.A. Bogomolow [und db]. – M.: Nedra, 1971.- 232 S.

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Der Weltozean ist der Hauptteil der Hydrosphäre - der Wasserhülle der Erde. Seine Gewässer bedecken 361 Millionen km2 oder 70,8 % der Erdoberfläche, was fast dem 2,5-fachen der Landfläche entspricht (149 Millionen km2 oder 29,2 %). Die wichtigste Folge eines solchen globalen Verhältnisses von Land und Meer ist der Einfluss des Weltozeans auf den Wasser- und Wärmehaushalt der Erde. Etwa 10 % der von der Meeresoberfläche absorbierten Sonnenstrahlung wird für die Erwärmung und den turbulenten Wärmeaustausch zwischen den Oberflächenschichten des Wassers und den unteren Schichten der Atmosphäre aufgewendet. Die restlichen 90 % der Wärme werden für die Verdampfung aufgewendet. Die Verdunstung von der Meeresoberfläche ist sowohl die Hauptwasserquelle im globalen Wasserkreislauf als auch eine Folge der hohen latenten Wärme der Wasserverdunstung, die ein wichtiger Bestandteil des globalen Wärmehaushalts der Erde ist. Das Wassergebiet des Weltozeans besteht aus Atlantik, Pazifik, Indischem, Arktischem und Südlichem Ozean, Randmeeren (Barents, Bering, Ochotsk, Japanisch, Karibik usw.), Binnenmeeren (Mittelmeer, Schwarz, Ostsee). Die Seen des Kaspischen und des Aralsees, die keine Verbindung zum Weltmeer haben, werden nur wegen ihrer Größe bedingt als Meere bezeichnet. Derzeit sind dies interne geschlossene Gewässer, die im Quartär mit dem Weltozean verbunden waren.

Mindestens 1,4 Milliarden km3 Wasser sind im Weltozean konzentriert, was etwa 94 % des Volumens der Hydrosphäre entspricht. Diese riesigen Wassermassen sind in ständiger Bewegung. Die im Weltmeer ablaufenden geologischen Prozesse sind vielfältig und zusammenhängende Phänomene. Sie bestehen aus folgenden Prozessen:

Zerstörung oder Abrieb (vom lateinischen „abrado“ - ich rasiere, kratze ab), Felsmassen, die die Küste und einen Teil des seichten Wassers bilden;

Umladen und Sortieren von Vernichtungsprodukten, die von Land gebracht werden;

Akkumulation oder Akkumulation verschiedener Niederschläge. Lange Zeit blieben der Grund des Weltmeeres und seine Sedimente unerforscht. Erst seit Mitte des 20. Jahrhunderts begann die gezielte Erforschung des Weltmeeres mit eigens gebauten Forschungsschiffen. Zunächst wurden verschiedene auf Schiffen installierte geophysikalische Instrumente verwendet, um den Grund des Weltozeans zu untersuchen, und Gesteinsproben wurden von speziellen Schleppnetzen - Baggern - geliefert. Als Ergebnis dieser Arbeiten wurden einzigartige Informationen über die Topographie des Grundes des Weltozeans erhalten.

Physikalische und chemische Eigenschaften der Gewässer der Meere und Ozeane

Salzgehalt und chemische Zusammensetzung von Gewässern. Im Meerwasser befinden sich eine Vielzahl von Stoffen in gelöstem Zustand. Der Gesamtgehalt an gelösten Salzen im Meerwasser wird als Salinität (5) bezeichnet und in ppm (% o) ausgedrückt. Für den durchschnittlichen Salzgehalt von Meerwasser wird ein Wert von etwa 35 % o angenommen. Das bedeutet, dass 1 Liter Wasser etwa 35 g gelöste Salze enthält (der durchschnittliche Salzgehalt von Meerwasser). Der Salzgehalt der Oberflächengewässer des Weltozeans reicht von 32 bis 37% c, und solche Schwankungen sind mit der Klimazoneneinteilung verbunden, die sich direkt auf die Verdunstung des Wassers auswirkt. In ariden Zonen, in denen die Verdunstung vorherrscht, steigt der Salzgehalt, während er in feuchten Gebieten und an Orten, an denen große Flüsse entwässern, abnimmt. Der Salzgehalt in Binnenmeeren ist sehr unterschiedlich. Im Mittelmeer beträgt er 35-39 %, im Roten Meer steigt er auf 41-43 %, und in den Meeren in feuchten Gebieten nimmt der Salzgehalt vor allem aufgrund des großen Süßwasserzuflusses ab. Im Schwarzen Meer sind es 18 - 22 % o, im Kaspischen Meer - 12 - 15 % o, im Asowschen - 12 % o und in der Ostsee - 0,3 - 6 % o. Der niedrige Salzgehalt der Ostsee ist auf das große Abflussvolumen des Flusses zurückzuführen. Immerhin tragen solche vollfließenden Flüsse wie der Rhein, die Weichsel, die Newa, der Neman usw. ihr Wasser in dieses Meer, das Kaspische Meer.

In den Gewässern der Meere und Ozeane sind fast alle chemischen Elemente des Periodensystems von D. I. Mendelejew vorhanden. Der Gehalt einiger ist so hoch, dass ihr Verhältnis den Salzgehalt von Meer- und Ozeanwasser bestimmt, während die Anzahl anderer Tausendstel und sogar Zehntausendstel Prozent beträgt. Beim Vergleich von Kationen und Anionen stellt sich heraus, dass Chloride (89,1%) in der Salzzusammensetzung von Meerwasser überwiegen, Sulfate (10,1%) an zweiter Stelle stehen, dann Karbonate 0,56% und Bromide nur 0,3% ausmachen .

Gasmodus. In den Gewässern des Weltozeans befinden sich verschiedene Gase in gelöstem Zustand, die wichtigsten sind jedoch Sauerstoff, Kohlendioxid und an einigen Stellen Schwefelwasserstoff. Sauerstoff gelangt sowohl direkt aus der Atmosphäre als auch durch Phytoplankton-Photosynthese ins Meerwasser. Die Hauptrolle bei der Umverteilung von Gasen spielt die globale Ozeanzirkulation. Dank ihm fließt sauerstoffreiches kaltes Wasser aus hohen Breiten zum Äquator und Oberflächenwasser zum unteren Teil.

Kohlendioxid ist teilweise im Meerwasser gelöst, teilweise chemisch gebunden in Form von Bicarbonaten Ca(HC03) oder Carbonaten (CaCO3). Die Löslichkeit von CO2 im Meerwasser hängt von der Meerwassertemperatur ab und nimmt mit deren Abnahme zu. Daher enthalten die kalten Gewässer der Arktis und Antarktis mehr Kohlendioxid als die Gewässer niedriger Breiten. In den bodennahen kalten Gewässern in Tiefen unter 4000 m wird ein erheblicher CO2-Gehalt festgestellt, der die Auflösung von Karbonathüllen toter Organismen beeinflusst, die von der Oberfläche auf den Boden sinken.

In einigen Meeresbecken wird ein anomales Gasregime beobachtet. Ein klassisches Beispiel ist das Schwarze Meer, wo laut N. M. Strakhov in Tiefen von 150-170 m das Wasser weitgehend sauerstoffarm ist und große Mengen an Schwefelwasserstoff enthält. Seine Menge nimmt in den unteren Schichten stark zu. Schwefelwasserstoff entsteht durch die lebenswichtige Aktivität sulfathaltiger Bakterien, die Sulfate aus Meerwasser zu Schwefelwasserstoff reduzieren. Die Kontamination mit Schwefelwasserstoff wird durch eine Verletzung des freien Wasseraustauschs zwischen dem Schwarzen Meer und den Gewässern des Mittelmeers verursacht. Im Schwarzen Meer gibt es eine Schichtung des Wassers nach Salzgehalt. Im oberen Teil gibt es entsalztes Wasser (17-18%o) und unten salziges (20-22%o). Dies schließt eine vertikale Zirkulation aus und führt zu einer Verletzung des Gasregimes und dann zur Ansammlung von Schwefelwasserstoff. Der Sauerstoffmangel in den tieferen Schichten trägt zur Entwicklung von Erholungsprozessen bei. Die Schwefelwasserstoffbelastung im unteren Teil des Schwarzen Meeres erreicht 5 - 6 cm3/l. Neben dem Schwarzen Meer wurden auch in einigen norwegischen Fjorden Scfestgestellt.

