세계 해양의 물의 물리 화학적 특성. 세계 해양 수역의 물리 화학적 특성 세계 해양 수역의 물리 화학적 특성

바다는 지구의 수층 인 수권의 주요 부분을 나타냅니다. 그 물은 지표면의 70.8 % 인 3 억 6 천 1 백만 km2를 차지하며 이는 육지 면적의 거의 2.5 배 (1 억 4900 만 km2 또는 29.2 %)입니다. 육지와 바다의 이러한 지구 비율의 가장 중요한 결과는 지구의 물과 열 균형에 대한 세계 해양의 영향입니다. 해수면에 흡수 된 태양 복사의 약 10 %는 물의 표층과 하부 대기 사이의 가열 및 난류 열 교환에 사용됩니다. 나머지 90 %의 열은 증발에 사용됩니다. 해수면에서의 증발은 지구 수문 순환의 주요 수원이자 물 증발의 높은 잠열의 결과이며, 이것은 지구의 지구 열 균형의 중요한 구성 요소입니다. 세계 해의 수역은 대서양, 태평양, 인도양, 북극 및 남 해양, 주변 해 (바 렌츠, 베링, 오호츠크, 일본, 카리브해 등), 내해 (지중해, 흑해, 발트해)로 구성됩니다. 세계 해양과 관련이없는 카스피해와 아랄해 호수는 크기가 크기 때문에 전통적으로 바다 라고만 불립니다. 현재 이들은 내부적으로 폐쇄 된 수역이며 제 4기에는 세계 해양과 연결되었습니다.

세계 해양에는 수권 부피의 약 94 % 인 최소 14 억 km3의 물이 있습니다. 이 거대한 수역은 끊임없이 움직입니다. 세계 해양에서 발생하는 지질 학적 과정은 다양하며 상호 관련된 현상입니다. 다음 프로세스로 구성됩니다.

파괴 또는 마모 (라틴어 "abrado"-면도, 긁어 내기), 해안과 얕은 물의 일부를 구성하는 암석 덩어리;

토지에서 가져온 파괴 산물의 이송 및 분류

다양한 강수량의 축적 또는 축적. 오랫동안 세계 해양의 바닥과 퇴적물은 탐사되지 않았습니다. XX 세기 중반부터 특수 제작 된 연구 선으로 세계 해양을 의도적으로 탐험하기 시작했습니다. 처음에는 선박에 설치된 다양한 지구 물리학 도구를 사용하여 세계 해양의 바닥을 연구했으며 암석 샘플은 특수 트롤 인 준설선으로 배달되었습니다. 이러한 작업의 결과로 세계 해저 지형에 대한 독특한 정보를 얻을 수 있었다.

바다와 바다의 물의 물리 화학적 특성

물의 염분 및 화학 성분. 많은 물질이 바닷물에 용해됩니다. 해수에 용해 된 염의 총 함량을 염도 (5)라고하며 ppm (% o)으로 표시합니다. 해수의 평균 염도는 약 35 %로 간주됩니다. 이는 1 리터의 물에 약 35g의 용존 염 (해수의 평균 염도 값)이 포함되어 있음을 의미합니다. 세계 해양 표층수의 염도는 32 ~ 37 %이며 이러한 변동은 물의 증발에 직접적인 영향을 미치는 기후 구역과 관련이 있습니다. 증발이 우세한 건조한 지역에서는 염도가 증가하고 습한 지역과 큰 강이 흐르는 곳에서는 염도가 감소합니다. 내해의 염분은 광범위하게 다양합니다. 지중해에서는 35-39 % o, 홍해에서는 41-43 % o로 증가하며, 습한 지역에 위치한 바다에서는 주로 담수의 대량 유입으로 인해 염도가 감소합니다. 흑해에서는 18-22 % o, 카스피에서는 -12-15 % o, Azov에서는 -12 % o, 발트에서는 0.3-6 % o입니다. 발트해의이 낮은 염도는 많은 양의 강 흐름 때문입니다. 실제로 라인강, 비스 툴라, 네바, 네만과 같은 깊은 강은 물을이 바다로 운반합니다. 특히 건조 지역의 카라-보 가즈-골 베이와 같이 바다와 분리 된 석호에서 높은 염도 (최대 300 % o)가 관찰됩니다. 카스피해.

