해수의 물리화학적 특성을 간략히 설명합니다. 해수(해수)의 기본 물리화학적 성질

물은 수소와 산소의 가장 단순한 화합물이지만 해수는 75개의 화학 원소를 포함하는 보편적인 균질 이온화된 용액입니다. 이들은 고체 광물 물질 (염), 가스 및 유기 및 무기 기원의 현탁액입니다.

Vola는 다양한 물리적 및 화학적 특성을 가지고 있습니다. 우선, 목차와 주변 온도에 따라 다릅니다. 그 중 일부를 간단히 설명하겠습니다.

물은 용매입니다.물은 용매이기 때문에 모든 물은 다양한 화학 조성과 다양한 농도의 기체-염 용액이라고 판단할 수 있습니다.

바다, 바다 및 강물의 염분

바닷물의 염도(1 번 테이블). 물에 용해된 물질의 농도는 다음과 같은 특징이 있습니다. 염분 ppm(% o), 즉 물 1kg당 물질 그램으로 측정됩니다.

표 1. 해수 및 강물의 염분 함량(염류 총 질량의 %)

기본 연결	해수	강물
염화물(NaCl, MgCb)
황산염 (MgS0 4, CaSO 4, K 2 SO 4)
탄산염(CaCOd)
질소, 인, 규소, 유기 및 기타 물질의 화합물

같은 염도의 점을 연결하는 지도상의 선을 등염소.

담수의 염도(표 1 참조) 평균 0.146% o이고 해양 - 평균 35 %에 대한.물에 소금을 녹이면 쓴맛이 난다.

35g 중 약 27g은 염화나트륨(식염)이므로 물은 짠 것입니다. 마그네슘 염은 쓴맛을줍니다.

바다의 물은 지구 내부의 뜨거운 염분 용액과 가스로 형성되었기 때문에 염분은 태고적이었습니다. 바다 형성의 첫 번째 단계에서 그 물은 염분 조성에 있어서 강물과 크게 다르지 않았다고 믿을 만한 이유가 있습니다. 차이점이 설명되었고 암석의 풍화와 생물권의 발달로 인한 암석의 변형 후에 심화되기 시작했습니다. 화석 유적에서 알 수 있듯이 바다의 현대 소금 구성은 원생대 이전에 형성되었습니다.

염화물, 아황산염 및 탄산염 외에도 귀금속을 포함하여 지구에 알려진 거의 모든 화학 원소가 해수에서 발견되었습니다. 그러나 바닷물에 있는 대부분의 원소의 함량은 무시할 수 있습니다. 예를 들어 1입방미터의 물에서 0.008mg의 금만 검출되었으며 주석과 코발트의 존재는 해양 동물의 혈액과 바닥에 존재하는 것으로 나타납니다. 침전물.

바닷물의 염도- 값이 일정하지 않습니다(그림 1). 그것은 기후 (바다 표면의 강수량과 증발 비율), 대륙 근처의 얼음, 해류의 형성 또는 녹는 - 신선한 강물의 유입에 달려 있습니다.

쌀. 1. 위도에 대한 염분의 의존성

외양에서 염도는 32-38%입니다. 주변 바다와 지중해에서는 그 변동이 훨씬 더 큽니다.

수심 200m 이하의 염도는 특히 강수량과 증발량의 영향을 크게 받습니다. 이를 바탕으로 해수의 염도는 구획법의 적용을 받는다고 말할 수 있습니다.

적도 및 아적도 지역의 염분은 34% c입니다. 왜냐하면 강수량이 증발에 사용되는 물보다 많기 때문입니다. 열대 및 아열대 위도 - 37에서는 강수량이 적고 증발이 높기 때문입니다. 온대 위도 - 35% o. 강수량이 증발을 초과하기 때문에 해수의 가장 낮은 염도는 아극대 및 극지방에서 관찰됩니다. 단 32입니다.

해류, 강 유출 및 빙산은 염분의 구역 패턴을 방해합니다. 예를 들어, 북반구의 온대 위도에서 물의 염도는 대륙의 서해안 근처에서 더 크며, 해류의 도움으로 더 많은 염분 아열대 해수가 가져오고 동부 해안 근처에서 물의 염도는 더 낮습니다 , 찬 해류가 염수를 덜 가져오는 곳.

아한대 위도에서는 계절에 따른 염분 변화가 발생하는데, 가을에는 얼음이 형성되고 하천 유출 강도가 감소하여 염도가 증가하고, 봄과 여름에는 얼음이 녹고 하천 유출량이 증가하여 염도가 감소합니다. 그린란드와 남극 대륙 주변의 염분은 근처의 빙산과 빙하가 녹아 여름 동안 감소합니다.

모든 바다 중 가장 염도가 높은 것은 대서양이며, 북극해의 물은 염도가 가장 낮습니다(특히 아시아 연안, 시베리아 강 입구 근처 - 10% 미만).

바다의 일부인 바다와 만 중에서 최대 염도는 사막으로 제한된 지역에서 관찰됩니다(예: 홍해 - 42% c, 페르시아만 - 39% c).

밀도, 전기 전도도, 얼음 형성 및 기타 많은 특성은 물의 염도에 따라 다릅니다.

해수의 가스 조성

다양한 염 외에도 세계 해양의 물에는 질소, 산소, 이산화탄소, 황화수소 등 다양한 가스가 용해됩니다. 대기에서와 같이 산소와 질소는 해수에서 우세하지만 비율은 약간 다릅니다(예: 예를 들어, 바다의 총 자유 산소량은 7480억 톤으로 대기보다 158배 적습니다. 가스가 물에서 비교적 작은 위치를 차지한다는 사실에도 불구하고 이것은 유기체와 다양한 생물학적 과정에 영향을 미치기에 충분합니다.

가스의 양은 물의 온도와 염도에 의해 결정됩니다. 온도와 염도가 높을수록 가스의 용해도가 낮아지고 물에 함유된 가스의 함량이 낮아집니다.

따라서 예를 들어 25 ° C에서 최대 4.9 cm / l의 산소와 9.1 cm 3 / l의 질소가 각각 5 ° C - 7.1 및 12.7 cm 3 / l에서 물에 녹을 수 있습니다. 두 가지 중요한 결과는 다음과 같습니다. 1) 해양 표층수의 산소 함량은 저위도(아열대 및 열대)보다 온대 및 특히 극지방에서 훨씬 높으며, 이는 유기체의 발달에 영향을 미칩니다. 첫 번째 물과 두 번째 물의 상대적 빈곤; 2) 같은 위도에서 바닷물의 산소 함량은 여름보다 겨울에 더 높습니다.

온도 변동과 관련된 물의 가스 조성의 일일 변화는 작습니다.

해수에 산소가 존재하면 그 안의 유기 생물의 발달과 유기 및 광물 제품의 산화에 기여합니다. 해수의 주요 산소 공급원은 "지구의 폐"라고 불리는 식물성 플랑크톤입니다. 산소는 주로 해수의 상층에서 동식물의 호흡과 각종 물질의 산화에 소비된다. 수심 600~2000m 사이에 층이 있다. 산소 최소.소량의 산소가 높은 함량의 이산화탄소와 결합됩니다. 그 이유는 위에서 오는 유기 물질의 대부분이 이 수층에서 분해되고 생체 탄산염이 집중적으로 용해되기 때문입니다. 두 과정 모두 유리 산소가 필요합니다.

해수에 있는 질소의 양은 대기보다 훨씬 적습니다. 이 가스는 주로 유기물이 분해될 때 공기 중에서 물로 들어가지만 해양 생물의 호흡과 분해 과정에서도 생성됩니다.

깊은 고인 유역의 수주에서는 유기체의 중요한 활동의 ​​결과로 유독하고 물의 생물학적 생산성을 억제하는 황화수소가 형성됩니다.

해수의 열용량

물은 자연에서 가장 열 집약적인 물체 중 하나입니다. 해양의 10미터 층의 열용량은 전체 대기의 열용량의 4배이며, 1cm의 물층은 표면으로 들어오는 태양열의 94%를 흡수합니다(그림 2). 이러한 상황으로 인해 바다는 천천히 데워지고 천천히 열을 방출합니다. 높은 열용량으로 인해 모든 수역은 강력한 축열기입니다. 냉각되면 물은 점차적으로 열을 대기로 방출합니다. 따라서 World Ocean은 기능을 수행합니다. 온도 조절기우리의 행성.

쌀. 2. 온도에 따른 물의 열용량 의존성

얼음과 특히 눈은 열전도율이 가장 낮습니다. 결과적으로 얼음은 저수지 표면의 물을 저체온증으로부터 보호하고 눈은 토양과 겨울 작물이 얼지 않도록 보호합니다.

증발열물 - 597 cal / g, 녹는 열 - 79.4 cal / g - 이러한 특성은 살아있는 유기체에 매우 중요합니다.

바다 수온

바다의 열 상태를 나타내는 지표는 온도입니다.

해수의 평균 온도- 4 °C

해양의 표층이 지구의 온도 조절기의 기능을 수행한다는 사실에도 불구하고 해수의 온도는 열 균형(열의 유입 및 유출)에 따라 달라집니다. 입력 열은 로 구성되고 유속은 물 증발 비용과 대기와의 난류 열 교환 비용으로 구성됩니다. 난류 열전달에 소비되는 열의 비율은 크지 않음에도 불구하고 그 중요성은 엄청납니다. 열의 행성 재분배가 대기를 통해 일어나는 것은 그것의 도움으로 이루어집니다.

표면에서 해수의 온도는 -2 ° C (동결 온도)에서 외양의 29 ° C (페르시아 만의 35.6 ° C)입니다. 세계 해양 표층수의 연평균 온도는 17.4°C이며, 북반구는 남반구보다 약 3°C 높습니다. 북반구의 표층 해수 온도는 8월이 가장 높고 2월이 가장 낮습니다. 남반구에서는 그 반대가 사실입니다.

대기와 열적 관계가 있기 때문에 지표수의 온도는 기온과 마찬가지로 해당 지역의 위도에 따라 달라집니다. 즉, 구역법이 적용됩니다(표 2). 구역 설정은 적도에서 극으로 수온이 점진적으로 감소하는 것으로 표현됩니다.