Meerwassertemperatur. Die Temperaturverteilung der Oberflächenschichten der Gewässer des Weltozeans ist eng mit der klimatischen Zonalität verbunden. Die durchschnittliche Jahrestemperatur in hohen Breiten variiert von 0 - 2 °C und erreicht in äquatorialen Breiten Höchstwerte von etwa 28 °C. In gemäßigten Breiten unterliegt die Wassertemperatur erheblichen jahreszeitlichen Schwankungen zwischen 5 und 20 °C. Die Wassertemperatur ändert sich mit der Tiefe und erreicht in bodennahen Teilen in beträchtlichen Tiefen nur 2-3 °C. In den Polarregionen sinkt sie auf negative Werte in der Größenordnung von -1,0 -1,8 °C.

Der Übergang von der oberen Wasserschicht mit hoher Temperatur zur unteren Schicht mit niedriger Temperatur erfolgt in einer relativ dünnen Schicht, die als Thermokline bezeichnet wird. Diese Schicht fällt mit der 8-10°-Isotherme zusammen und befindet sich in einer Tiefe von 300-400 m in den Tropen und 500-1000 m in den Subtropen. Die allgemeinen Muster in der Temperaturverteilung werden durch warme und kalte Oberflächenströmungen sowie durch Bodenströmungen verletzt.

Druck und Dichte. Der hydrostatische Druck in den Ozeanen und Meeren entspricht der Masse der Wassersäule und nimmt mit der Tiefe zu und erreicht in den tiefen Teilen des Ozeans einen Maximalwert. Die durchschnittliche Dichte von Meerwasser beträgt etwa 1,025 g/cm3. In kalten Polargewässern steigt er auf 1,028 und in warmen tropischen Gewässern sinkt er auf 1,022 g/cm3. All diese Schwankungen sind auf Änderungen des Salzgehalts und der Temperatur des Wassers des Weltozeans zurückzuführen.

Reliefelemente.

Es gibt vier Hauptstadien des Reliefs des Meeresbodens: den Festlandsockel (Schelf), den Kontinentalhang, den Meeresboden und Tiefseesenken. Innerhalb des Meeresbodens sind die größten Tiefenunterschiede und grandiose Gebirgsstrukturen zu beobachten. Daher wurden ozeanische Becken, mittelozeanische Rücken und ozeanische Hebungen innerhalb des Bettes unterschieden.

Regal (Festland)- eine flache Meeresterrasse, die an das Festland grenzt und dessen Fortsetzung ist. Im Wesentlichen ist das Schelf eine untergetauchte Oberfläche uralten Landes. Dies ist ein Gebiet der kontinentalen Kruste, das durch ein flaches Relief mit Spuren von überfluteten Flusstälern, quartärer Vereisung und alten Küsten gekennzeichnet ist.

Die äußere Grenze des Regals ist die Kante - eine scharfe Biegung im Boden, hinter der der Kontinentalhang beginnt. Die durchschnittliche Tiefe des Schelfkamms beträgt 133 m, kann aber in bestimmten Fällen von mehreren zehn bis zu tausend Metern variieren. Daher ist der Begriff "kontinentales Flachwasser" für die Bezeichnung dieses Elements des Bodens (besser - Regal) nicht geeignet. Die Schelfbreite variiert von null (afrikanische Küste) bis zu Tausenden von Kilometern (asiatische Küste). Im Allgemeinen nimmt das Regal etwa 7% der Fläche des Weltozeans ein.

Kontinentalhang- der Bereich von der Schelfkante bis zum Kontinentalfuß. Der durchschnittliche Neigungswinkel des Kontinentalhangs beträgt etwa 6°, aber oft kann die Steilheit des Hangs auf 20-30° ansteigen. Die Breite des Kontinentalhangs ist aufgrund des steilen Abfalls normalerweise gering - etwa 100 km. Die charakteristischsten Landschaftsformen des Kontinentalhangs sind Unterwasserschluchten. Ihre Spitzen schneiden oft in den Rand des Regals ein, und die Mündung reicht bis zum Fuß des Festlandes.

Fuß des Festlandes- das dritte Element des Bodenreliefs, das sich in der kontinentalen Kruste befindet. Der Kontinentalfuß ist eine riesige abfallende Ebene, die aus 3-5 km dicken Sedimentgesteinen besteht. Die Breite dieser hügeligen Ebene kann Hunderte von Kilometern erreichen, und das Gebiet liegt in der Nähe der Gebiete des Schelfs und des Kontinentalhangs.

Meeresboden- der tiefste Teil des Meeresbodens, der mehr als 2/3 der gesamten Fläche des Weltozeans einnimmt. Die vorherrschenden Tiefen des Meeresbodens reichen von 4 bis 6 km, und das Bodenrelief ist am ruhigsten. Die Hauptelemente sind ozeanische Becken, mittelozeanische Rücken und ozeanische Hebungen.

ozeanische Becken- ausgedehnte sanfte Vertiefungen des Meeresbodens mit Tiefen von etwa 5 km. Der Boden des Beckens, flach oder leicht hügelig, wird normalerweise als Abgrundebene (Tiefwasserebene) bezeichnet. Die ebene Oberfläche der Abgrundebenen ist auf die Ansammlung von Sedimentmaterial zurückzuführen, das vom Land gebracht wurde. Die ausgedehntesten Ebenen befinden sich in den Tiefseebereichen des Meeresbodens. Im Allgemeinen nehmen die Tiefseeebenen etwa 8 % des Meeresbodens ein.

Mittelozeanische Rücken- die tektonisch aktivsten Zonen, in denen die Neubildung der Erdkruste stattfindet. Sie bestehen vollständig aus Basaltgestein, das durch ihren Eintritt entlang von Verwerfungen aus dem Erdinneren entstanden ist. Dies führte zu der Besonderheit der Erdkruste, die die mittelozeanischen Rücken ausmacht, und ihrer Trennung in einen speziellen Rift-Typ.

Ozean steigt- große positive Landformen des Meeresbodens, die nicht mit mittelozeanischen Rücken verbunden sind. Sie befinden sich innerhalb des ozeanischen Typs der Erdkruste und zeichnen sich durch große horizontale und signifikante vertikale Dimensionen aus.

Im tiefen Teil des Ozeans wurde eine große Anzahl isolierter Berge gefunden, die keine Grate bilden. Ihr Ursprung ist vulkanisch. Seamounts, deren Spitzen eine flache Plattform sind, werden Guyots genannt.

Tiefseegräben (Tröge)) - die Zone der größten Tiefen des Weltozeans mit mehr als 6000 m. Ihre Seiten sind sehr steil und der Boden kann eingeebnet werden, wenn er mit Niederschlag bedeckt ist. Die tiefsten Gräben befinden sich im Pazifischen Ozean.

Die Entstehung der Gräben hängt mit dem Absinken von Lithosphärenplatten in die Asthenosphäre während der Neubildung des Meeresbodens und der Ausbreitung der Platten zusammen. Die Dachrinnen haben beträchtliche horizontale Abmessungen. Bis heute wurden 41 Gräben im Weltozean entdeckt (Pazifischer Ozean - 25, Atlantik - 7, Indischer Ozean - 9).

Salzgehalt. Ozeanwasser besteht zu 96,5 % aus reinem Wasser und zu weniger als 4 % aus gelösten Salzen, Gasen und unlöslichen Schwebstoffen. Das Vorhandensein einer relativ geringen Menge verschiedener Substanzen unterscheidet es erheblich von anderen natürlichen Gewässern.
Insgesamt wurden 44 chemische Elemente in gelöstem Zustand im Meerwasser gefunden. Es wird davon ausgegangen, dass alle natürlich vorkommenden Stoffe darin gelöst sind, aber aufgrund vernachlässigbarer Mengen nicht nachweisbar sind. Unterscheiden Sie zwischen den Hauptbestandteilen des Meerwassersalzgehalts (Cl, Na, Mg, Ca, K usw.) und Nebenbestandteilen, die in vernachlässigbaren Mengen enthalten sind (darunter Gold, Silber, Kupfer, Phosphor, Jod usw.).
Eine bemerkenswerte Eigenschaft des Meerwassers ist die Konstanz seiner Salzzusammensetzung. Grund dafür könnte die ständige Durchmischung des Wassers der Ozeane sein. Diese Erklärung kann jedoch nicht als erschöpfend angesehen werden.
Die Gesamtmenge an Salzen im Wasser des Weltozeans beträgt 48 * 10 x 15 Tonnen, diese Menge an Salzen reicht aus, um die gesamte Erdoberfläche mit einer Schicht von 45 m und die Landoberfläche mit einer Schicht von 153 m zu bedecken .
Mit einem sehr geringen Silbergehalt (0,3 mg in 1 m3) ist seine Gesamtmenge im Wasser des Ozeans 20.000-mal größer als die Menge an Silber, die von Menschen im gesamten historischen Zeitraum abgebaut wurde. Gold ist im Meerwasser in einer Menge von 0,006 mg pro 1 m3 enthalten, während seine Gesamtmenge 10 Milliarden Tonnen erreicht.
Meerwasser unterscheidet sich je nach Zusammensetzung der Salze deutlich von Flusswasser (Tab. 19).