바다와 바다의 물에는 DI Mendeleev 주기율표의 거의 모든 화학 원소가 존재합니다. 일부의 함량은 너무 커서 바닷물과 바다의 염도를 결정하는 비율이 다른 반면, 다른 수는 1000 분의 1, 심지어는 1 만분의 1 %입니다. 양이온과 음이온을 비교할 때 염화물 (89.1 %)이 해수의 염분 조성에서 우세하고 황산염이 2 위 (10.1 %), 탄산염이 0.56 %, 브롬화물이 0.3 %에 불과한 것으로 나타났습니다. ...

가스 모드... 세계 해양의 물에는 다양한 가스가 용해 된 상태이지만 주요 가스는 산소, 이산화탄소, 일부 지역에서는 황화수소입니다. 산소는 대기로부터 직접적으로 그리고 식물성 플랑크톤의 광합성을 통해 해수로 들어갑니다. 가스 재분배의 주요 역할은 전 세계 해양 순환에 의해 수행됩니다. 덕분에 높은 위도에서 적도까지 산소가 풍부한 냉수가 바닥 부분으로 흐르는 지표수가 발생합니다.

이산화탄소는 부분적으로 해수에 용해 된 상태이며 부분적으로는 중탄산 칼슘 (HCO3) 또는 탄산염 (CaCO3)의 형태로 화학적으로 결합됩니다. 해수에서 CO2의 용해도는 해수 온도에 따라 달라지며 온도가 낮아지면 증가합니다. 따라서 북극과 남극의 냉수는 저위도의 물보다 더 많은 이산화탄소를 함유하고 있습니다. 이산화탄소의 상당량은 4000m 이하 깊이의 바닥 냉수에서 발견됩니다. 이것은 표면에서 바닥으로 내려가는 죽은 유기체의 탄산염 껍질의 용해에 영향을 미칩니다.

일부 해역에서는 비정상적인 가스 정권이 관찰됩니다. 고전적인 예는 흑해입니다. NM Strakhov에 따르면 수심 150-170m의 물은 산소가 많이 고갈되고 다량의 황화수소를 포함합니다. 그 양은 바닥층에서 강하게 증가합니다. 황화수소는 해수에서 황화수소로 황산염을 감소시키는 황산염 함유 박테리아의 중요한 활동으로 인해 형성됩니다. 황화수소 오염은 흑해와 지중해 사이의 자유 물 교환이 중단되어 발생합니다. 흑해에서 물은 염분으로 계층화됩니다. 상부에는 담수 (17-18 % o)와 염분 (20-22 % o) 아래에 있습니다. 이것은 수직 순환을 배제하고 가스 체제의 중단으로 이어지고 황화수소가 축적됩니다. 더 깊은 층의 산소 부족은 회복 과정의 발전에 기여합니다. 흑해 바닥의 황화수소 오염은 5-6cm3 / l에 이릅니다. 흑해 외에도 일부 노르웨이 피요르드에서 황화수소 오염이 발견되었습니다.

해수 온도... 세계 해양 표층의 온도 분포는 기후 구역 설정과 밀접한 관련이 있습니다. 높은 위도의 평균 연간 온도는 0-2 ° С이며 적도 위도에서 약 28 ° С의 최대 값에 도달합니다. 온대 위도에서 수온은 5 ~ 20 ° C 범위의 상당한 계절적 변동을 경험합니다. 수온은 깊이에 따라 변하여 상당한 깊이의 바닥 부분에서 2-3 ° C에 도달합니다. 극지방에서는 -1.0 -1.8 ° C 정도의 음수 값으로 떨어집니다.

고온 수의 상층에서 저온의 하층으로의 전이는 써모 클라인이라 불리는 비교적 얇은 층에서 발생합니다. 이 층은 8-10 ° 등온선과 일치하며 열대에서는 300-400m, 아열대에서는 500-1000m 깊이에 있습니다. 온도 분포의 일반적인 규칙 성은 바닥 전류뿐만 아니라 표면 온난 및 저온 전류에 의해 위반됩니다.