열대 및 온대 위도에서 수온은 주로 해류에 따라 달라집니다. 따라서 서쪽 바다의 열대 위도에서는 난류로 인해 온도가 동쪽보다 5-7 ° C 높습니다. 그러나 북반구는 바다 동쪽의 난류로 인해 일년 내내 기온이 양의 온도를 유지하고 서쪽은 한류로 인해 겨울에 물이 얼게됩니다. 고위도에서 극지의 온도는 약 0°C이고, 얼음 아래 있는 극지의 온도는 약 -1.5(-1.7)°C입니다. 여기서 수온은 주로 얼음 현상의 영향을 받습니다. 가을에는 열을 방출하여 공기와 물의 온도를 낮추고 봄에는 열을 녹이는 데 사용합니다.

표 2. 해양 표층수의 연평균 온도

	연평균 기온 "C			평균 연간 기온, °С
	북반구	남반구		북반구	남반구

모든 바다 중에서 가장 추운- 북극, 가장 따뜻한- 태평양은 주요 지역이 적도-열대 위도에 위치하기 때문에(수면의 연간 평균 온도는 -19.1°C임).

해수의 온도에 대한 중요한 영향은 세계 해양의 상층을 가열하는 태양열이 그것에 의존하기 때문에 연중 시간뿐만 아니라 주변 지역의 기후에 의해 가해집니다. 북반구에서 가장 높은 수온은 8월에 관찰되고 가장 낮은 수온은 2월에, 남반구는 그 반대입니다. 모든 위도에서 해수 온도의 일일 변동은 약 1 °C이며 연간 온도 변동의 가장 큰 값은 8-10 °C의 아열대 위도에서 관찰됩니다.

바닷물의 온도도 깊이에 따라 변합니다. 그것은 감소하고 이미 5.0 °C 미만의 거의 모든 곳에서(평균적으로) 1000 m 깊이에 있습니다. 2000m 깊이에서 수온은 낮아지고 2.0-3.0 ° C로 떨어지고 극지방에서는 0도보다 10분의 1도 높으며 그 후에는 매우 천천히 떨어지거나 약간 상승합니다. 예를 들어, 깊은 곳에서 최대 250-300 °C의 온도를 가진 고압의 지하 온수의 강력한 배출구가 있는 바다의 열곡대. 일반적으로 세계 해양에서는 두 가지 주요 물층이 수직으로 구분됩니다. 따뜻한 표면그리고 강력한 감기바닥까지 확장. 그들 사이에는 과도기적 온도 점프 층,또는 메인 열 클립, 온도의 급격한 감소가 내부에서 발생합니다.

해양 수온의 수직 분포에 대한 이 그림은 300-800m 깊이에 온대 위도에서 온 더 따뜻하고 염도가 높은 물 층이 있는 고위도에서 방해를 받습니다(표 3).

표 3. 해수 온도의 평균값, °C

	깊이, m
매우 무더운
열렬한
극선

온도 변화에 따른 물의 부피 변화

얼 때 물의 양이 갑자기 증가물의 독특한 성질이다. 온도가 급격히 감소하고 0 표시를 통한 전환으로 얼음 양이 급격히 증가합니다. 부피가 증가함에 따라 얼음은 가벼워지고 표면으로 뜨게 되어 밀도가 낮아집니다. 얼음은 열전도율이 낮기 때문에 깊은 물층이 얼지 않도록 보호합니다. 얼음의 부피는 초기 물의 부피에 비해 10% 이상 증가합니다. 가열되면 팽창의 반대인 압축 과정이 발생합니다.

물의 밀도

온도와 염도는 물의 밀도를 결정하는 주요 요소입니다.

해수의 경우 온도가 낮을수록 염도가 높을수록 물의 밀도가 높아집니다(그림 3). 따라서 염도 35 % o 및 온도 0 ° C에서 해수의 밀도는 1.02813 g / cm 3입니다 (해수의 각 입방 미터의 질량은 해당 부피의 증류수보다 28.13 kg 더 큽니다. ). 밀도가 가장 높은 해수의 온도는 담수에서와 같이 +4 °C가 아니라 음수입니다(염도 30%에서 -2.47 °C, 염도 35%에서 -3.52 °C).

쌀. 3. 해수의 밀도와 염도 및 온도의 관계

염분의 증가로 인해 물의 밀도는 적도에서 열대로 증가하고 온도가 감소한 결과 온대 위도에서 북극권으로 증가합니다. 겨울에는 극지방의 물이 가라앉아 바닥층에서 적도 쪽으로 이동하므로 세계양의 심해는 일반적으로 차가우나 산소가 풍부합니다.

압력에 대한 물 밀도의 의존도 또한 밝혀졌습니다(그림 4).

쌀. 4. 다양한 온도에서 압력에 대한 해수 밀도(A "= 35% o)의 의존성

스스로 정화하는 물의 능력

이것은 물의 중요한 속성입니다. 증발 과정에서 물은 토양을 통과하여 차례로 자연 필터입니다. 그러나 오염 한도를 위반하면 자체 청소 프로세스가 위반됩니다.

색상 및 투명도햇빛의 반사, 흡수 및 산란뿐만 아니라 유기 및 광물 기원의 부유 입자의 존재에 의존합니다. 열린 부분에서 바다의 색은 파란색이며 해안 근처에는 서스펜션이 많이 있으며 녹색, 노란색, 갈색입니다.

바다의 열린 부분에서 물 투명도는 해안 근처보다 높습니다. Sargasso Sea의 물 투명도는 최대 67m이며 플랑크톤이 발생하는 동안 투명도가 감소합니다.

바다에서는 다음과 같은 현상이 바다의 빛(생물 발광). 해수에 빛나는주로 원생동물(야간 조명 등), 박테리아, 해파리, 벌레, 물고기와 같이 인을 함유한 살아있는 유기체. 아마도 그 빛은 포식자를 겁주게 하거나 음식을 찾거나 어둠 속에서 이성을 유인하는 역할을 하는 것 같습니다. 빛은 어선이 바닷물에서 물고기 떼를 찾는 데 도움이 됩니다.

소리 전도율 -물의 음향 특성. 바다에서 발견 소리 확산 광산그리고 수중 "사운드 채널",음파 초전도성을 가지고 있다. 소리확산층은 밤에 상승하고 낮에 하강합니다. 잠수함 엔진 소음을 줄이기 위해 잠수함이 사용하고 어선에서 물고기 무리를 감지하는 데 사용됩니다. "소리
신호"는 음향 신호의 초장거리 전송을 위한 수중 항법에서 쓰나미 파도의 단기 예측에 사용됩니다.

전기 전도도바닷물은 높기 때문에 염분과 온도에 정비례합니다.

자연 방사능바닷물은 작다. 그러나 많은 동식물은 방사성 동위원소를 농축할 수 있는 능력이 있으므로 어획된 해산물은 방사능 검사를 받습니다.

유동성액체 물의 특성입니다. 중력의 영향, 바람의 영향, 달과 태양의 인력 및 기타 요인의 영향으로 물은 움직입니다. 움직일 때 물이 혼합되어 염도, 화학 성분 및 온도가 다른 물을 고르게 분포시킬 수 있습니다.

물리 화학적 특성.해양수는 중량비로 96.5%의 순수한 물이며 나머지는 용해된 염, 가스 및 부유 불용성 입자입니다. 바다의 물에서는 44개의 화학 원소가 용해된 상태로 발견되었습니다. 백분율로, 다양한 용해 염의 비율은 염화물 88.7, 황산염 10.7, 탄산염 0.3, 기타 0.2의 양을 설명합니다. 대부분의 소금 함량염화나트륨), 이것이 바닷물 맛이 짠 이유입니다. 마그네슘 염(마그네슘 2 , 마그네슘 4 ) 쓴맛을 낸다. 바다의 소금 성분의 불변성은 특징적입니다. 그 이유 중 하나는 물의 지속적인 혼합입니다. 대양의 물은 초기 염분으로 지구의 창자에서 나왔습니다.

세계 해양의 평균 염도는 35 ° / 00입니다. 염분의 변화는 주로 담수의 균형 변화와 관련된 염분 균형의 변화로 인해 발생합니다.

염분 변화는 약 1500 깊이까지 잘 나타납니다. 중.더 깊은 곳에서 세계 해양의 염도는 34.7%에서 34.9%로 거의 변하지 않습니다.

바다 표면에 있는 물의 염도는 대양의 열린 부분에 있는 물의 염도와 매우 다를 수 있습니다. 바다의 염도가 인접한 바다의 염도보다 낮으면 밀도가 더 높은 바닷물이 바다로 침투하여 가라앉아 깊이를 채웁니다. 바다가 바다의 이웃 부분보다 염도가 높으면 물은 바닥을 따라 바다쪽으로, 표면을 따라 바다쪽으로 이동합니다.

가스는 해수에 용해됩니다. 산소, 질소, 이산화탄소, 황화수소, 암모니아 및 메탄이 우세합니다. 가스는 수중 분출 동안 수중의 화학적 및 생물학적 과정 동안 대기에서 물에 들어갑니다.

바다 표면의 물 밀도는 0.996에서 1.083까지 다양합니다. 염분이 증가하고 수온이 감소함에 따라 밀도가 증가합니다. 물의 밀도는 깊이에 따라 증가합니다. 10마다 중수심 압력이 1 증가합니다. ATM.수심 10,000에서의 압력 중 1119와 같음ATM.

열 체제.바다가 받는 주요 열원은 태양 복사입니다. 또한 해양은 대기의 장파복사 흡수, 수분 응결 및 얼음 형성, 화학적 및 생물학적 과정에서 방출되는 열로 인해 열을 받습니다. 바다는 강수, 강물, 물과 접촉하는 공기 및 난류로 인해 발생하는 열을 받습니다. 해양 심층부의 온도는 지구의 내부 열과 가라앉는 물의 단열 가열에 의해 영향을 받습니다.

바다는 주로 표면에서 물의 증발, 인접한 공기층 가열, 강과 해류의 찬물 가열, 얼음 녹이기 및 기타 과정을 위해 열을 소비합니다.