Im Meerwasser vor allem (27 g in 1 Liter Wasser) gewöhnliches Kochsalz (NaCl), damit das Wasser des Ozeans salzig schmeckt; Magnesiumsalze (MgCl2, MgSO4) verleihen ihm einen bitteren Geschmack.
Signifikante Unterschiede im Verhältnis von Salzen im Wasser des Ozeans und im Wasser von Flüssen müssen überraschen, da Flüsse kontinuierlich Salz in den Ozean tragen.
Es wird angenommen, dass die Salzzusammensetzung der aus dem Erdinneren freigesetzten Ozeanwässer mit ihrer Herkunft zusammenhängt. Ozeanwasser fiel bereits mit dem anfänglichen Salzgehalt auf. In Zukunft wurde eine bestimmte Salzzusammensetzung ausbalanciert. Die von den Flüssen transportierte Salzmenge wird bis zu einem gewissen Grad durch ihren Verbrauch ausgeglichen. Beim Verzehr von Salzen, der Bildung von Eisen-Mangan-Knollen, der Entfernung von Salzen durch den Wind und natürlich der Aktivität von Organismen, die Salze (hauptsächlich Calciumsalze) aus dem Wasser des Ozeans extrahieren, um Skelette und Muscheln zu bauen sind wichtig. Skelette und Schalen toter Organismen lösen sich teilweise im Wasser auf, bilden teilweise Bodensedimente und fallen so aus dem Stoffkreislauf.
Pflanzen und Tiere, die im Ozean leben, absorbieren und konzentrieren in ihrem Körper verschiedene Substanzen, die im Wasser vorkommen, darunter auch solche, die der Mensch noch nicht erkennen konnte. Calcium und Silizium werden besonders stark resorbiert. Algen binden jährlich Milliarden Tonnen Kohlenstoff und setzen Milliarden Tonnen Sauerstoff frei. Während des Atmens fließt Wasser durch die Kiemen von Fischen, viele Tiere, die Nahrung filtern, leiten eine große Menge Wasser durch den Magen-Darm-Trakt, alle Tiere schlucken Wasser mit Nahrung. Ozeanwasser fließt irgendwie durch den Körper von Tieren und Pflanzen, und dies bestimmt letztendlich seine moderne Salzzusammensetzung.
Meerwasser hat einen durchschnittlichen Salzgehalt von 35 ‰ (35 g Salz pro 1 Liter Wasser). Änderungen des Salzgehalts werden durch Änderungen im Salz- oder Süßwasserhaushalt verursacht.
Salze gelangen zusammen mit Wasser, das vom Land fließt, in den Ozean, werden beim Wasseraustausch mit benachbarten Teilen des Ozeans eingebracht und weggetragen, durch verschiedene Prozesse im Wasser freigesetzt oder verbraucht. Die ständige Zufuhr von Salzen vom Land in den Ozean hätte zu einem allmählichen Anstieg des Salzgehalts seiner Gewässer führen müssen. Wenn dies tatsächlich geschieht, so langsam, dass es bis heute unentdeckt bleibt.
Der Hauptgrund für die Unterschiede im Salzgehalt des Meerwassers liegt in der Veränderung des Süßwasserhaushalts. Niederschlag auf der Meeresoberfläche, Abfluss vom Land, schmelzendes Eis führen zu einer Abnahme des Salzgehalts; Verdunstung, Eisbildung dagegen verstärken sie. Der Wasserzufluss vom Land beeinflusst den Salzgehalt in Küstennähe und insbesondere in der Nähe von Flussmündungen merklich.
Da der Salzgehalt auf der Oberfläche des Ozeans in seinem offenen Teil hauptsächlich vom Verhältnis von Niederschlag und Verdunstung (dh von den klimatischen Bedingungen) abhängt, findet sich in seiner Verteilung eine Breitengradzone. Dies ist auf der Karte gut sichtbar. Isohalin- Linien, die Punkte mit gleichem Salzgehalt verbinden. In den äquatorialen Breiten sind die Oberflächenwasserschichten etwas aufgefrischt (34-35 ‰), da die Niederschläge größer sind als die Verdunstung. In subtropischen und tropischen Breiten ist der Salzgehalt der Oberflächenschichten erhöht und erreicht ein Maximum für die Oberfläche des offenen Ozeans (36-37‰). Dies liegt daran, dass der Wasserverbrauch für die Verdunstung nicht durch Niederschlag gedeckt wird. Der Ozean verliert Feuchtigkeit, während Salze zurückbleiben.Nördlich und südlich der tropischen Breiten nimmt der Salzgehalt des Ozeanwassers allmählich auf 33-32‰ ab, was durch eine Abnahme der Verdunstung und eine Zunahme der Niederschläge bestimmt wird.Das Schmelzen von schwimmendem Eis trägt dazu bei zu einer Abnahme des Salzgehalts auf der Meeresoberfläche, Strömungen verletzen die Breitengrade in der Verteilung des Salzgehalts auf der Meeresoberfläche, warme Strömungen erhöhen den Salzgehalt, kalte hingegen senken ihn.
Der durchschnittliche Salzgehalt an der Oberfläche der Ozeane ist unterschiedlich. Der Atlantische Ozean hat den höchsten durchschnittlichen Salzgehalt (35,4 ‰), der Arktische Ozean den niedrigsten (32 ‰). Der erhöhte Salzgehalt des Atlantischen Ozeans erklärt sich durch den Einfluss der Kontinente mit seiner vergleichsweisen Enge. Im Arktischen Ozean wirken sibirische Flüsse erfrischend (vor der Küste Asiens sinkt der Salzgehalt auf 20 ‰).
Da Änderungen des Salzgehalts hauptsächlich mit dem Gleichgewicht von Wasserzufluss und -abfluss zusammenhängen, werden sie nur in den Oberflächenschichten, die Wasser direkt aufnehmen (Niederschlag) und abgeben (Verdunstung), sowie in der Mischschicht gut ausgedrückt. Das Mischen bedeckt die Wassersäule mit einer Dicke von bis zu 1500 m. Tiefer bleibt der Salzgehalt des Wassers des Weltozeans unverändert (34,7-34,9 ‰). Die Art der Änderung des Salzgehalts hängt von den Bedingungen ab, die den Salzgehalt an der Oberfläche bestimmen. Es gibt vier Arten von vertikalen Salzgehaltsänderungen im Ozean: I - äquatorial, II - subtropisch, III - mäßig und IV - polar,
I. In äquatorialen Breiten, wo das Wasser an der Oberfläche aufgefrischt wird, nimmt der Salzgehalt allmählich zu und erreicht ein Maximum in einer Tiefe von 100 m, wo mehr salzhaltiges Wasser aus dem tropischen Teil des Ozeans zum Äquator gelangt. Unterhalb von 100 m nimmt der Salzgehalt ab und ab einer Tiefe von 1000-1500 m wird er nahezu konstant. II. In subtropischen Breiten nimmt der Salzgehalt bis zu einer Tiefe von 1000 m schnell ab, tiefer ist er konstant. III. In gemäßigten Breiten ändert sich der Salzgehalt nur wenig mit der Tiefe. IV. In den polaren Breiten ist der Salzgehalt an der Meeresoberfläche am geringsten, mit der Tiefe nimmt er zunächst schnell zu und ändert sich dann ab einer Tiefe von etwa 200 m fast nicht mehr.
Der Salzgehalt des Wassers an der Meeresoberfläche kann sich stark vom Salzgehalt des Wassers im offenen Teil des Ozeans unterscheiden. Sie wird auch maßgeblich durch den Süßwasserhaushalt bestimmt und ist somit abhängig von den klimatischen Bedingungen. Das Meer wird viel stärker durch das von ihm umspülte Land beeinflusst als der Ozean. Je tiefer das Meer in das Land eindringt, je weniger es mit dem Ozean verbunden ist, desto mehr unterscheidet sich sein Salzgehalt vom durchschnittlichen ozeanischen Salzgehalt.
Meere in polaren und gemäßigten Breiten haben eine positive Wasserbilanz, daher ist der Salzgehalt an ihrer Oberfläche geringer, insbesondere an Einmündungen von Flüssen. Meere in subtropischen und tropischen Breiten, umgeben von Land mit einer kleinen Anzahl von Flüssen, haben einen erhöhten Salzgehalt. Der hohe Salzgehalt des Roten Meeres (bis zu 42 ‰) erklärt sich durch seine Lage inmitten des Landes in einem trockenen und heißen Klima. Die Niederschlagsmenge an der Meeresoberfläche beträgt nur 100 mm pro Jahr, es gibt keinen Landabfluss und die Verdunstung erreicht 3000 mm pro Jahr. Der Wasseraustausch mit dem Ozean erfolgt durch die schmale Bab-el-Mandeb-Straße.
Der erhöhte Salzgehalt des Mittelmeeres (bis zu 39 ‰) resultiert daraus, dass Landabfluss und Niederschläge die Verdunstung nicht kompensieren, der Wasseraustausch mit dem Ozean erschwert ist. Im Schwarzen Meer (18‰) hingegen wird die Verdunstung durch den Abfluss nahezu kompensiert (die jährliche Abflussschicht beträgt 80 cm) und die Niederschläge sorgen für eine positive Wasserbilanz. Der Mangel an freiem Wasseraustausch mit dem Marmarameer trägt zur Erhaltung des niedrigen Salzgehalts im Schwarzen Meer bei.
In der Nordsee, die einerseits vom Ozean und andererseits von der stark entsalzten Ostsee beeinflusst wird, steigt der Salzgehalt von Südosten nach Nordwesten von 31 auf 35 ‰ an. Alle Meeresränder, die eng mit dem Ozean verbunden sind, haben einen Salzgehalt, der dem des angrenzenden Teils des Ozeans nahe kommt. In den Küstenbereichen der Meere, die von Flüssen durchflossen werden, wird das Wasser sehr frisch und hat oft einen Salzgehalt von nur wenigen ppm.
Die Änderung des Salzgehalts mit der Tiefe in den Meeren hängt vom Salzgehalt an der Oberfläche und dem damit verbundenen Wasseraustausch mit dem Ozean (oder mit einem Nachbarmeer) ab.
Wenn der Salzgehalt des Meeres geringer ist als der Salzgehalt des Ozeans (benachbartes Meer) an der Meerenge, die sie verbindet, dringt dichteres Ozeanwasser durch die Meerenge in das Meer ein und sinkt, wobei es seine Tiefen füllt. In diesem Fall nimmt der Salzgehalt im Meer mit der Tiefe zu. Wenn das Meer salziger ist als der benachbarte Teil des Ozeans (Meeres), bewegt sich das Wasser in der Meerenge entlang des Bodens zum Ozean, entlang der Oberfläche - zum Meer. Die Oberflächenschichten nehmen den Salzgehalt und die Temperatur an, die für das Meer unter den gegebenen physikalischen und geografischen Bedingungen charakteristisch sind. Der Salzgehalt des Grundwassers entspricht dem Salzgehalt an der Oberfläche während der Periode der niedrigsten Temperaturen.