압력과 밀도... 바다와 바다의 정수압은 물기둥의 질량에 해당하며 깊이에 따라 증가하여 바다의 가장 깊은 부분에서 최대 값에 도달합니다. 해수의 밀도는 평균 약 1.025g / cm3입니다. 추운 극지방에서는 1.028로 증가하고 따뜻한 열대에서는 1.022g / cm3로 감소합니다. 이러한 모든 변동은 세계 해양의 염도와 온도의 변화 때문입니다.

구호 요소.

해저 구호에는 네 가지 주요 단계가 있습니다 : 대륙붕 (선반), 대륙 사면, 해저 및 심해 함몰. 해저 내에서 가장 큰 깊이 차이와 웅장한 산 구조가 관찰됩니다. 따라서 침대의 한계 내에서 해양 분지, 중부 능선 및 해양 융기 부분을 구별하기 시작했습니다.

선반 (대륙 선반) -본토와 접해 있으며 계속되는 얕은 바다 테라스. 본질적으로 선반은 고대 땅의 물에 잠긴 표면입니다. 이것은 범람 된 강 계곡, 제 4 빙하 및 고대 해안선의 흔적이있는 평평한 구호가 특징 인 대륙 지각의 영역입니다.

선반의 바깥 쪽 경계는 가장자리입니다. 바닥이 급격히 구부러져 그 너머로 대륙 경사가 시작됩니다. 선반 가장자리의 평균 깊이는 133m이지만 특정 경우에는 수만에서 수천 m까지 다양합니다. 따라서 "대륙붕"이라는 용어는이 하단 요소의 이름에 적합하지 않습니다 (더 나은-선반). 선반 너비는 0 (아프리카 해안)에서 수천 킬로미터 (아시아 해안)까지 다양합니다. 일반적으로 선반은 세계 해양 면적의 약 7 %를 차지합니다.

대륙 슬로프 -선반 가장자리에서 대륙 발까지의 영역. 대륙 경사의 평균 경사는 약 6 °이지만 경사의 가파른 정도는 20-30 °까지 증가 할 수 있습니다. 가파른 가을로 인해 대륙 경사의 너비는 일반적으로 약 100km로 작습니다. 대륙 경사면 구호의 가장 특징적인 형태는 수중 협곡입니다. 그들의 윗부분은 종종 선반 가장자리로 자르고 입은 대륙 발에 도달합니다.

대륙 발-대륙 지각 내에 위치한 바닥 지형의 세 번째 요소. 대륙 족 발은 3-5km 두께의 퇴적암으로 형성된 광대 한 경 사진 평원입니다. 이 언덕이 많은 평야의 너비는 수백 킬로미터에 달할 수 있으며 지역은 선반 및 대륙 경사면에 가깝습니다.

오션 베드 -세계 해양 전체 면적의 2/3 이상을 차지하는 해저의 가장 깊은 부분. 해저의 우세한 깊이는 4 ~ 6km이며, 바닥 지형이 가장 평온합니다. 주요 요소는 해양 분지, 중앙 바다 능선 및 해양 융기입니다.

해양 분지 -약 5km 깊이의 해저면의 광범위하고 완만 한 함몰. 유역의 바닥은 평평하거나 약간 언덕이 있으며 일반적으로 심해 (심해) 평야라고합니다. 심연 평원의 평평한 표면은 육지에서 가져온 퇴적물이 축적되어 있기 때문입니다. 가장 넓은 평야는 해저의 심해 지역에서 발견됩니다. 일반적으로 심연 평원은 해저의 약 8 %를 차지합니다.

중앙 바다 능선 -지각의 새로운 형성이 발생하는 가장 tectonically 활동적인 영역. 그들은 전적으로 지구의 장에서 단층을 따라 유입되어 형성된 현무암으로 구성됩니다. 이것은 중앙 해양 능선을 구성하는 지각의 독창성과 특별한 균열 발생 유형으로의 분리를 결정했습니다.

해양 융기 -해양 중부 능선과 관련이없는 해저의 큰 양성 지형. 그들은 지각의 해양 유형 내에 위치하며 큰 수평 및 중요한 수직 치수로 구별됩니다.

바다의 심해 부분에서 산등성이를 형성하지 않는 많은 분리 된 산들이 발견되었습니다. 그들의 기원은 화산입니다. 꼭대기가 평평한 플랫폼 인 Seamounts를 guyots라고합니다.