해수면의 수온의 주간 진폭은 수면 위의 기온의 주간 진폭보다 훨씬 작습니다. 낮 동안 열은 태양 복사로 인해 발생하지만 수분 증발 증가로 인해 소모되기도 합니다. 밤에 물은 대기 중으로 열을 방출하고 물의 냉각 표면에 수분이 응결될 때 열을 받습니다. 물의 높은 열용량으로 인해 온도 변동도 완화됩니다. 해수면의 일일 수온 진폭은 평균 0.5°를 초과하지 않습니다.

해수면의 연간 수온 진폭은 일일 진폭보다 큽니다. 그것들은 복사 균형의 연간 과정, 해류, 우세한 바람 및 위도에 따라 달라집니다. 저위도에서는 1°, 고위도에서는 2°입니다.

가장 높은 연평균 수온(27-28°)은 적도 위도에서 관찰됩니다. 열대 위도에서는 같은 위도에서 해류의 작용으로 서해안 근처 해수면의 수온이 동해안보다 높습니다. 이것은 동쪽 해안에서 물을 멀리 몰아내는 무역풍에 의해 촉진됩니다. 유출된 물 대신에 아래에 있는 더 차가운 층이 상승합니다. 북반구의 온대 위도에서는 동쪽 해안 근처의 해류로 인해 수온이 서쪽보다 높습니다. 남반구에서는 40° 이남의 온도 분포가 위도에 거의 영향을 받지 않습니다. 극지방에서는 수온이 0 °, 심지어 -2 °까지 떨어집니다.

바다의 온도는 깊이에 따라 감소하는 경향이 있습니다. 상당한 온도 변화는 해양의 상층에서만 발생합니다(200-1000 중).깊은 곳에서 온도는 + 2 ~ -1 °입니다.

육지의 영향을받는 해수면의 온도, 해양과의 물 교환, 강물의 유입 및 기타 원인은 동일한 위도에서 해양의 온도와 크게 다를 수 있습니다. 최고 온도 (최대 + 36 °)는 열대 바다 표면에 있습니다. 깊이에 따른 온도의 변화는 주로 해양의 이웃 지역과의 물 교환에 달려 있습니다.

얼음 정권. 바다에서 물의 어는점은 염분에 따라 다릅니다. 염도가 높을수록 어는점이 낮아집니다.

얼음의 형성은 신선한 결정의 출현으로 시작됩니다.

잔잔한 날씨에 얼음 결정이 쌓이면 얇은 얼음막이 형성됩니다. 살로.해안 근처에서 얼음 조각이 움직이지 않고 붙어있는 것처럼 보입니다. 저장.차츰차츰 자라는 자베레기는 육지의 얼음.수면의 잔잔한 상태에서 지방이 얼면 투명하고 얇은 얼음이 나타납니다. 흥분하는 동안 별도의 얼음 디스크가 나타납니다- 팬케이크 얼음.팬케이크 얼음이 얼면 연속적인 얼음 덮개가 형성됩니다.

북반구의 고위도에서는 겨울에 형성된 얼음이 여름에 녹을 시간이 없으므로 1년에서 다년까지 다양한 연령의 얼음이 있습니다. 첫해 얼음 두께 1-2.5 중,다년생 3 중그리고 더. 북극해의 중앙 부분을 차지하는 다년생 두꺼운 떠 다니는 얼음은 얼음 팩.그들은 전체 해양 얼음 면적의 70-80%를 차지합니다.

평평한 얼음의 공간은 균열에 의해 교차됩니다. 압축되면 얼음이 균열을 따라 부서지고 빙원은 가장자리에 서서 얼어 붙습니다. 험먹.유빙이 부숴지면 광활한 빙원(최대 10 km직경), 굵은 얼음(20-100) 중)잘게 부서진 얼음 (20 미만중).

기원에 따라 바다 얼음 외에도 바다와 바다에는 육지에서 이동한 강과 대륙 얼음이 있습니다. 대륙 얼음 조각이 떠 있는 얼음 산을 형성합니다 - 빙산.그들은 남극 대륙에서 특히 흔합니다.

얼음이 녹는 것은 오염된 지역(보통 해안)에서 시작됩니다. 얼음이 녹으면서 호수가 형성됩니다. 해안 스트립에는 연속적인 맑은 물 스트립이 있습니다. 물 은행,점차적으로 폴리냐.파도와 해류의 영향으로 녹는 얼음은 별도의 빙원으로 나뉩니다. 빙원은 부서지고 얼음 죽으로 변하고 마침내 얼음이 결정으로 부서집니다.

얼음은 세계 바다의 약 15%를 덮고 있습니다. 얼음 위치의 경계는 상당한 계절적 변화를 경험합니다. 북극해 중부 분지의 단단한 얼음 지역의 남쪽인 북극에는 고체가 아닌 떠다니는 얼음 지역이 있다. 떠 다니는 얼음은 베링 해와 오호츠크 해, 허드슨 만, 그린란드 주변 스트립과 래브라도 반도 연안에서도 발견됩니다. 겨울의 남극에서는 얼음이 본토를 둘러싸고 조밀하고 넓은 고리를 형성합니다. 여름에는 얼음이 빨리 부서지고 얼음이 북쪽으로 운반됩니다. 남반구의 떠 다니는 얼음의 경계는 50-60 ° S에 이릅니다. 쉿. 빙산은 떠다니는 얼음의 분포를 훨씬 뛰어넘습니다. 그들은 주로 남극 대륙, 그린란드 및 캐나다 북극 군도의 섬 근처에서 형성됩니다. 물의 큰 덩어리와 깊은 퇴적물로 인해 빙산이 북반구에서 40-50 ° N에 도달 할 수 있습니다. 위도와 빙산이 더 큰 남쪽 - 30-40 ° S. 쉿. 157까지의 빙산 중최대 직경 170km.

얼음은 기후에 영향을 미칩니다. 얼음 아래의 물은 겨울에는 깊은 냉각으로부터, 여름에는 워밍업으로부터 보호됩니다. 얼음이 형성되는 동안 방출되는 열은 겨울 공기 온도를 완화시킵니다. 녹는 얼음에 의해 흡수된 열은 여름 온도를 낮춥니다.

- 원천-

보고몰로프, LA 일반 지리 / L.A. 보고몰로프 [및 db.]. – M.: Nedra, 1971.- 232 p.

게시물 조회수: 322

세계 해양은 수권의 주요 부분 - 지구의 물 껍질입니다. 물은 지구 표면의 70.8%인 3억 6,100만 km2를 덮고 있으며, 이는 육지 면적(1억 4,900만 km2 또는 29.2%)의 거의 2.5배입니다. 이러한 육지와 바다의 지구적 비율의 가장 중요한 결과는 지구의 물과 열 균형에 대한 세계 해양의 영향입니다. 해수면에 흡수된 태양복사량의 약 10%는 지표수층과 하부 대기 사이의 난류 열 교환 및 가열에 사용됩니다. 나머지 90%의 열은 증발에 사용됩니다. 해수면으로부터의 증발은 전지구 수문 순환의 주요 물 공급원이자 지구의 전지구 열 균형의 중요한 구성 요소인 물 증발의 높은 잠열의 결과입니다. 세계양의 수역은 대서양, 태평양, 인도양, 북극 및 남극해, 주변해(바렌츠, 베링, 오호츠크, 일본, 카리브해 등), 내해(지중해, 흑해, 발트해)로 구성됩니다. 세계양과 연결되지 않은 카스피해와 아랄해호는 크기 때문에 조건부로 바다라고 불린다. 현재 이들은 내부 폐쇄 수역이며 제4기에는 세계양과 연결되었습니다.

세계 해양에는 최소한 14억 km3의 물이 집중되어 있으며, 이는 수권 부피의 약 94%입니다. 이 거대한 물 덩어리는 끊임없이 움직입니다. 세계해양에서 일어나는 지질학적 과정은 다양하고 상호 연관된 현상이다. 다음 프로세스로 구성됩니다.

파괴 또는 마모(라틴어 "abrado"에서 - 나는 면도하다, 긁어내다), 해안과 얕은 물의 일부를 구성하는 암석 덩어리;

토지에서 가져온 파기물의 이송 및 분류

다양한 강수의 축적 또는 축적. 오랫동안 세계 대양의 바닥과 그 퇴적물은 탐험되지 않은 채 남아 있었습니다. 20세기 중반부터 세계 대양에 대한 표적 연구는 특별히 제작된 연구 선박으로 시작되었습니다. 처음에는 선박에 설치된 다양한 지구 물리학 도구를 사용하여 세계 해양의 바닥을 연구했으며 암석 샘플은 특수 트롤 - 준설선으로 전달되었습니다. 이러한 작업의 결과 세계해저의 지형에 대한 독특한 정보를 얻을 수 있었다.

바다와 대양의 물의 물리화학적 성질

물의 염분과 화학 성분.해수에는 많은 물질이 용해된 상태입니다. 해수에 용해된 염의 총 함량을 염도(5)라고 하며 ppm(% o)으로 표시됩니다. 해수의 평균 염도는 약 35% o의 값을 취합니다. 이것은 1리터의 물에 약 35g의 용해된 염(해수의 평균 염도)이 포함되어 있음을 의미합니다. 세계 해양 표층수의 염도는 32-37% c이며 이러한 변동은 물의 증발에 직접적인 영향을 미치는 기후 구역 설정과 관련이 있습니다. 증발이 우세한 건조 지역에서는 염분이 증가하고 습한 지역과 큰 강이 배수되는 곳에서는 염분이 감소합니다. 염분은 내륙 바다에서 크게 다릅니다. 지중해에서는 35-39%o, 홍해에서는 41-43%o로 증가하고 습한 지역에 위치한 바다는 주로 담수의 대량 유입으로 인해 염도가 감소합니다. 흑해에서는 18~22%, 카스피해에서는 12~15%, 아조프에서는 12%, 발트해에서는 0.3~6%입니다. 이러한 발트해의 낮은 염분은 다량의 하천 유출로 인한 것입니다. 결국 라인강, 비스툴라강, 네바강, 네만강과 같은 만유강은 물을 이 바다로 운반합니다.카스피해.