Verschiedene Fälle von Änderungen des Salzgehalts mit der Tiefe sind am Beispiel des Mittelmeers, des Marmarameers und des Schwarzen Meeres deutlich zu sehen. Das Mittelmeer ist salziger als der Atlantik. In der Straße von Gibraltar (Tiefe 360 ​​m) gibt es eine tiefe Strömung vom Meer zum Ozean. Mittelmeerwasser steigt von der Schwelle ab und erzeugt in einiger Tiefe im Ozean in der Nähe der Schwelle einen Bereich mit erhöhtem Salzgehalt. An der Oberfläche in der Meerenge fließt Ozeanwasser ins Meer. Der Salzgehalt des Wassers am Grund des Mittelmeers beträgt über seine gesamte Länge 38,6 ‰, während er an der Oberfläche von 39,6 ‰ im östlichen Teil bis 37 ‰ im westlichen Teil variiert. Dementsprechend nimmt der Salzgehalt im östlichen Teil mit der Tiefe ab, im westlichen Teil nimmt er zu.
Das Marmarameer liegt zwischen zwei Meeren, dem salzigeren Mittelmeer und dem weniger salzigen Schwarzen. Salziges Mittelmeerwasser, das durch die Dardanellen eindringt, füllt die Tiefen des Meeres, und daher beträgt der Salzgehalt am Boden 38‰. Das Wasser des Schwarzen Meeres, das sich entlang der Oberfläche bewegt, gelangt durch den Bosporus in das Marmarameer und erfrischt das Wasser der Oberflächenschichten bis zu 25‰.
Das Schwarze Meer ist stark aufgefrischt. Daher dringt Wasser mediterranen Ursprungs aus dem Marmarameer in das Schwarze Meer am Grund des Bosporus ein und füllt beim Abstieg seine Tiefen. Der Salzgehalt des Wassers im Schwarzen Meer steigt mit der Tiefe von 17-16 auf 22,3 ‰.
Das Wasser des Weltmeeres enthält kolossale Mengen der wertvollsten chemischen Rohstoffe, deren Nutzung noch sehr begrenzt ist. Etwa 5 Millionen Tonnen Kochsalz werden jährlich aus dem Wasser der Ozeane und Meere gewonnen, davon mehr als 3 Millionen Tonnen in den Ländern Südostasiens. Kalium- und Magnesiumsalze werden aus Meerwasser gewonnen. Bromgas fällt als Nebenprodukt bei der Gewinnung von Kochsalz und Magnesium an.
Um in sehr geringen Mengen enthaltene chemische Elemente aus dem Wasser zu extrahieren, kann man die erstaunliche Fähigkeit vieler Meeresbewohner nutzen, bestimmte Elemente in ihrem Körper aufzunehmen und zu konzentrieren. Beispielsweise beträgt die Jodkonzentration in einer Reihe von Algen Tausende und Hunderte tausendmal höher als seine Konzentration im Wasser des Ozeans. Mollusken absorbieren Kupfer, Aspidia - Zink, Radiolarien - Strontium, Quallen - Zink, Zinn, Blei. Es gibt viel Aluminium in Fucus und Kelp und Schwefel in Schwefelbakterien. Durch die Auswahl bestimmter Organismen und die Verbesserung ihrer Fähigkeit, Elemente zu konzentrieren, können künstliche Mineralvorkommen geschaffen werden.
Die moderne Chemie hat Ionenaustauscher (Austauscherharze) erhalten, die die Eigenschaft haben, verschiedene Stoffe aus einer Lösung aufzunehmen und verschiedene Stoffe an ihrer Oberfläche festzuhalten. Eine Prise Ionenaustauscher kann einen Eimer Salzwasser entsalzen, ihm Salz entziehen. Der Einsatz von Ionenaustauschern wird den Reichtum der Salze des Ozeans für den Menschen zugänglicher machen.
Gase im Meerwasser. Gase sind im Meerwasser gelöst. Dies sind vor allem Sauerstoff, Stickstoff, Kohlendioxid, aber auch Schwefelwasserstoff, Ammoniak, Methan. Wasser löst die mit ihm in Kontakt kommenden Gase der Atmosphäre auf, Gase werden bei chemischen und biologischen Prozessen freigesetzt, von Landgewässern transportiert und treten bei Unterwasserausbrüchen in das Meerwasser ein. Die Umverteilung von Gasen in Wasser findet statt, wenn es gerührt wird. Aufgrund der hohen Auflösungskraft des Wassers hat der Ozean einen großen Einfluss auf die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre.
Stickstoff ist überall im Ozean vorhanden, und sein Inhalt ändert sich fast nicht, da es sich nicht gut kombinieren lässt und wenig konsumiert wird. Einige infiltrierende Bakterien wandeln es in Nitrate und Ammoniak um.
Sauerstoff gelangt aus der Atmosphäre in den Ozean und wird bei der Photosynthese freigesetzt. Es wird bei der Atmung für die Oxidation verschiedener Substanzen verbraucht und in die Atmosphäre freigesetzt. Die Löslichkeit von Sauerstoff in Wasser wird durch dessen Temperatur und Salzgehalt bestimmt. Bei Erwärmung der Meeresoberfläche (Frühling, Sommer) gibt Wasser Sauerstoff an die Atmosphäre ab, bei Abkühlung (Herbst, Winter) nimmt es Sauerstoff aus der Atmosphäre auf. Im Meerwasser ist weniger Sauerstoff als im Süßwasser.
Da die Intensität der Photosyntheseprozesse vom Grad der Beleuchtung des Wassers durch Sonnenlicht abhängt, schwankt die Sauerstoffmenge im Wasser im Laufe des Tages und nimmt mit der Tiefe ab. Unterhalb von 200 m gibt es kaum Licht, keine Vegetation und der Sauerstoffgehalt im Wasser sinkt, um dann in größeren Tiefen (>1800 m) durch die Zirkulation des Ozeanwassers wieder zuzunehmen.
Der Sauerstoffgehalt in den Oberflächenwasserschichten (100-300 m) nimmt vom Äquator bis zu den Polen zu: bei einem Breitengrad von 0 ° - 5 cm3 / l, bei einem Breitengrad von 50 ° - 8 cm3 / l. Das Wasser warmer Strömungen ist sauerstoffärmer als das Wasser kalter Strömungen.
Das Vorhandensein von Sauerstoff im Wasser des Ozeans ist eine notwendige Voraussetzung für die Entwicklung des Lebens darin.
Kohlendioxid, im Gegensatz zu Sauerstoff und Stickstoff, kommt im Wasser des Ozeans hauptsächlich in gebundenem Zustand vor - in Form von Kohlendioxidverbindungen (Karbonaten und Bikarbonaten). Es gelangt aus der Atmosphäre ins Wasser, wird bei der Atmung von Organismen und beim Abbau organischer Stoffe freigesetzt und kommt bei Unterwassereruptionen aus der Erdkruste. Kohlendioxid ist wie Sauerstoff besser in kaltem Wasser löslich. Wenn die Temperatur steigt, gibt Wasser Kohlendioxid an die Atmosphäre ab, und wenn die Temperatur sinkt, nimmt es es auf. Ein Großteil des Kohlendioxids in der Atmosphäre löst sich im Meerwasser. Die Kohlendioxidreserven im Ozean betragen 45-50 cm3 pro 1 Liter Wasser. Eine ausreichende Menge davon ist Voraussetzung für die lebenswichtige Aktivität von Organismen.
Im Wasser der Meere können Menge und Verteilung von Gasen deutlich anders sein als im Wasser der Ozeane. In den Meeren, deren Tiefen nicht mit Sauerstoff versorgt werden, sammelt sich Schwefelwasserstoff an. Dies geschieht durch die Aktivität von Bakterien, die den Sauerstoff von Sulfaten verwenden, um Nährstoffe unter anaeroben Bedingungen zu oxidieren. Normales organisches Leben entwickelt sich nicht in einer Schwefelwasserstoffumgebung.
Ein Beispiel für ein Meer, dessen Tiefen mit Schwefelwasserstoff verseucht sind, ist das Schwarze Meer. Eine Zunahme der Wasserdichte mit der Tiefe sorgt für das Gleichgewicht der Wassermassen im Schwarzen Meer. Eine vollständige Vermischung des Wassers findet darin nicht statt, Sauerstoff verschwindet allmählich mit der Tiefe, der Gehalt an Schwefelwasserstoff nimmt zu und erreicht am Boden 6,5 cm3 pro 1 Liter Wasser.
Anorganische und organische Verbindungen, die für Organismen notwendige Elemente enthalten, werden genannt Nährstoff.
Die Verteilung von Nährstoffen und Energie (Sonnenstrahlung) im Ozean bestimmt die Verteilung und Produktivität lebender Materie.
Dichte des Ozeanwassers mit zunehmendem Salzgehalt nimmt er immer zu, da der Gehalt an Stoffen zunimmt, die ein größeres spezifisches Gewicht als Wasser haben. Abkühlung, Verdunstung und Eisbildung tragen zur Zunahme der Dichte an der Meeresoberfläche bei. Mit zunehmender Dichte des Wassers entsteht Konvektion. Beim Erhitzen sowie beim Mischen von Salzwasser mit Niederschlagswasser und mit Schmelzwasser nimmt seine Dichte ab.
Auf der Oberfläche des Ozeans gibt es eine Dichteänderung im Bereich von 0,996 bis 1,083. Im offenen Ozean wird die Dichte normalerweise durch die Temperatur bestimmt und nimmt daher vom Äquator zu den Polen zu. Die Wasserdichte im Ozean nimmt mit der Tiefe zu.
Druck. Auf jeden Quadratzentimeter der Meeresoberfläche drückt die Atmosphäre mit einer Kraft von etwa 1 kg (eine Atmosphäre). Den gleichen Druck auf die gleiche Fläche übt eine nur 10,06 m hohe Wassersäule aus, so dass wir davon ausgehen können, dass der Druck pro 10 m Tiefe um 1 Atmosphäre zunimmt. Wenn wir berücksichtigen, dass sich Wasser mit zunehmender Tiefe komprimiert und dichter wird, stellt sich heraus, dass der Druck in einer Tiefe von 10.000 m 1119 Atmosphären beträgt. Alle in großen Tiefen ablaufenden Prozesse werden unter starkem Druck durchgeführt, was jedoch die Entwicklung von Leben in den Tiefen des Ozeans nicht verhindert.
Transparenz von Meerwasser. Die in die Wassersäule eindringende Strahlungsenergie der Sonne wird gestreut und absorbiert. Die Transparenz von Wasser hängt vom Grad seiner Dispersion und Absorption ab. Da die Menge der im Wasser enthaltenen Verunreinigungen nicht überall gleich ist und sich mit der Zeit ändert, bleibt auch die Transparenz nicht konstant (Tabelle 20). Die geringste Transparenz wird in Küstennähe im Flachwasser beobachtet, insbesondere nach Stürmen. Die Transparenz von Wasser nimmt während der Zeit der Massenentwicklung von Plankton erheblich ab. Die Abnahme der Transparenz wird durch das Schmelzen von Eis verursacht (Eis enthält immer Verunreinigungen, außerdem geht die Masse der im Eis eingeschlossenen Luftblasen ins Wasser über). Es wird festgestellt, dass die Transparenz von Wasser an Stellen zunimmt, an denen tiefe Gewässer an die Oberfläche steigen.