심해 함몰 (저지)-6000m를 초과하는 세계 해양의 가장 깊은 지역. 측면이 매우 가파르 며 퇴적물로 덮여 있으면 바닥이 평평해질 수 있습니다. 가장 깊은 골짜기는 태평양에 있습니다.

트로프의 기원은 해저가 새로 형성되고 판이 퍼지는 동안 암석권 판이 무력 권으로 침수되는 것과 관련이 있습니다. 거터에는 상당한 수평 치수가 있습니다. 현재까지 세계 해에서 41 개의 참호가 발견되었습니다 (태평양-25, 대서양-7, 인도-9).

염분. 중량 기준 해양 수는 순수 96.5 %와 용존 미네랄, 가스, 미량 원소, 콜로이드 및 유기 및 무기 유래 현탁액의 3.5 %로 구성됩니다. 알려진 모든 화학 원소는 해수의 일부입니다. 무엇보다 해수 나트륨, 즉 염화나트륨 (1 리터당 27.2g)에 들어 있으므로 해수는 짠맛이납니다. 그다음에는 마그네슘 염-MgCl (1l 당 3.8g) 및 MgSO4 (1l 당 1.7g)로 물에 쓴 맛이납니다. 생체 원소 (인, 질소 등) 및 미량 원소를 포함한 다른 모든 원소는 1 % 미만을 차지합니다. 즉, 그 함량은 무시할 수 있습니다. 해양의 총 염분의 양은 50 10 16 톤에 달합니다.이 소금은 약 60m의 층으로 해양 바닥, 45m의 층으로 지구 전체, 153m 층의 땅을 덮을 수 있습니다. 해수의 놀라운 특징은 소금 조성의 불변성입니다. 용액은 농도가 다른 대양의 다른 부분에있을 수 있지만 주요 염의 비율은 변하지 않습니다.

세계 해양의 평균 염도는 35 ‰입니다. 대서양은 가장 높은 평균 염도 (35.4 ‰, 가장 낮은 북극해-32 ‰)를 가지고 있습니다. 한 방향 또는 다른 방향의 평균 염도 편차는 주로 담수의 투입-지출 균형의 변화로 인해 발생합니다. 해양 표면에 떨어지는 대기 강수, 육지에서 흘러 나오는 유수, 녹는 얼음은 염도 감소를 유발합니다. 증발, 얼음 형성-반대로 증가하십시오. 염도의 변화는 주로 담수의 유입 및 유출과 관련이 있기 때문에 침전물을 직접 받아 물을 증발시키는 표층과 혼합 깊이에 따라 결정되는 특정 층 (최대 깊이 1500m)에서만 눈에 띕니다. 더 깊은 곳에서 세계 해양의 염도는 변하지 않았습니다 (34.7-34.9 ‰).

해수의 염도는 그 밀도와 밀접한 관련이 있습니다. 해양 수 밀도– 주어진 온도에서 부피 단위의 질량과 + 4 ° C의 온도에서 동일한 부피의 순수한 물 질량의 비율. 바다의 물 밀도는 물보다 비중이 큰 물질의 함량이 증가하기 때문에 염분이 증가함에 따라 항상 증가합니다. 냉각, 증발 및 얼음 형성에 의해 지표수 층의 밀도 증가가 촉진됩니다. 가열과 소금물을 침전 수 또는 용융 수와 혼합하면 밀도가 감소합니다. 해수면에서 0.9960에서 1.083 사이의 밀도 변화가 관찰됩니다. 넓은 바다에서 밀도는 일반적으로 온도에 의해 결정되므로 일반적으로 적도에서 극지방으로 증가합니다. 바다의 물 밀도는 깊이에 따라 증가합니다.

해수의 가스. 가스는 대기에서 물로 들어가 화학적 및 생물학적 과정에서 방출되고 강에서 가져오고 수중 폭발 중에 발생합니다. 가스의 재분배는 혼합을 통해 발생합니다. 해수의 가스 용해 능력은 온도, 염도 및 정수압에 따라 다릅니다. 물의 온도와 염도가 높을수록 더 적은 가스가 용해 될 수 있습니다. 물에 녹는 것은 주로 질소 (63 %), 산소 (35 %) 및 이산화탄소뿐만 아니라 황화수소, 암모니아, 메탄 등입니다.