바다와 바다의 물에는 D.I. Mendeleev 주기율표의 거의 모든 화학 원소가 존재합니다. 일부의 함량은 너무 높아 바다와 바닷물의 염도를 결정하는 비율이 다른 반면, 일부의 수는 1/1000, 100000%입니다. 양이온과 음이온을 비교할 때 바닷물의 염 조성은 염화물(89.1%)이 우세하고 황산염(10.1%)이 2위, 탄산염(0.56%), 브롬화물(0.3%)이 그 뒤를 잇는 것으로 나타났다.

가스 모드. 세계 대양의 물에는 다양한 가스가 용해 된 상태이지만 주요 가스는 산소, 이산화탄소 및 일부 지역에서는 황화수소입니다. 산소는 대기와 식물성 플랑크톤 광합성을 통해 직접 바닷물로 들어갑니다. 가스 재분배의 주요 역할은 전 지구 해양 순환에 의해 수행됩니다. 덕분에 산소가 풍부한 냉수가 고위도에서 적도로, 지표수가 바닥으로 흐르게 됩니다.

이산화탄소는 부분적으로 해수에 용해되고 부분적으로는 중탄산염 Ca(HCO3) 또는 탄산염(CaCO3)의 형태로 화학적으로 결합됩니다. 해수에서 CO2의 용해도는 해수 온도에 따라 달라지며 감소함에 따라 증가합니다. 따라서 북극과 남극의 찬 물은 저위도의 물보다 더 많은 이산화탄소를 함유하고 있습니다. 상당한 양의 CO2가 4000m 이하 깊이의 거의 바닥에 있는 냉수에서 관찰되며, 이는 표면에서 바닥으로 가라앉는 죽은 유기체의 탄산염 껍질의 용해에 영향을 미칩니다.

일부 해양 분지에서 비정상적인 가스 체제가 관찰됩니다. N. M. Strakhov에 따르면, 150-170m 깊이의 물은 산소가 크게 고갈되고 많은 양의 황화수소를 포함하는 흑해가 전형적인 예입니다. 그 양은 바닥 층에서 크게 증가합니다. 황화수소는 황산염을 바닷물에서 황화수소로 환원시키는 황산염 함유 박테리아의 중요한 활동으로 인해 형성됩니다. 황화수소 오염은 흑해와 지중해 해역 사이의 자유 물 교환 위반으로 인해 발생합니다. 흑해에는 염분에 의한 물의 성층이 있습니다. 상부에는 염수(17-18%o)가 있고 아래는 염수(20-22%o)가 있습니다. 이것은 수직 순환을 배제하고 가스 체제를 위반한 다음 황화수소를 축적합니다. 더 깊은 층의 산소 부족은 회복 과정의 발전에 기여합니다. 흑해 바닥 부분의 황화수소 오염은 5~6 cm3/l에 이릅니다. 흑해 외에도 일부 노르웨이 피오르드에서 황화수소 오염이 발견되었습니다.

해수 온도. 세계 해양의 표층의 온도 분포는 기후 구역과 밀접한 관련이 있습니다. 고위도의 평균 연간 기온은 0 - 2 ° C이며 적도 위도에서는 약 28 ° C의 최대 값에 도달합니다. 온대 위도에서 수온은 5 ~ 20 °C 범위의 상당한 계절적 변동을 경험합니다. 수온은 깊이에 따라 변하는데, 상당한 깊이의 바닥 근처 부분에서는 2-3 °C에 불과합니다. 극지방에서는 -1.0 -1.8 °C 정도의 음수 값으로 떨어집니다.

고온수의 상층에서 저온의 하층으로의 전이는 수온약층(thermocline)이라는 비교적 얇은 층에서 발생합니다. 이 층은 8-10° 등온선과 일치하며 열대에서는 300-400m, 아열대에서는 500-1000m 깊이에 위치합니다. 온도 분포의 일반적인 패턴은 표면의 온난 및 한랭 해류와 해저 해류에 의해 위반됩니다.

압력과 밀도. 해양 및 바다의 정수압은 수주의 질량에 해당하며 깊이에 따라 증가하여 바다 깊은 곳에서 최대값에 도달합니다. 해수의 평균 밀도는 약 1.025g/cm3입니다. 차가운 극지 해역에서는 1.028로 증가하고 따뜻한 열대 해역에서는 1.022g/cm3로 감소합니다. 이러한 모든 변동은 세계 해양의 염분과 온도의 변화로 인한 것입니다.

구호 요소.

해저의 구호에는 네 가지 주요 단계가 있습니다: 대륙붕(붕), 대륙 사면, 해저 및 깊은 수저 움푹 들어간 곳. 해저 내에서 가장 큰 수심 차이와 웅대한 산구조가 관찰된다. 따라서 해양 분지, 중앙 해령 및 해양 융기가 해저 내에서 구별되기 시작했습니다.

선반(본토)- 본토와 경계를 이루고 있는 얕은 해양 테라스. 본질적으로 선반은 고대 땅의 물에 잠긴 표면입니다. 이것은 범람된 강 계곡, 제4기 빙하 및 고대 해안선의 흔적이 있는 평평한 기복이 특징인 대륙 지각의 영역입니다.

선반의 바깥 쪽 경계는 가장자리입니다. 바닥의 날카로운 굴곡이 있고 그 너머로 대륙 경사가 시작됩니다. 선반 마루의 평균 깊이는 133m이지만 특정한 경우에는 수십에서 수천 미터까지 다양할 수 있습니다. 따라서 "대륙의 얕은"이라는 용어는 바닥의이 요소 (더 나은 선반)의 이름에 적합하지 않습니다. 선반 너비는 0(아프리카 해안)에서 수천 킬로미터(아시아 해안)까지 다양합니다. 일반적으로 선반은 세계 대양 면적의 약 7 %를 차지합니다.

대륙사면- 선반 가장자리에서 대륙 기슭까지의 면적. 대륙 사면의 평균 경사각은 약 6°이지만, 종종 사면의 급경사는 20-30°까지 증가할 수 있습니다. 급격한 하락으로 인한 대륙 사면의 너비는 일반적으로 약 100km로 작습니다. 대륙사면의 가장 특징적인 지형은 수중협곡이다. 그들의 꼭대기는 종종 선반의 가장자리를 자르고 입은 본토의 기슭에 도달합니다.

본토의 발- 대륙 지각 내에 위치한 바닥 릴리프의 세 번째 요소. 대륙 기슭은 3-5km 두께의 퇴적암으로 형성된 광활한 경사 평야입니다. 이 구릉 평원의 너비는 수백 킬로미터에 달할 수 있으며 그 지역은 대륙붕과 대륙사면에 가깝습니다.

오션베드- 세계 해양 전체 면적의 2/3 이상을 차지하는 해저의 가장 깊은 부분. 해저의 우세한 깊이는 4~6km이며 바닥 기복이 가장 잔잔합니다. 주요 요소는 해양 분지, 중앙 해령 및 해양 융기입니다.

해양 분지- 깊이가 약 5km인 해저의 광범위하고 완만한 움푹 들어간 곳. 분지의 바닥은 평평하거나 약간 구릉지이며 일반적으로 심해(깊은 물) 평야라고 합니다. 심연 평야의 평평한 표면은 육지에서 가져온 퇴적 물질이 축적되어 있기 때문입니다. 가장 넓은 평야는 해저의 심해 지역에 있습니다. 일반적으로 심해 평원은 해저의 약 8%를 차지합니다.

중앙해령- 지각의 신형성이 일어나는 가장 구조적으로 활동적인 지역. 그것들은 전적으로 지구의 창자에서 단층을 따라 들어간 결과 형성된 현무암 암석으로 구성됩니다. 이것은 중앙 해령을 구성하는 지각의 특이성과 특별한 균열 유형으로의 분리로 이어졌습니다.

바다가 솟아오른다- 중앙 해령과 관련이 없는 해저의 큰 긍정적인 지형. 그들은 지각의 해양 유형 내에 위치하며 큰 수평 및 상당한 수직 치수로 구별됩니다.

바다 깊은 곳에서는 능선을 형성하지 않는 고립된 산들이 많이 발견되었습니다. 그들의 기원은 화산입니다. 꼭대기가 평평한 플랫폼인 해산을 기요트(guyot)라고 합니다.

심해 해구(물통)) - 6000m를 초과하는 세계 해양의 가장 깊은 영역으로 측면이 매우 가파르고 강수가 덮이면 바닥이 평평해질 수 있습니다. 가장 깊은 해구는 태평양에 있습니다.

해구의 기원은 새로운 해저 형성과 판의 퍼짐 동안 암석권 판이 연약권으로 침강하는 것과 관련이 있습니다. 거터에는 상당한 수평 치수가 있습니다. 현재까지 세계양(태평양 - 25, 대서양 - 7, 인도 - 9)에서 41개의 해구가 발견되었습니다.

염분. 해양수는 중량의 96.5%가 순수한 물과 4% 미만의 용해된 염, 가스 및 부유 불용성 입자로 구성됩니다. 비교적 적은 양의 다양한 물질이 존재하기 때문에 다른 자연수와 크게 다릅니다.
총 44개의 화학 원소가 용해된 상태의 해수에서 발견되었습니다. 자연적으로 발생하는 모든 물질이 그 안에 녹아 있다고 가정하지만 무시할 수 있는 양으로 인해 감지할 수 없습니다. 해수의 염도를 구성하는 주요 성분(Cl, Na, Mg, Ca, K 등)과 무시할 수 있는 양으로 포함된 미량 성분(금, 은, 구리, 인, 요오드 등)을 구별합니다.
바닷물의 놀라운 특징은 염분 조성이 일정하다는 것입니다. 그 이유는 바다의 물이 계속해서 섞이기 때문일 수 있습니다. 그러나 이 설명이 완전한 것으로 간주될 수는 없습니다.
세계 대양의 물에 포함된 소금의 총량은 48*10x15톤으로, 이 소금의 양은 지구 전체 표면을 45m의 층으로 덮고 육지 표면을 153m의 층으로 덮기에 충분합니다. .
은 함량이 매우 낮기 때문에(1m3당 0.3mg), 바다의 총량은 전체 역사적 기간 동안 사람들이 채굴한 은의 양보다 20,000배 더 많습니다. 금은 해수에 1m3당 0.006mg이 함유되어 있으며 그 총량은 100억 톤에 이릅니다.
염분의 조성에 따라 해수는 하천수와 크게 다르다(표 19).