Derzeit werden Transparenzmessungen in verschiedenen Tiefen mit einem universellen Hydrophotometer durchgeführt.
Die Farbe des Wassers der Ozeane und Meere. Die Dicke des reinen Wassers des Ozeans (Meeres) als Ergebnis der kollektiven Absorption und Streuung von Licht hat eine blaue oder blaue Farbe. Diese Farbe des Wassers wird als "Farbe der Meereswüste" bezeichnet. Das Vorhandensein von Plankton und anorganischen Suspensionen spiegelt sich in der Farbe des Wassers wider. es nimmt einen grünlichen Farbton an. Große Mengen an Verunreinigungen machen das Wasser gelbgrün, nahe der Mündung der Flüsse kann es sogar bräunlich sein.
Zur Bestimmung der Farbe des Meerwassers wird die Meeresfarbskala (Forel-Ule-Skala) verwendet, die 21 Reagenzgläser mit einer Flüssigkeit unterschiedlicher Farbe - von blau bis braun - umfasst.
In den äquatorialen und tropischen Breiten ist die vorherrschende Farbe des Ozeanwassers dunkelblau und sogar blau. Zum Beispiel haben die Bucht von Bengalen, das Arabische Meer, der südliche Teil des Chinesischen Meeres und das Rote Meer solches Wasser. Blaues Wasser im Mittelmeer, das Wasser des Schwarzen Meeres kommt ihm farblich nahe. In gemäßigten Breiten ist das Wasser vielerorts grünlich (besonders in Küstennähe), in Gebieten mit Eisschmelze wird es merklich grüner. In den polaren Breiten überwiegt eine grünliche Farbe.