산소와 같은 이산화탄소는 찬물에 더 잘 용해됩니다. 따라서 온도가 상승하면 물이 대기 중으로 넘기고, 온도가 내려 가면 흡수합니다. 낮에는 식물에 의한 이산화탄소 소비 증가로 인해 물의 함량이 감소하고 반대로 밤에는 증가합니다. 높은 위도에서 해양은 이산화탄소를 흡수하고 낮은 위도에서는 대기로 방출합니다. 바다와 대기 사이의 가스 교환은 지속적인 과정입니다.

압력.해양 표면의 평방 센티미터마다 대기는 약 1kg의 힘 (1 기압)으로 압력을가합니다. 같은 지역에 동일한 압력이 10.06m 높이의 물기둥에 의해 가해 지므로 수심 10m마다 압력이 1atm 씩 증가한다고 가정 할 수 있습니다. 심해에서 발생하는 모든 과정은 강한 압력 하에서 수행되지만 이것이 해양 심층에서의 생명 발달을 방해하지는 않습니다.

투명도.물기둥을 관통하는 태양의 복사 에너지는 산란되어 흡수됩니다. 태양 에너지의 소산 및 흡수는 물에있는 부유 입자의 양에 따라 달라집니다. 강에 의해 유입되는 부유 물질의 양이 증가하고 파도에 의해 토양이 구르기 때문에 얕은 물의 해안 근처에서 가장 낮은 투명도가 관찰됩니다. 물의 투명성은 플랑크톤의 대량 발생 기간과 얼음이 녹는 동안 현저하게 감소합니다. 물의 투명성은 깊은 물이 표면으로 올라 오는 곳에서 증가합니다.

투명도는 미터 수, 즉 직경 30cm의 흰색 디스크가 여전히 보이는 깊이로 표시됩니다. 중부 태평양, 지중해-60m, 인도양-50m에서 가장 큰 투명도 (67m)가 관찰되었습니다. 북부 바다는 23m, 발트해에서는 13m, 흰색에서는 9m, Azov에서는 3m입니다.

바다와 바다의 물 색깔. 빛의 집합 적 흡수 및 산란의 결과로 바다의 맑은 물기둥은 파란색 또는 파란색입니다. 플랑크톤과 무기 부유 물질의 존재는 물의 색에 반영되어 녹색을 띠게됩니다. 다량의 유기 불순물은 물을 황록색으로 만들고 강 하구 근처에서 갈색이 될 수도 있습니다.

적도 및 열대 위도에서 해양의 주요 색상은 진한 파란색이며 심지어 파란색입니다. 이 색의 물, 예를 들어 벵골 만, 아라비아 해, 중국 해 남쪽 부분, 홍해. 지중해와 흑해의 푸른 물. 온대 위도의 많은 곳에서 물은 녹색을 띠고 (특히 해안에서) 얼음이 녹는 지역에서 눈에 띄게 녹색으로 변합니다. 극지방에서는 녹색이 우세합니다.

바다의 빛.바닷물의 빛은 "살아있는"빛을 방출하는 유기체에 의해 만들어집니다. 이 유기체는 주로 발광 박테리아입니다. 이러한 박테리아가 만연한 깨끗한 연안 해역에서는 바다의 빛이 심지어 유백색 빛의 형태로 관찰됩니다. 발광은 또한 가장 작고 가장 작은 원생 동물에 의해 발생하며, 그중 야간 조명 (Noctiluca)이 가장 유명합니다. 일부 더 큰 유기체 (큰 해파리, bryozoans, 물고기, annelids 등)도 빛을 생성하는 능력으로 구별됩니다. 바다 빛은 전 세계 바다에서 흔히 볼 수있는 현상입니다. 해수에서만 관찰되며 담수에서는 관찰되지 않습니다.

피는 바다 바다 표층에서 동물원과 식물성 플랑크톤의 급속한 발전입니다. 이러한 유기체의 대량 축적은 노란색, 분홍색, 유백색, 녹색, 빨간색, 갈색 및 기타 줄무늬 및 반점의 형태로 바다 표면의 색상을 변화시킵니다.

건강한 전도도바닷물은 공기보다 5 배나 많습니다. 공기에서 음파는 332m / s의 속도로 민물에서 435m / s, 해양의 물에서 1500m / s로 이동합니다. 해수의 소리 전파는 온도, 염분, 압력, 가스 함량, 부유 유기 및 무기 불순물에 따라 달라집니다.