바닷물에서는 무엇보다 (물 1리터에 27g) 일반 식염(NaCl)이므로 바다의 물은 짠맛이 납니다. 마그네슘 염(MgCl2, MgSO4)은 쓴맛을 줍니다.
강은 계속해서 바다로 소금을 운반하기 때문에 대양의 물과 강의 물의 염분 비율의 상당한 차이는 놀랍지 않을 수 없습니다.
지구 내부에서 방출되는 바닷물의 염분 조성은 그 기원과 관련이 있다고 가정합니다. 바닷물은 초기 염분으로 이미 눈에 띄었습니다. 미래에는 특정 소금 조성이 균형을 이루었습니다. 강에서 운반하는 소금의 양은 소비량과 어느 정도 균형을 이룹니다. 염분 섭취, 철-망간 결절 형성, 바람에 의한 염분 제거, 그리고 물론 해양 물에서 염분(주로 칼슘 염)을 추출하여 골격과 조개 껍질을 만드는 유기체의 활동 중요하다. 죽은 유기체의 골격과 껍질은 부분적으로 물에 용해되고 부분적으로 바닥 퇴적물을 형성하여 물질의 순환에서 벗어납니다.
바다에 사는 식물과 동물은 인간이 아직 감지하지 못한 물질을 포함하여 물에서 발견되는 다양한 물질을 체내에서 흡수하고 농축합니다. 칼슘과 규소는 특히 활발하게 흡수됩니다. 조류는 매년 수십억 톤의 탄소를 고정하고 수십억 톤의 산소를 방출합니다. 물은 호흡하는 동안 물고기의 아가미를 통과하고, 많은 동물이 음식을 걸러내고, 위장관을 통해 많은 양의 물을 통과시키고, 모든 동물은 음식과 함께 물을 삼킵니다. 바닷물은 어떻게든 동식물의 몸을 통과하며, 이것이 궁극적으로 현대 소금 조성을 결정합니다.
바닷물의 평균 염도는 35‰(물 1리터당 염분 35g)입니다. 염도의 변화는 염분 또는 담수의 균형 변화로 인해 발생합니다.
염류는 육지에서 흘러나오는 물과 함께 바다로 들어가고, 바다의 이웃 지역과 물이 교환되는 과정에서 반입 및 운반되고, 물에서 일어나는 다양한 과정의 결과로 방출되거나 소비됩니다. 육지에서 바다로 염분의 지속적인 공급은 바닷물의 염도를 점진적으로 증가시키는 원인이 되었을 것입니다. 이것이 실제로 일어나고 있다면 그것은 너무 느려서 오늘날까지 발견되지 않은 채로 남아 있습니다.
바닷물의 염도 차이의 주요 원인은 담수의 균형 변화입니다. 대양 표면의 강수, 육지로부터의 유출수, 녹는 얼음은 염도를 감소시킵니다. 반대로 증발, 얼음 형성은 그것을 증가시킵니다. 육지에서 유입되는 물은 해안 근처, 특히 강의 합류점 근처에서 염도에 눈에 띄게 영향을 미칩니다.
열린 부분에서 해양 표면의 염분은 주로 강수량과 증발의 비율(즉, 기후 조건)에 의존하기 때문에 위도 지역은 분포에서 발견됩니다. 이것은 지도에서 명확하게 볼 수 있습니다. 이소염- 염도가 같은 지점을 연결하는 선. 적도 위도에서는 강수량이 증발보다 더 많기 때문에 물의 표층은 다소 신선합니다(34-35‰). 아열대 및 열대 위도에서 표층의 염도가 증가하고 대양 표면의 최대값에 도달합니다(36-37‰. 이는 증발을 위한 물 소비가 강수에 의해 덮이지 않기 때문입니다. 바다는 수분을 잃고 염분은 남게 된다 열대 위도의 북쪽과 남쪽에서는 바닷물의 염도가 점차적으로 33-32‰로 감소하는데, 이는 증발 감소와 강수량 증가에 의해 결정된다. 바다 표면의 염분 감소 해류는 해양 표면의 염분 분포에서 위도 구역을 위반합니다. 난류는 염분을 증가시키고 차가운 해류는 반대로 낮추십시오.
바다 표면의 평균 염도는 다릅니다. 대서양의 평균 염도가 가장 높고(35.4‰), 북극해가 가장 낮습니다(32‰). 대서양의 염분 증가는 상대적으로 좁은 대륙의 영향으로 설명됩니다. 북극해에서 시베리아 강은 청량 효과가 있습니다(아시아 연안에서 염도는 20‰로 떨어짐).
염분의 변화는 주로 물의 유입과 유출의 균형과 관련이 있기 때문에 혼합층 뿐만 아니라 물을 직접 받아(강수) 방출(증발)하는 표층에서만 잘 표현된다. 혼합은 최대 1500m 두께의 수주를 덮고 더 깊어질수록 세계 해양의 염도는 변하지 않습니다(34.7-34.9‰). 염도 변화의 특성은 표면의 염도를 결정하는 조건에 따라 다릅니다. 해양에는 4가지 유형의 수직 염분 변화가 있습니다. I - 적도, II - 아열대, III - 중온 및 IV - 극,
I. 표층의 물이 맑아지는 적도 위도에서는 염도가 점차 증가하여 수심 100m에서 최대에 도달하며, 더 많은 염수는 대양의 열대 부분에서 적도로 유입됩니다. 100m 이하에서는 염도가 감소하고 1000-1500m 깊이에서는 거의 일정해집니다. Ⅱ. 아열대 위도에서는 염도가 1000m 깊이까지 급격히 감소하고 더 ​​깊어지면 일정합니다. III. 온대 위도에서 염도는 깊이에 따라 거의 변하지 않습니다. IV. 극지방에서는 해수면의 염도가 가장 낮고 수심이 깊어질수록 먼저 급격히 증가하다가 약 200m 수심부터 거의 변하지 않는다.
바다 표면에 있는 물의 염도는 대양의 열린 부분에 있는 물의 염도와 매우 다를 수 있습니다. 또한 주로 담수의 균형에 의해 결정되므로 기후 조건에 따라 달라집니다. 바다는 바다보다 훨씬 더 크게 씻겨진 육지의 영향을 받습니다. 바다가 육지로 깊이 들어갈수록 바다와 덜 연결될수록 염도가 평균 해양 염도와 다릅니다.
극지방과 온대 위도의 바다는 양의 물 균형을 가지므로 표면의 염분은 특히 강의 합류점에서 더 낮습니다. 적은 수의 강이 있는 육지로 둘러싸인 아열대 및 열대 위도의 바다는 염분을 증가시켰습니다. 홍해의 높은 염도(최대 42‰)는 건조하고 더운 기후에서 육지 사이의 위치로 설명됩니다. 해수면의 강수량은 연간 100mm에 불과하고 육지 유출이 없으며 증발은 연간 3000mm에 이릅니다. 바다와의 물 교환은 좁은 Bab-el-Mandeb 해협을 통해 발생합니다.
지중해의 염분 증가(최대 39‰)는 육지 유출과 강수가 증발을 보상하지 못하고 바다와의 물 교환이 어렵다는 사실의 결과입니다. 반대로 흑해(18‰)에서는 증발량이 유출수(연간 유출층은 80cm)에 의해 거의 상쇄되고 강수는 물수지를 양으로 만든다. 마르마라 해와의 자유 물 교환 부족은 흑해의 저염도 보존에 기여합니다.
한편으로는 바다의 영향을 받고 다른 한편으로는 강하게 염분화된 발트해의 영향을 받는 북해에서는 염분이 31에서 35‰로 남동쪽에서 북서쪽으로 증가합니다. 바다와 밀접하게 연결된 바다의 모든 가장자리는 바다와 인접한 바다와 가까운 염도를 가지고 있습니다. 강을 받는 바다의 연안 지역에서는 물이 매우 신선해지며 종종 몇 ppm의 염도를 갖습니다.
바다의 깊이에 따른 염도의 변화는 표면의 염도와 해양(또는 인근 바다)과의 관련 물 교환에 따라 달라집니다.
바다의 염도가 바다(인접해)를 연결하는 해협의 염도보다 낮으면 밀도가 높은 바닷물이 해협을 통해 바다로 침투하여 가라앉아 깊이를 채웁니다. 이 경우 바다의 염도는 깊이에 따라 증가합니다. 바다가 인접한 바다 (바다)보다 염도가 높으면 해협의 물이 바닥을 따라 바다쪽으로, 표면을 따라 바다쪽으로 이동합니다. 표층은 주어진 물리적, 지리적 조건에서 바다의 염도와 온도 특성을 얻습니다. 저층수의 염도는 수온이 가장 낮은 기간 동안 표면의 염도에 해당합니다.
깊이에 따른 염분 변화의 다양한 사례는 지중해, 마르마라 해 및 흑해의 예에서 명확하게 볼 수 있습니다. 지중해는 대서양보다 염도가 높습니다. 지브롤터 해협(깊이 360m)에는 바다에서 바다로 흐르는 깊은 해류가 있습니다. 지중해 물은 임계 값에서 내려와 임계 값 근처의 바다에서 염분 증가 영역을 생성합니다. 해협의 표면에서는 바닷물이 바다로 흘러 들어갑니다. 지중해 해저의 전체 길이에 걸친 염분은 38.6‰이고, 표면의 염도는 동쪽의 39.6‰에서 서쪽의 37‰까지 다양합니다. 따라서 동부에서는 깊이가 깊어질수록 염도가 감소하고 서부에서는 증가합니다.
마르마라 해는 두 개의 바다, 즉 더 짠 지중해와 덜 짠 블랙 사이에 있습니다. 다르다넬스를 관통하는 짠 지중해 물은 바다의 깊이를 채우므로 바닥의 염도는 38‰입니다. 표면을 따라 이동하는 흑해 물은 보스포러스 해협을 통해 마르마라 해로 오고 표층의 물을 최대 25‰까지 신선하게 합니다.
흑해가 많이 신선해졌습니다. 따라서 지중해 기원의 물은 보스포러스 해협의 바닥을 따라 마르마라 해에서 흑해로 침투하여 하강하면서 깊이를 채 웁니다. 흑해의 염도는 수심이 17-16에서 22.3‰로 깊어질수록 증가합니다.
세계 대양의 물에는 가장 귀중한 화학 원료가 엄청나게 많이 포함되어 있으며 그 사용은 여전히 ​​매우 제한적입니다. 동남아시아 국가에서 300만 톤 이상을 포함하여 바다와 바다의 물에서 매년 약 500만 톤의 일반 소금이 추출됩니다. 칼륨과 마그네슘 염은 바닷물에서 추출됩니다. 브롬 가스는 일반 소금과 마그네슘의 추출에서 부산물로 얻습니다.
물에서 매우 적은 양으로 포함된 화학 원소를 추출하기 위해 많은 해양 주민의 놀라운 능력을 사용하여 체내의 특정 원소를 흡수하고 농축할 수 있습니다. 예를 들어 많은 조류의 요오드 농도는 수천 수백 바다의 농도보다 수천 배 더 높습니다. 연체 동물은 구리, aspidia - 아연, radiolarians - 스트론튬, 해파리 - 아연, 주석, 납을 흡수합니다. 푸쿠스와 다시마에는 알루미늄이, 유황세균에는 유황이 많이 함유되어 있다. 특정 유기체를 선택하고 요소를 농축하는 능력을 향상시키면 인공 광물 매장물을 생성할 수 있습니다.
현대 화학은 용액에서 다양한 물질을 흡수하고 표면에 다양한 물질을 보유하는 특성을 갖는 이온 교환기(교환 수지)를 받았습니다. 소량의 이온 교환기로 염수 양동이의 염분을 제거하고 염분을 추출할 수 있습니다. 이온 교환기를 사용하면 풍부한 바다 소금을 사람들이 더 쉽게 사용할 수 있습니다.
바다 물에 있는 가스. 가스는 해수에 용해됩니다. 이들은 주로 산소, 질소, 이산화탄소뿐만 아니라 황화수소, 암모니아, 메탄입니다. 물은 접촉하는 대기의 가스를 용해하고, 화학 및 생물학적 과정에서 가스가 방출되고, 육지로 유입되고, 수중 분출 중에 해수로 들어갑니다. 물에서 기체의 재분배는 물이 교반될 때 발생합니다. 바다는 물의 높은 용해력으로 인해 대기의 화학적 조성에 큰 영향을 미칩니다.
질소바다의 모든 곳에 존재하며 조합이 잘 이루어지지 않고 거의 소비되지 않기 때문에 그 내용은 거의 변하지 않습니다. 일부 침투하는 박테리아는 이를 질산염과 암모니아로 전환합니다.
산소대기에서 바다로 들어가 광합성 과정에서 방출됩니다. 다양한 물질의 산화를 위해 호흡 과정에서 소비되고 대기로 방출됩니다. 물에서 산소의 용해도는 온도와 염도에 의해 결정됩니다. 바다의 표면이 뜨거워지면(봄, 여름) 물은 대기 중으로 산소를 방출하고, 냉각되면(가을, 겨울) 대기에서 흡수합니다. 바닷물에는 민물보다 산소가 적습니다.
광합성 과정의 강도는 햇빛에 의한 물의 조명 정도에 따라 달라지므로 물 속의 산소량은 낮 동안 변동하며 깊이에 따라 감소합니다. 200m 미만에서는 빛이 거의 없고 초목이 없으며 물의 산소 함량은 떨어지지만 더 깊은 수심(>1800m)에서는 해수 순환의 결과로 다시 증가합니다.
물 (100-300m) 표층의 산소 함량은 적도에서 극으로 증가합니다. 위도 0 ° - 5 cm3 / l, 위도 50 ° - 8 cm3 / l. 난류의 물은 한류의 물보다 산소가 부족합니다.
바다의 물에 산소가 존재한다는 것은 그 안에 있는 생명체의 발달에 필요한 조건입니다.
이산화탄소, 산소 및 질소와 달리, 이산화탄소 화합물(탄산염 및 중탄산염)의 형태로 주로 결합 상태로 바다의 물에서 발견됩니다. 그것은 대기에서 물로 들어가 유기체의 호흡과 유기물 분해 중에 방출되고 수중 분화 동안 지각에서 나옵니다. 산소와 마찬가지로 이산화탄소는 찬물에 더 잘 녹습니다. 온도가 상승하면 물은 이산화탄소를 대기로 방출하고 온도가 떨어지면 흡수합니다. 대기 중 이산화탄소의 대부분은 바닷물에 용해됩니다. 바다의 이산화탄소 매장량은 물 1리터당 45-50cm3입니다. 그것의 충분한 양은 유기체의 중요한 활동에 대한 전제 조건입니다.
바다의 물에서 가스의 양과 분포는 바다의 물과 크게 다를 수 있습니다. 산소가 공급되지 않는 깊이의 바다에서는 황화수소가 축적됩니다. 이것은 황산염의 산소를 사용하여 혐기성 조건에서 영양소를 산화시키는 박테리아의 활동의 결과로 발생합니다. 정상적인 유기 생명체는 황화수소 환경에서 발생하지 않습니다.
수심이 황화수소로 오염된 바다의 예는 흑해입니다. 깊이에 따른 물 밀도의 증가는 흑해의 수질 균형을 보장합니다. 물의 완전한 혼합이 일어나지 않고 산소는 깊이에 따라 점차 사라지고 황화수소의 함량은 증가하여 물 1 리터당 바닥에서 6.5 cm3에 이릅니다.
유기체에 필요한 요소를 포함하는 무기 및 유기 화합물은 영양소.
해양의 영양분과 에너지(태양 복사)의 분포는 생물의 분포와 생산성을 결정합니다.
해수 밀도염도가 증가하면 물보다 비중이 큰 물질의 함량이 증가하기 때문에 항상 증가합니다. 냉각, 증발 및 얼음 형성은 해양 표면의 밀도 증가에 기여합니다. 물의 밀도가 증가함에 따라 대류가 발생합니다. 염수를 강수 및 용융수와 혼합할 때뿐만 아니라 가열하면 밀도가 감소합니다.
대양의 표면에서 밀도의 변화는 0.996에서 1.083 사이입니다. 대양에서 밀도는 일반적으로 온도에 의해 결정되므로 적도에서 극으로 갈수록 증가합니다. 바다의 물 밀도는 깊이에 따라 증가합니다.
압력.해수면의 1제곱센티미터당 대기는 약 1kg(1기압)의 힘으로 압력을 받습니다. 높이가 10.06m에 불과한 물기둥이 같은 지역에 동일한 압력을 가하므로 깊이가 10m일 때마다 압력이 1기압씩 증가한다고 가정할 수 있습니다. 물이 압축되고 깊이가 깊어질수록 밀도가 높아진다는 점을 고려하면 수심 10,000m에서의 압력은 1119기압임을 알 수 있습니다. 깊은 곳에서 일어나는 모든 과정은 강한 압력으로 진행되지만 이것이 바다 깊은 곳에서 생명의 발달을 막지는 못합니다.
바닷물의 투명도.물 기둥으로 침투하는 태양의 복사 에너지는 산란되고 흡수됩니다. 물의 투명도는 분산 및 흡수 정도에 따라 다릅니다. 물에 포함된 불순물의 양은 모든 곳에서 동일하지 않고 시간에 따라 변하기 때문에 투명도도 일정하지 않다(표 20). 특히 폭풍우 후에 얕은 물의 해안 근처에서 투명도가 가장 낮습니다. 플랑크톤의 대량 발생 기간 동안 물의 투명도가 크게 감소합니다. 투명도의 감소는 얼음이 녹기 때문에 발생합니다(얼음에는 항상 불순물이 포함되어 있으며 얼음에 싸인 기포의 덩어리는 물로 통과합니다). 깊은 물이 수면으로 떠오르는 곳에서 물의 투명도가 증가한다는 점에 유의하십시오.