Mittelozeanische Rücken

Sie überqueren alle Ozeane und bilden ein einziges Planetensystem mit einer Gesamtlänge von über 60.000 km, und ihre Gesamtfläche ist 15,2 % Bereich der Ozeane. Tatsächlich nehmen die mittelozeanischen Rücken im Atlantischen und Indischen Ozean eine mittlere Position ein, im Pazifischen Ozean sind sie nach Osten in Richtung der Küsten Amerikas verschoben.

Das Relief der mittelozeanischen Rücken ist scharf zergliedert, und wenn sie sich von der Achse entfernen, werden die Bergspitzen durch Zonen mit hügeligem Relief ersetzt und im Bereich der Verbindung mit Tiefwasserebenen noch flacher . Die Kämme bestehen aus Bergsystemen und sie trennenden talartigen Vertiefungen, die gemäß dem allgemeinen Streik verlängert sind. Die Höhe der einzelnen Berggipfel erreicht 3-4 km, die Gesamtbreite der mittelozeanischen Rücken reicht von 400 bis 2000 km. Entlang des axialen Teils des Kamms befindet sich eine Längsvertiefung, die Rift oder Rift Valley (Riss von der englischen Lücke) genannt wird. Seine Breite beträgt 10 bis 40 km und die relative Tiefe 1 bis 4 km. Die Steilheit der Talhänge beträgt 10-40°.

Die Wände des Tals sind durch Stufen in mehrere Felsvorsprünge unterteilt. Das Rift Valley ist der jüngste und tektonisch aktivste Teil der mittelozeanischen Rücken; es hat eine intensive Blockrückenunterteilung. Sein zentraler Teil besteht aus gefrorenen Basaltkuppeln und sezierten hülsenartigen Bächen garami- klaffende Zugrisse ohne vertikale Verschiebung, 0,5 bis 3 m breit (manchmal 20 m) und mehrere zehn Meter lang.

Mittelozeanische Rücken werden durch Transformationsfehler unterbrochen, wodurch ihre Kontinuität in Breitenrichtung unterbrochen wird. Die Amplitude der horizontalen Verschiebung beträgt Hunderte von km (bis zu 750 km in der Äquatorialzone des Mittelatlantischen Rückens) und die vertikale Verschiebung beträgt bis zu 3-5 km.

Manchmal gibt es kleine Formen der Bodentopographie, die als Mikrorelief bezeichnet werden, unter denen erosive, biogene und chemogene unterschieden werden.

Wasser ist im Gegensatz zu Wasserdampf eine Polymerverbindung aus H 2 O-Molekülen. An der Struktur eines Wassermoleküls können verschiedene O- und H-Isotope beteiligt sein, die häufigsten sind 1 H - leichter Wasserstoff, 2 H - Deuterium (150 mg⁄ l.), 16 O, 17 O, 18 O Moleküle sind reines Wasser 1 H 2 16 O, eine Mischung aller anderen Wasserarten wird als schweres Wasser bezeichnet, das sich von reinem Wasser durch eine größere Dichte unterscheidet. In der Praxis wird unter schwerem Wasser Deuteriumoxid 2 H 2 16 O (D 2 O) und unter superschwerem Wasser Tritiumoxid 3 H 2 16 O (T 2 O) verstanden. Der letzte in den Ozeanen enthält eine vernachlässigbare Menge - 800 Gramm (in Bezug auf Tritium). Zu den wichtigsten physikalischen Eigenschaften von Wasser gehören optische, akustische, elektrische und Radioaktivität.

Optische Eigenschaften

Normalerweise verstehen sie das Eindringen von Licht in Wasser, seine Absorption und Streuung im Wasser, die Transparenz von Meerwasser, seine Farbe.

Die Meeresoberfläche wird direkt von Sonnenstrahlen (Direktstrahlung) und von Atmosphäre und Wolken gestreutem Licht (Diffusstrahlung) beleuchtet. Ein Teil der Sonnenstrahlen wird von der Meeresoberfläche in die Atmosphäre reflektiert, der andere Teil dringt nach Brechung an der Wasseroberfläche ins Wasser ein.

Meerwasser ist ein lichtdurchlässiges Medium, daher dringt Licht nicht in große Tiefen ein, sondern wird gestreut und absorbiert. Der Lichtdämpfungsprozess ist selektiv. Die Bestandteile des weißen Lichts (Rot, Orange, Grün, Cyan, Indigo, Violett) werden vom Meerwasser auf unterschiedliche Weise absorbiert und gestreut. Beim Eindringen ins Wasser verschwinden zunächst Rot und Orange (in ca. 50 m Tiefe), dann Gelb und Grün (bis 150 m) und dann Blau, Blau und Violett (bis 400 m).

Unter Transparenz wird traditionell die Eintauchtiefe einer weißen Scheibe mit einem Durchmesser von 30 cm verstanden, bei der sie nicht mehr sichtbar ist. Die Transparenz muss unter bestimmten Bedingungen gemessen werden, da ihr Wert von Beobachtungshöhe, Tageszeit, Wolkenbedeckung und Meereswellen abhängt. Die genauesten Messungen wurden bei ruhigem, klarem Wetter um die Mittagszeit aus einer Höhe von 3-7 m über der Wasseroberfläche durchgeführt.

Die Kombination aus Absorption und Streuung von Licht bestimmt die blaue Farbe von reinem (ohne Verunreinigungen) Meerwasser. Die Farbe der Meeresoberfläche hängt von einer Reihe äußerer Bedingungen ab: Blickwinkel, Farbe des Himmels, Vorhandensein von Wolken, Windwellen usw. Wenn also Wellen auftauchen, wird das Meer schnell blau, und wenn dichte Wolken auftauchen, verdunkelt es sich.

Wenn Sie sich der Küste nähern, nimmt die Transparenz des Meeres ab, das Wasser wird grün, manchmal nimmt es gelbliche und braune Farbtöne an. Im offenen Meer werden Transparenz und Farbe durch Schwebeteilchen organischen Ursprungs, Plankton, bestimmt. Während der Entwicklung des Phytoplanktons (Frühling, Herbst) nimmt die Transparenz des Meeres ab und die Farbe wird grüner. In den zentralen Teilen übersteigt die Transparenz normalerweise 20 m und die Farbe liegt im Bereich von Blautönen. Die höchste Transparenz (65,5 m) wurde in der Sargassosee gemessen. In gemäßigten und polaren Breiten, die reich an Plankton sind, beträgt die Wasserdurchlässigkeit 15-20 m und die Farbe des Meeres ist grünlich-blau. Am Zusammenfluss großer Flüsse ist die Farbe des Meerwassers trüb und bräunlich-gelb, die Transparenz nimmt auf 4 m ab, die Farbe des Meeres ändert sich stark unter dem Einfluss pflanzlicher oder tierischer Organismen. Eine Massenansammlung eines einzigen Organismus kann die Meeresoberfläche gelb, rosa, milchig, rot, braun und grün färben. Dieses Phänomen wird als Meeresblüte bezeichnet. In einigen Fällen tritt das Leuchten des Meeres nachts auf, verbunden mit der Untersuchung des biologischen Lichts durch Meeresorganismen.

Akustische Eigenschaften

Bestimmen Sie die Möglichkeit der Schallausbreitung im Meerwasser - wellenartige Schwingungsbewegungen von Partikeln eines elastischen Mediums, das Meerwasser ist. Die Stärke des Schalls ist proportional zum Quadrat der Frequenz, die durch die Anzahl der elastischen Schwingungen pro Sekunde bestimmt wird. Daher können Sie von einer Quelle mit der gleichen Leistung einen stärkeren Klang erhalten, indem Sie die Frequenz der Schallschwingungen erhöhen. Für praktische Zwecke in maritimen Angelegenheiten (Echolotung, Unterwasserkommunikation) wird Ultraschall (Hochfrequenzschall) verwendet, der ebenfalls durch ein schwach divergierendes Schallstrahlenbündel gekennzeichnet ist.

Die Schallgeschwindigkeit im Meerwasser hängt von der Dichte und dem spezifischen Volumen des Wassers ab. Die erste Eigenschaft wiederum hängt von Salzgehalt, Temperatur und Druck ab. Die Schallgeschwindigkeit im Meerwasser liegt zwischen 1400 und 1550 m/s, was dem 4- bis 5-fachen der Schallgeschwindigkeit in Luft entspricht. Die Schallausbreitung im Wasser geht mit einer Dämpfung durch Absorption und Streuung sowie Brechung und Reflexion von Schallwellen einher.