현재 범용 수광 광도계를 사용하여 다양한 깊이에서 투명도를 측정합니다.
바다와 바다의 물 색깔.바다(바다)의 순수한 물의 두께는 빛의 집합적 흡수와 산란의 결과로 파란색 또는 파란색을 띤다. 이 물의 색은 "바다 사막의 색"이라고 합니다. 플랑크톤과 무기 현탁액의 존재는 물의 색에 반영됩니다. 그것은 녹색 색조를 취합니다. 많은 양의 불순물은 물을 황록색으로 만들고 강 어귀 근처에서는 심지어 갈색으로 변하기도 합니다.
바닷물의 색을 결정하기 위해 파란색에서 갈색까지 다양한 색상의 액체가 포함된 21개의 시험관이 포함된 바다색 척도(Forel-Ule 척도)가 사용됩니다.
적도와 열대 위도에서 바닷물의 지배적인 색은 진한 파란색이며 심지어 파란색입니다. 예를 들어 벵골만, 아라비아해, 중국해 남부, 홍해 등에 이러한 물이 있다. 지중해의 푸른 물, 흑해의 물이 색에 가깝습니다. 온대 위도의 많은 곳에서 물은 녹색을 띠고(특히 해안 근처), 얼음이 녹는 지역에서는 눈에 띄게 녹색이 됩니다. 극지방에서는 녹색이 우세합니다.

중앙해령

그들은 모든 바다를 가로질러 총 길이가 6만km가 넘는 단일 행성계를 형성하며 전체 면적은 다음과 같습니다. 15,2 % 바다의 영역. 중앙 해령은 실제로 대서양과 인도양에서 중앙 위치를 차지하지만 태평양에서는 아메리카 해안을 향해 동쪽으로 이동합니다.

중앙 해령의 기복은 급격히 해부되고 축에서 멀어 질수록 산 첨탑은 구릉 기복 구역으로 대체되고 심해 평원과의 교차점 영역에서 더욱 평평 해집니다 . 산등성이는 산계와 이들을 분리하는 계곡 모양의 함몰로 구성되며 총파업에 따라 길어집니다. 개별 산봉우리의 높이는 3-4km에 이르고 중앙 해령의 총 너비는 400-2000km입니다. 능선의 축 부분을 따라 리프트 또는 리프트 밸리(영어 간격의 리프트)라고 하는 세로 방향 함몰부가 있습니다. 너비는 10-40km이고 상대 깊이는 1-4km입니다. 계곡 경사면의 급경사는 10~40°입니다.