In einiger Tiefe des Meerwassers gibt es eine Zone, in der die Schallgeschwindigkeit minimal ist, Schallstrahlen, die mehreren internen Reflexionen unterliegen, breiten sich in dieser Zone über ultralange Entfernungen aus. Diese Schicht mit der geringsten Swird als Schallkanal bezeichnet. Der Schallkanal ist durch die Eigenschaft der Kontinuität gekennzeichnet. Wenn die Schallquelle in der Nähe der Kanalachse platziert wird, breitet sich der Schall über eine Entfernung von Tausenden von Kilometern aus (die maximal aufgezeichnete Entfernung beträgt 19.200 km). Im Weltmeer befindet sich der Schallkanal im Durchschnitt in einer Tiefe von 1 km. Die Polarmeere sind durch die Wirkung der oberflächennahen Lage des Schallkanals (Tiefen von 50-100 m) als Folge der Schallreflexion von der Meeresoberfläche gekennzeichnet.

Nach dem Abschalten der Schallquelle verbleibt noch einige Zeit in der Wassersäule ein Restschall, der als Nachhall bezeichnet wird. Dies ist eine Folge der Reflexion und Streuung von Schallwellen. Unterscheiden Sie Boden-, Oberflächen- und Volumenhall, im letzteren Fall erfolgt die Schallausbreitung mit Hilfe von Gasblasen, Plankton, Suspension.

Elektrische Eigenschaften

Reines (Süß-)Wasser ist ein schlechter elektrischer Leiter. Da Meerwasser eine fast vollständig ionisierte Lösung ist, leitet es Strom gut. Die elektrische Leitfähigkeit hängt vom Salzgehalt und der Temperatur des Wassers ab, je höher der Salzgehalt und die Temperatur, desto höher die elektrische Leitfähigkeit. Außerdem wirkt sich der Salzgehalt stärker auf die elektrische Leitfähigkeit aus. Beispielsweise steigt die elektrische Leitfähigkeit im Temperaturbereich von 0 bis 25 °C nur um das Zweifache, während sie im Salzgehaltsbereich von 10 bis 40 ‰ um das 3,5-fache ansteigt.

In der Dicke des Meerwassers gibt es Tellurströme, die durch die Korpuskularstrahlung der Sonne verursacht werden. Da die elektrische Leitfähigkeit von Meerwasser besser ist als die einer festen Hülle, ist die Stärke dieser Strömungen im Ozean höher als in der Lithosphäre. Sie nimmt mit der Tiefe leicht zu. Wenn sich Meerwasser bewegt, wird darin eine elektromotorische Kraft induziert, die proportional zur Magnetfeldstärke und der Geschwindigkeit der Bewegung des Meerwassers (Leiter) ist. Durch Messung der induzierten elektromotorischen Kraft und Kenntnis der Stärke des Magnetfelds an einem bestimmten Ort und zu einem bestimmten Zeitpunkt ist es möglich, die Geschwindigkeit von Meeresströmungen zu bestimmen.

radioaktive Eigenschaften

Meerwasser ist radioaktiv, weil darin auch radioaktive Elemente gelöst sind. Die Hauptrolle spielt dabei das radioaktive Isotop 40 K und in deutlich geringerem Maße die radioaktiven Isotope Th, Rb, C, U und Ra. Die natürliche Radioaktivität von Meerwasser ist 180-mal geringer als die Radioaktivität von Granit und 40-mal geringer als die Radioaktivität von Sedimentgesteinen der Kontinente.

Neben den betrachteten physikalischen Eigenschaften besitzt Meerwasser die Eigenschaften Diffusion, Osmose und Oberflächenspannung.

Molekulare Diffusion drückt sich in der Bewegung von Partikeln einer in Wasser gelösten Substanz ohne mechanisches Mischen aus.

Das Phänomen der Osmose, d.h. Diffusion gelöster Stoffe durch eine poröse Trennwand (Membran), ist hauptsächlich von biologischer Bedeutung, kann aber auch zur Gewinnung von sauberem Wasser aus Meerwasser genutzt werden.

Die Oberflächenspannung ist die Eigenschaft von Wasser, einen dünnen transparenten Film auf der Oberfläche zu haben, der zum Schrumpfen neigt. Dieses Phänomen ist von entscheidender Bedeutung für die Bildung von Kapillarwellen an der Meeresoberfläche.

Die chemische Zusammensetzung des Ozeanwassers

Meerwasser unterscheidet sich vom Wasser von Flüssen und Seen durch seinen bitter-salzigen Geschmack und seine hohe Dichte, was durch die darin gelösten Mineralien erklärt wird. Ihre Zahl, ausgedrückt in Gramm pro Kilogramm Meerwasser, wird als Salinität (S) bezeichnet und in ppm (‰) ausgedrückt. Der Gesamtsalzgehalt beträgt 35 ‰ oder 35 % oder 35 g pro 1 kg Wasser. Ein solcher Salzgehalt des Meerwassers wird als normal bezeichnet und ist typisch für die gesamte Wassermasse, mit Ausnahme der Oberflächenschicht von 100-200 m, wo der Salzgehalt zwischen 32 und 37 ‰ liegt, was mit der Klimazoneneinteilung verbunden ist. In ariden Zonen, wo die Verdunstung hoch und der Oberflächenabfluss gering ist, nimmt der Salzgehalt zu. In feuchten Zonen nimmt der Salzgehalt aufgrund der Entsalzungswirkung des Oberflächenwasserabflusses vom Kontinent ab. In Binnenmeeren ist das Klima stärker. Im Roten Meer erreicht der Salzgehalt 41-43‰. Ein besonders hoher Salzgehalt (200-300 ‰) wird in den Lagunen der Trockengebiete beobachtet, die vom Meer durchzogen sind (Kora-Bogaz-Gol). Der Salzgehalt des Toten Meeres beträgt 260-270 ‰.

Elementarzusammensetzung Elementarzusammensetzung des Salzes

Meerwasser Meerwasser

O 85,8 % Cl 55,3 %

H 10,7 % Na 30,6 %

Cl 2,1 % SO 4 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 ​​%

Der Rest beträgt weniger als 0,001 %.

Die Salzzusammensetzung des Meerwassers wird dominiert von:

Chloride 89,1 % (NaCl – 77,8 % – Halit, MgCl 2 – 9,3 % – Bischofit, KCl – 2 % – Sylvit);

Sulfate 10,1 % (Mg SO 4 - 6,6 % - Epsomit, CaSO 4 - 3,5 % - Anhydrit)

Karbonate 0,56 %

Bromate 0,3 %.

Gaszusammensetzung von Meerwasser

In Wasser gelöst: Sauerstoff, Kohlendioxid, Stickstoff, teilweise Schwefelwasserstoff.

Sauerstoff gelangt auf zwei Arten ins Wasser:

Aus der Atmosphäre

Durch die Photosynthese von Phytoplankton (Grünpflanzen)

6 CO 2 + 6H 2 O \u003d C 6 H 12 O 6 + 6O 2 + 674 kcal (Licht + Chlorophyll).

Sein Gehalt variiert stark von 5 bis 8 cm 3 pro Liter und hängt von Temperatur, Salzgehalt und Druck ab. Die Löslichkeit von Sauerstoff nimmt mit zunehmender Temperatur stark ab, sodass er in hohen Breiten reichlich vorhanden ist. Es finden jahreszeitliche Schwankungen statt, bei steigender Temperatur wird Sauerstoff in die Atmosphäre freigesetzt und umgekehrt, so erfolgt die dynamische Wechselwirkung von Atmosphäre und Hydrosphäre. Die gleiche umgekehrte Beziehung besteht zwischen Sauerstoffgehalt und Salzgehalt: Je höher der Salzgehalt, desto weniger Sauerstoff. Die Abhängigkeit des Sauerstoffgehalts vom Druck ist direkt: je höher der Druck, desto mehr Sauerstoff ist im Wasser gelöst. Die größte Menge Sauerstoff ist an der Wasseroberfläche (aufgrund der Atmosphäre und der Photosynthese) und am Boden (aufgrund des Drucks und des geringeren Verbrauchs durch Organismen) bis zu 8 cm 3 pro Liter enthalten - diese beiden Filme verschmelzen an der Küste Zone. Im mittleren Teil des Reservoirs ist der Sauerstoffgehalt am niedrigsten - 2-3 cm 3 pro Liter. Aufgrund der vertikalen und horizontalen Zirkulation des Wassers enthalten die Ozeane fast überall freien Sauerstoff. Sauerstoff wird für die Atmung von Pflanzen und Tieren und die Oxidation von Mineralien verwendet.