계곡의 벽은 계단을 통해 여러 개의 선반으로 나뉩니다. 열곡은 중앙해령에서 가장 젊고 구조적으로 가장 활동적인 부분으로, 격렬한 블록해령 세분화가 있습니다. 중앙 부분은 얼어 붙은 현무암 돔과 소매 모양의 하천으로 구성되어 있습니다. 갸라미- 폭이 0.5~3m(때로는 20m), 길이는 수십m로 수직 변위가 없는 틈새 인장 균열.

중앙 해령은 변형 단층에 의해 파손되어 위도 방향의 연속성이 깨집니다. 수평 변위의 진폭은 수백 km(대서양 중부 능선의 적도 지역에서 최대 750km)이고 수직 변위는 최대 3-5km입니다.

때로는 미세 기복이라고 하는 작은 형태의 바닥 지형이 있는데, 그 중 침식성, 생물성 및 화학성이 구별됩니다.

물은 수증기와 달리 H 2 O 분자의 고분자 화합물입니다. 다양한 O 및 H 동위원소가 물 분자의 구조에 참여할 수 있으며, 가장 흔한 것은 1 H - 경수소, 2 H - 중수소(150 mg⁄ l.), 16 O, 17 O, 18 O입니다. 분자는 순수한 물 1 H 2 16 O이고, 다른 모든 유형의 물의 혼합물을 중수라고 하며, 이는 더 큰 밀도에서 순수한 물과 다릅니다. 실제로, 중수는 중수소 산화물 2 H 2 16 O(D 2 O)로 이해되고, 초중수는 삼중수소 산화물 3 H 2 16 O(T 2 O)입니다. 마지막 바다에는 800g(삼중수소 환산)이라는 무시할 수 있는 양이 들어 있습니다. 물의 주요 물리적 특성에는 광학, 음향, 전기 및 방사능이 포함됩니다.

광학적 특성

일반적으로 그들은 물 속으로 빛의 침투, 물에서의 흡수 및 산란, 바닷물의 투명도, 색을 이해합니다.

바다 표면은 태양 광선(직접 복사)과 대기와 구름에 의해 산란된 빛(확산 복사)에 의해 직접 조명됩니다. 태양 광선의 한 부분은 해수면에서 대기로 반사되고 다른 부분은 수면에서 굴절되어 수면으로 침투합니다.

바닷물은 반투명한 매질이므로 빛은 깊은 곳까지 침투하지 못하고 산란되어 흡수됩니다. 광 감쇠 과정은 선택적입니다. 백색광의 성분(적색, 주황색, 녹색, 청록색, 남색, 보라색)은 다양한 방식으로 바닷물에 흡수 및 산란됩니다. 물 속으로 침투하면서 빨간색과 주황색이 먼저 사라지고(약 50m 깊이), 노란색과 녹색(최대 150m), 파란색, 파란색, 보라색(최대 400m)이 사라집니다.

투명도는 전통적으로 직경이 30cm인 흰색 원반이 보이지 않는 깊이로 잠긴 깊이로 이해됩니다. 투명도는 관측 높이, 하루 중 시간, 운량 및 파도에 따라 값이 달라지므로 특정 조건에서 측정해야 합니다. 가장 정확한 측정은 수면 위 3-7m 높이에서 정오경 조용하고 맑은 날씨에 이루어졌습니다.

빛의 흡수와 산란의 조합은 순수한(불순물이 없는) 바닷물의 파란색을 결정합니다. 해수면의 색은 화각, 하늘의 색, 구름의 유무, 바람의 파도 등 다양한 외부 조건에 따라 달라집니다. 그래서 파도가 치면 바다가 금세 파랗게 변하고, 구름이 빽빽하면 어두워집니다.

해안에 가까워질수록 바다의 투명도가 떨어지고 물이 녹색으로 변하며 때로는 황갈색과 갈색을 띠기도 합니다. 외해에서 투명도와 색상은 유기 기원의 부유 입자인 플랑크톤에 의해 결정됩니다. 식물성 플랑크톤이 발달하는 기간(봄, 가을)에는 바다의 투명도가 떨어지고 색이 더 녹색이 됩니다. 중앙 부분에서 투명도는 일반적으로 20m를 초과하고 색상은 파란색 톤 범위입니다. 가장 높은 투명도(65.5m)는 Sargasso Sea에서 기록되었습니다. 플랑크톤이 풍부한 온대 ​​및 극지방에서 물의 투명도는 15-20m이고 바다의 색은 녹청색입니다. 큰 강의 합류점에서 바닷물의 색은 흐리고 황갈색이며 투명도는 4m로 감소하며 바다의 색은 동식물의 영향으로 급격히 변합니다. 한 유기체의 대량 축적은 바다 표면을 노란색, 분홍색, 유백색, 빨간색, 갈색 및 녹색으로 물들일 수 있습니다. 이 현상을 바다의 꽃이라고 합니다. 어떤 경우에는 해양 생물의 생물학적 빛 연구와 관련하여 밤에 바다의 빛이 발생합니다.

음향 속성

해수에서 음파 전파 가능성 결정 - 해수인 탄성 매질 입자의 파도와 같은 진동 운동. 소리의 세기는 주파수의 제곱에 비례하며 초당 탄성 진동 수에 의해 결정됩니다. 따라서 같은 힘의 근원에서 소리 진동의 주파수를 높여 더 큰 소리를 얻을 수 있습니다. 해상 업무(에코 측심, 수중 통신)의 실용적인 목적을 위해 초음파(고주파 음향)가 사용되며, 음향 광선의 약하게 발산하는 빔도 특징입니다.

해수에서 음속은 물의 밀도와 특정 부피에 따라 달라집니다. 첫 번째 특성은 차례로 염도, 온도 및 압력에 따라 다릅니다. 해수에서 음속은 1400~1550m/s로 공기 중 음속의 4~5배입니다. 수중에서 소리의 전파는 음파의 굴절 및 반사뿐만 아니라 흡수 및 산란으로 인한 감쇠를 동반합니다.

해수의 어떤 깊이에는 음속이 최소인 영역이 있으며, 다중 내부 반사를 겪는 음선이 이 영역에서 초장거리로 전파됩니다. 소리 전파 속도가 최소인 이 층을 소리 채널이라고 합니다. 사운드 채널은 연속성의 속성이 특징입니다. 음원이 채널 축 근처에 배치되면 사운드는 수천 킬로미터(최대 기록 거리는 19,200km)의 거리에 걸쳐 전파됩니다. 세계 바다에서 사운드 채널은 평균 1km 깊이에 있습니다. 극지방의 바다는 해수면에서 반사되는 소리의 결과로 소리 채널(깊이 50-100m)의 표면 근처 위치 효과가 특징입니다.

음원이 꺼지면 잔향이라고 하는 잔류음이 일정 시간 동안 수주에 남아 있습니다. 이것은 음파의 반사와 산란의 결과입니다. 바닥, 표면 및 볼륨 잔향을 구별하십시오. 후자의 경우 기포, 플랑크톤, 서스펜션의 도움으로 소리 분산이 발생합니다.

전기적 특성

순수한(신선한) 물은 전기 전도성이 좋지 않습니다. 거의 완전히 이온화된 용액인 해수는 전기를 잘 전도합니다. 전기 전도도는 물의 염도와 온도에 따라 달라지며 염도와 온도가 높을수록 전기 전도도가 높아집니다. 또한 염도는 전기 전도도에 더 큰 영향을 미칩니다. 예를 들어, 0~25°C의 온도 범위에서 전기 전도도는 2배만 증가하는 반면 염분 범위 10~40‰에서는 3.5배 증가합니다.

해수의 두께에는 태양의 미립자 복사에 의해 발생하는 지류가 있습니다. 바닷물의 전기 전도도는 단단한 껍질보다 좋기 때문에 이러한 전류의 크기는 암석권보다 바다에서 더 큽니다. 깊이에 따라 약간 증가합니다. 바닷물이 움직일 때 자기장의 세기와 바닷물(도체)의 움직임 속도에 비례하는 기전력이 그 안에 유도된다. 유도 기전력을 측정하고 주어진 장소와 주어진 순간에 자기장의 세기를 알면 해류의 속도를 결정할 수 있습니다.

방사성 속성

바닷물은 방사성 원소도 녹아 있기 때문에 방사성 물질입니다. 주요 역할은 방사성 동위 원소 40K에 속하며 훨씬 적은 범위로 방사성 동위 원소 Th, Rb, C, U 및 Ra에 속합니다. 해수의 자연 방사능은 화강암의 방사능보다 180배, 대륙 퇴적암의 방사능보다 40배 낮습니다.

고려한 물리적 특성 외에도 해수는 확산, 삼투 및 표면 장력의 특성을 가지고 있습니다.

분자 확산은 기계적 혼합 없이 물에 용해된 물질 입자의 움직임으로 표현됩니다.

삼투 현상, 즉 다공성 파티션(막)을 통한 용해 물질의 확산은 주로 생물학적으로 중요하지만 해수에서 깨끗한 물을 얻는 데 사용할 수도 있습니다.

표면장력은 수축하는 경향이 있는 표면에 얇은 투명 필름을 갖는 물의 특성입니다. 이 현상은 해수면에 모세관 파를 형성하는 데 결정적으로 중요합니다.

해수의 화학 성분

바닷물은 쓴맛과 밀도가 강이나 호수의 물과 다르며, 이는 미네랄이 용해되어 설명됩니다. 해수 킬로그램당 그램으로 표시되는 수치는 염도(S)라고 하며 ppm(‰)으로 표시됩니다. 총 염분은 물 1kg당 35‰ 또는 35% 또는 35g입니다. 이러한 해수의 염도는 정상이라고하며 기후 구역과 관련된 염도 범위가 32에서 37‰ 인 100-200m의 표층을 제외하고 전체 물 질량에 일반적입니다. 증발이 높고 지표 유출이 낮은 건조 지역에서는 염분이 증가합니다. 습한 지역에서는 대륙에서 유출되는 지표수의 담수화 효과로 인해 염도가 감소합니다. 기후는 내륙 바다에서 더 강합니다. 홍해의 염분은 41-43‰에 이릅니다. 특히 높은 염분(200-300‰)은 바다와 연결된 건조 지역(Kora-Bogaz-Gol)의 석호에서 관찰됩니다. 사해의 염분은 260-270‰입니다.