Kohlendioxid kommen im Wasser 1) teilweise in frei gelöstem Zustand und 2) in chemisch gebundener Form in der Zusammensetzung von Carbonaten und Bicarbonaten vor. Der Gesamtgehalt an CO 2 im Wasser beträgt mehr als 45 cm 3 pro Liter, wovon nur die Hälfte auf den Anteil an freiem CO 2 entfällt. Kohlendioxidquellen: Atmosphäre, vulkanische Gase, organische Stoffe und Flusswasser. Verbrauch: Photosynthese, Bildung von Karbonatmineralien. Auch der CO 2 -Gehalt wird durch die Temperatur reguliert, in den oberen aufgeheizten Meerwasserschichten sinkt die Löslichkeit von CO 2 und es wird an die Atmosphäre abgegeben. Es entsteht ein Mangel, der zur Bildung von unlöslichem Calciumcarbonat CaCO 3 führt, das ausfällt. In kalten Gewässern wird ein hoher CO 2 -Gehalt festgestellt.

Stickstoff in Wasser in einer Menge von 13 cm 3 pro Liter enthalten und stammt hauptsächlich aus der Atmosphäre.

Schwefelwasserstoff Es ist in begrenztem Umfang verbreitet und auf Meere mit geschlossenen Becken beschränkt, die durch schmale seichte Meerengen mit dem Weltozean kommunizieren. Dadurch wird der Wasseraustausch zwischen ihnen gestört. Beispielsweise beginnt im Schwarzen Meer die Verunreinigung mit Schwefelwasserstoff ungefähr ab einer Tiefe von 150 m und nimmt mit der Tiefe zu und erreicht im unteren Teil 5–6 cm 3 /Liter. Schwefelwasserstoff wird von Bakterien aus Sulfaten hergestellt:

CaSO 4 + CH 4 → H 2 S + CaCO 3 + H 2 O

Darüber hinaus wird im Wasser des Weltozeans eine gewisse Menge an organischem Material gelöst (bis zu 10 g/l im Asowschen Meer), es gibt auch eine gewisse Trübung und Suspension.

Die Temperatur des Wassers der Ozeane

Die Hauptwärmequelle, die der Weltozean aufnimmt, ist die Sonne. Von ihm kommt Wärme in Form von kurzwelliger Sonnenstrahlung, bestehend aus Direktstrahlung und Streustrahlung der Atmosphäre. Ein Teil der Strahlung wird zurück in die Atmosphäre reflektiert (reflektierte Strahlung). Der Weltozean erhält zusätzliche Wärme durch die Kondensation von Wasserdampf an der Meeresoberfläche und durch den Wärmestrom aus dem Erdinneren. Gleichzeitig verliert der Ozean Wärme durch Verdunstung, effektive Strahlung und Wasseraustausch. Die algebraische Summe der ins Wasser eintretenden und dem Wasser durch alle thermischen Prozesse entzogenen Wärmemengen wird als Wärmebilanz des Meeres bezeichnet. Da die durchschnittliche Wassertemperatur des Weltozeans über den langjährigen Beobachtungszeitraum unverändert bleibt, sind alle Wärmeströme in der Summe gleich Null.

Die Temperaturverteilung auf der Oberfläche des Weltozeans hängt hauptsächlich vom Breitengrad des Gebiets ab, daher befinden sich die höchsten Temperaturen in der Äquatorzone (thermischer Äquator). Der verzerrende Einfluss wird von den Kontinenten, den vorherrschenden Winden, Strömungen ausgeübt. Langzeitbeobachtungen zeigen, dass die durchschnittliche Oberflächenwassertemperatur 17,54 o C beträgt. Am wärmsten ist der Pazifische Ozean (19,37 o), am kältesten der Arktische Ozean (-0,75 o). Die Temperatur nimmt mit der Tiefe ab. In den offenen Teilen des Ozeans geschieht dies relativ schnell bis Ch. 300-500 m und deutlich langsamer bis ch. 1200-1500m; unterhalb von 1500 m nimmt die Temperatur sehr langsam ab. In den unteren Schichten des Ozeans in Tiefen unter 3 km beträgt die Temperatur hauptsächlich +2 o C und 0 o C und erreicht im Arktischen Ozean -1 o C. In einigen Tiefwasserbecken mit Ch. 3,5 - 4 km und nach unten steigt die Wassertemperatur leicht an (zB Philippine Sea). Als anomales Phänomen ist ein deutlicher Temperaturanstieg der unteren Wasserschicht auf bis zu 62 °C in einigen Senken des Roten Meeres anzusehen. Solche Abweichungen vom allgemeinen Muster sind eine Folge des Einflusses tiefer Prozesse im Erdinneren.

Die obere Wasserschicht (im Durchschnitt bis zu 20 m) unterliegt täglichen Temperaturschwankungen, sie wird als aktive Schicht bezeichnet. Der Übergang von der aktiven Schicht zur unteren Schicht bei niedrigen Temperaturen erfolgt in einer relativ dünnen Schicht, die sog Sprungschicht. Die Hauptmerkmale der Sprungschicht sind wie folgt:

Vorkommenstiefe - von 300-400 m (in den Tropen) bis 500-1000 m (in den Subtropen),

Dicke - von wenigen cm bis zu mehreren zehn Metern,

Intensität (vertikaler Gradient) -0,1-0,3 o pro 1 m.

Manchmal werden zwei Thermoklinen unterschieden: saisonal und permanent. Der erste wird im Frühling gebildet und verschwindet im Winter (seine Tiefe beträgt 50-150 m). Die zweite, die als "Hauptthermokline" bezeichnet wird, existiert das ganze Jahr über und tritt in relativ großen Tiefen auf. In gemäßigten Klimazonen kommen zwei Arten von Sprungschichten vor.

Die Sprungschicht ist auch durch eine Veränderung der optischen Eigenschaften des Wassers gekennzeichnet, die von Fischen genutzt wird, die vor Raubtieren davonlaufen: Sie tauchen in die Sprungschicht ein, und Raubtiere verlieren sie aus den Augen.

Es wurde auch festgestellt, dass die Temperatur der tiefen Gewässer des Weltozeans in den letzten 70 Millionen Jahren von 14 auf 2 ° C gesunken ist.

Dichte von Meerwasser

Die Dichte eines Stoffes ist eine Größe, die durch die Masse des Stoffes pro Volumeneinheit gemessen wird. Die Einheit der Dichte ist die Dichte von destilliertem Wasser bei einer Temperatur von 4 °C und normalem Atmosphärendruck. Die Dichte von Meerwasser ist die Masse von Meerwasser (in g), die in 1 cm3 enthalten ist. Sie hängt vom Salzgehalt (direkte Beziehung) und der Temperatur (umgekehrte Beziehung) ab. Die Dichte von Meerwasser bei einer Temperatur von 0 ° C und einem Salzgehalt von 35 ‰ beträgt 1,028126 g / cm 3.

Die Dichte ist ungleichmäßig über die Oberfläche verteilt: Sie ist minimal in der Äquatorialzone (1,0210 g/cm3) und maximal in hohen Breiten (1,0275 g/cm3). Mit der Tiefe hängt die Dichteänderung von der Temperaturänderung ab. Unterhalb von 4 km ändert sich die Dichte des Meerwassers wenig und erreicht in Bodennähe 1,0284 g/cm 3 .

Meerwasserdruck

Der Druck in den Meeren und Ozeanen steigt um 1 MPa oder 10 atm pro 100 m. Sein Wert hängt auch von der Dichte des Wassers ab. Sie können den Druck mit der Formel berechnen:

P \u003d H ּρ / 100,

P - Druck in MPa,

H ist die Tiefe, für die die Berechnung durchgeführt wird,

ρ ist die Dichte von Meerwasser.

Unter dem Druck der darüber liegenden Schichten nimmt das spezifische Volumen des Meerwassers ab, d.h. es ist komprimiert, aber dieser Wert ist unbedeutend: Bei S \u003d 35‰ und t \u003d 15 ° C beträgt es 0,0000442. Wenn Wasser jedoch absolut inkompressibel wäre, würde das Volumen des Weltozeans um 11 Millionen km 3 zunehmen. und sein Niveau würde 30 Meter steigen.

Neben der Sprungschicht (Temperatursprung) gibt es auch einen Drucksprung - pyknoklin. Manchmal werden im Meeresbecken mehrere Pyknokline identifiziert. Beispielsweise sind in der Ostsee zwei Pyknokline bekannt: im Tiefenbereich von 20–30 m und 65–100 m. Der Pyknoklin wird manchmal als „flüssiger Boden“ verwendet, auf dem ein neutral ausbalanciertes U-Boot ohne Arbeit liegen kann Propeller.