원소 조성 소금 원소 조성

바닷물 바닷물

O 85.8% Cl 55.3%

H 10.7% Na 30.6%

Cl 2.1% SO 4 7.7%

나트륨 1.15% 마그네슘 3.7%

마그네슘 0.14% 칼슘 1.2%

S 0.09% K 1.1%

칼슘 0.05% Br 0.2%

K 0.04% CO2 0.2%

나머지는 0.001% 미만입니다.

바닷물의 염분 조성은 다음과 같이 지배적입니다.

염화물 89.1%(NaCl -77.8% - 암염, MgCl 2 - 9.3% - 비쇼파이트, KCl - 2% - 실바이트);

황산염 10.1%(Mg SO 4 - 6.6% - 엡소마이트, CaSO 4 - 3.5% - 무수석고)

탄산염 0.56%

브롬산염 0.3%.

해수의 가스 조성

물에 용해됨: 일부 장소에서는 산소, 이산화탄소, 질소, 황화수소.

산소두 가지 방법으로 물에 들어갑니다.

분위기에서

식물성 플랑크톤(녹색 식물)의 광합성으로 인해

6 CO 2 + 6H 2 O \u003d C 6 H 12 O 6 + 6O 2 + 674 kcal (빛 + 엽록소).

그 함량은 리터당 5-8cm3로 크게 다르며 온도, 염도 및 압력에 따라 다릅니다. 산소의 용해도는 온도가 증가함에 따라 크게 감소하므로 고위도에 풍부합니다. 계절적 변동이 발생하고 온도가 상승하면 산소가 대기로 방출되며 그 반대의 경우도 마찬가지입니다. 이것이 대기와 수권의 동적 상호 작용이 수행되는 방식입니다. 산소 함량과 염도 사이에는 동일한 역 관계가 존재합니다. 염도가 높을수록 산소가 적습니다. 압력에 대한 산소 함량의 의존성은 직접적입니다. 압력이 클수록 물에 더 많은 산소가 용해됩니다. 가장 많은 양의 산소가 물 표면(대기 및 광합성으로 인해)과 바닥(압력 및 유기체에 의한 낮은 소비로 인해)에 리터당 최대 8cm 3 포함되어 있습니다. 이 두 필름은 해안에서 합쳐집니다. 존. 저장소의 중간 부분에서 산소 함량은 가장 낮습니다. 리터당 2-3cm 3입니다. 물의 수직 및 수평 순환으로 인해 바다는 거의 모든 곳에서 유리 산소를 함유하고 있습니다. 산소는 식물과 동물의 호흡과 미네랄의 산화에 사용됩니다.

이산화탄소물에서 1) 부분적으로 자유 용해된 상태로, 2) 탄산염 및 중탄산염의 일부로 화학적으로 결합된 형태로 발견됩니다. 물의 CO 2 총 함량은 리터당 45cm 3 이상이며, 그 중 절반만 유리 CO 2의 비율에 해당합니다. 이산화탄소의 근원: 대기, 화산 가스, 유기물 및 강물. 소비: 광합성, 탄산염 광물 형성. CO 2 의 함량은 또한 온도에 의해 조절되는데, 해수의 상부 가열된 층에서 CO 2 의 용해도는 떨어지고 대기 중으로 방출됩니다. 그것의 부족이 생성되어 불용성 탄산 칼슘 CaCO 3 가 형성되어 침전됩니다. 냉수에서는 CO 2 함량이 높습니다.

질소리터당 13cm 3 의 양으로 물에 포함되어 있으며 주로 대기에서 나옵니다.

황화수소제한된 범위로 분포하며 좁고 얕은 해협을 통해 세계양과 소통하는 폐쇄된 유역 바다에 국한됩니다. 이것은 그들 사이의 물 교환을 방해합니다. 예를 들어 흑해에서 황화수소 오염은 약 150m 깊이에서 시작하여 깊이에 따라 증가하며, 거의 바닥 부분에서는 5-6cm 3 /liter에 이릅니다. 황화수소는 황산염에서 박테리아에 의해 생성됩니다.

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

또한 세계양의 물에는 일정량의 유기물이 용해되어 있으며(아조프해에서는 최대 10g/l), 일정량의 탁도 및 부유도 있습니다.

바다의 온도

세계 대양이 받는 주요 열원은 태양입니다. 열은 직접 복사와 대기에 의해 산란되는 복사로 구성된 단파 태양 복사의 형태로 발생합니다. 복사의 일부는 대기로 다시 반사됩니다(반사 복사). 세계 해양은 바다 표면의 수증기 응결과 지구의 창자에서 오는 열 흐름으로 인해 추가 열을 받습니다. 동시에 바다는 증발, 유효 복사 및 물 교환을 통해 열을 잃습니다. 모든 열 과정의 결과로 물에 들어가고 물에 의해 손실되는 열량의 대수적 합을 바다의 열 균형이라고 합니다. 장기 관찰 기간 동안 세계 해양의 평균 수온은 변하지 않았으므로 합계의 모든 열유속은 0과 같습니다.

세계 해양 표면의 온도 분포는 주로 해당 지역의 위도에 따라 달라지므로 가장 높은 온도는 적도대(열적도)에 위치합니다. 왜곡된 영향은 대륙, 지배적인 바람, 해류에 의해 발휘됩니다. 장기간 관찰한 결과 평균 표면 수온은 17.54 o C입니다. 가장 따뜻한 곳은 태평양(19.37 o)이고 가장 추운 곳은 북극해(-0.75 o)입니다. 온도는 깊이에 따라 감소합니다. 바다의 열린 부분에서 이것은 Ch까지 비교적 빠르게 발생합니다. 300-500m 및 ch까지 훨씬 느립니다. 1200-1500m; 1500m 이하에서는 온도가 매우 천천히 감소합니다. 수심 3km 이하의 해저층에서 온도는 주로 +2 o C 및 0 o C이며 북극해에서는 -1 o C에 이릅니다. 일부 심해 분지에서 Ch. 3.5 - 4km 및 바닥까지 수온이 약간 상승합니다(예: 필리핀 해). 변칙적 현상으로 홍해 일부 움푹 들어간 곳에서 해저 수온이 최대 62°C까지 크게 상승하는 것을 고려해야 한다. 일반적인 패턴과의 이러한 편차는 지구 내부에서 발생하는 깊은 과정의 영향의 결과입니다.

물의 상층 (평균 최대 20m)은 매일 온도 변동이 있으며 활성층으로 구별됩니다. 활성층에서 저온의 하부층으로의 전이는 비교적 얇은 층에서 일어나는데, 이것을 열약제. Thermocline의 주요 특성은 다음과 같습니다.

발생 깊이 - 300-400m(열대 지방)에서 500-1000m(아열대 지방),

두께 - 몇 cm에서 수십 미터,

강도(수직 기울기) -0.1-0.3 o/1m.

때때로 두 가지 수온약층이 구별됩니다: 계절적 및 영구적입니다. 첫 번째 것은 봄에 형성되고 겨울에 사라집니다(깊이 50-150m). "주 수온약층"이라고 하는 두 번째 수온약층은 일년 내내 존재하며 비교적 깊은 수심에서 발생합니다. 온대 기후에서는 두 가지 유형의 수온약층이 발견됩니다.

수온약층은 또한 포식자로부터 도망치는 물고기에 의해 사용되는 물의 광학적 특성의 변화가 특징입니다. 수온약층으로 잠수하면 포식자가 시야를 잃습니다.

또한 지난 7000만 년 동안 세계 해양 심층수의 온도가 14 ° C에서 2 ° C로 감소한 것으로 확인되었습니다.

바닷물의 밀도

모든 물질의 밀도는 단위 부피당 물질의 질량으로 측정한 양입니다. 밀도의 단위는 온도 4 ° C 및 정상 대기압에서 증류수의 밀도입니다. 해수의 밀도는 1cm3에 포함된 해수의 질량(g)입니다. 염도(직접 관계)와 온도(역 관계)에 따라 다릅니다. 0 ° C의 온도와 35‰의 염도에서 해수의 밀도는 1.028126 g/cm3입니다.

밀도는 표면에 고르지 않게 분포되어 있습니다. 적도 지역(1.0210g/cm3)에서 최소이고 고위도 지역(1.0275g/cm3)에서 최대입니다. 깊이에 따라 밀도 변화는 온도 변화에 따라 달라집니다. 4km 이하에서는 해수의 밀도가 거의 변하지 않고 바닥 근처에서 1.0284g/cm3에 이릅니다.

해수압

바다와 바다의 압력은 100m마다 1MPa 또는 10atm씩 증가합니다. 그 값은 또한 물의 밀도에 따라 다릅니다. 다음 공식을 사용하여 압력을 계산할 수 있습니다.

P \u003d H ＼ρ / 100,

P - 압력(MPa),

H는 계산이 이루어진 깊이이고,

ρ는 해수의 밀도입니다.

위층의 압력으로 해수의 특정 부피가 감소합니다. 압축되었지만이 값은 중요하지 않습니다. S \u003d 35‰ 및 t \u003d 15 ° C에서 0.0000442입니다. 그러나 물이 절대적으로 압축 불가능하다면 세계 해양의 부피는 1100 만 km 3 증가하고, 그 수위는 30미터까지 올라갈 것입니다.

수온약층(온도 점프) 외에도 압력 점프도 있습니다. 피크노클린.때때로 여러 피크노클린이 해양 분지에서 확인됩니다. 예를 들어, 발트해에는 20-30m 및 65-100m 수심의 피크노클라인이 두 개 알려져 있습니다. 피크노클린은 때때로 "액체 토양"으로 사용되어 중립적으로 균형을 이룬 잠수함이 작동하지 않고 그 위에 눕게 합니다. 프로펠러.