세계 해양 수온... 세계 해양 표면에서받는 주요 열원은 직접 및 산란 된 태양 복사입니다. 강물은 추가적인 열원 역할을 할 수 있습니다. 들어오는 태양 복사의 일부는 수면에서 반사되고 일부는 대기 및 행성 간 공간으로 방출됩니다. 바다는 증발을 통해 많은 양의 열을 잃습니다. 해수의 분포 및 온도 변화에서 큰 역할은 대륙, 우세한 바람 및 특히 해류에 속합니다.

대기에 닿는 바닷물은 열을 교환합니다. 물이 공기보다 따뜻하면 열이 대기로 전달되지만 물이 더 차면 열교환 과정에서 일정량의 열을받습니다.

태양에서 오는 열은 얇은 표층에 흡수되어 물을 데우지 만 물의 열전도율이 낮기 때문에 거의 깊이로 전달되지 않습니다. 표면에서 기저층으로의 열 침투는 주로 수직 혼합을 통해 발생하며 깊은 전류에 의한 열의 이류로 인해 발생합니다. 여름에 수직 혼합의 결과로 차가운 물이 표면으로 상승하고 표면층의 온도가 낮아지고 깊은 물이 따뜻해집니다. 겨울철에는 지표수가 냉각되면 수직 교환 과정에서 더 따뜻한 물이 깊이에서 유입되어 얼음 형성의 시작을 지연시킵니다.

해양 표면의 평균 연간 온도는 + 17.4 ° С이고 평균 연간 기온은 + 14 ° С입니다. 태평양의 표면은 평균 기온이 가장 높으며 대부분은 저위도 (+ 19.1 ° C), 인도 (+ 17.1 ° C), 대서양 (+ 16.9 ° C)에 있습니다. 상당한 온도 변화는 200-1000m 두께의 해수 상층에서만 발생합니다. 더 깊은 온도는 + 4, + 5 ° С를 초과하지 않으며 거의 \u200b\u200b변화하지 않습니다. 물의 열용량이 높기 때문에 바다는 지구상의 태양열 축 열기입니다.

바다와 담수의 얼음 형성 과정은 다릅니다. 담수는 0 ° C (약 0 ° C 미만)의 온도에서 얼고 해수는 염도에 따라 다른 온도에서 얼게됩니다. 바다의 얼음 형성은 신선한 결정의 형성으로 시작되어 얼어 붙습니다. 동시에 얼음 결정 사이의 공간에는 강한 염수 방울이 남아 있으므로 얼음이 형성되면 짠맛이납니다. 얼음이 형성되는 온도가 낮을수록 얼음이 더 짠다. 소금물은 결정 사이로 서서히 흐르기 때문에 얼음은 시간이 지남에 따라 담수화됩니다.

북반구의 높은 위도에서는 겨울에 형성된 얼음이 여름 동안 녹을 시간이 없습니다. 따라서 극지방 얼음 사이에는 1 년에서 다년생까지 다양한 연령의 얼음이 있습니다. 북극의 첫해 얼음의 두께는 2 ~ 2.5m, 남극에서는 1 ~ 1.5m에 이릅니다. 다년생 얼음의 두께는 3 ~ 5m 이상입니다. 얼음 압축 대신 두께는 40m에 이릅니다. 얼음은 남반구의 3,800 만 km 2를 포함하여 세계 해양 전체 수역의 약 15 %, 즉 5 천 5 백만 km 2를 차지합니다.

얼음 덮개는 지구 전체의 기후, 해양 생물에 큰 영향을 미칩니다.

바다, 특히 바다의 얼음은 운송과 낚시를 방해합니다.

물 질량의 개념. 세계 해양의 물은 물리적, 화학적 특성이 매우 다릅니다. 주어진 물리적 및 지리적 조건에서 일정한 시간 간격으로 형성되고 특징적인 물리적, 화학적 및 생물학적 특성이 다른 많은 양의 물을 물 덩어리.

물 덩어리는 주로 기후 조건, 해양과 대기 사이의 열 및 동적 상호 작용의 영향으로 세계 해양의 표층에서 형성됩니다. 물 덩어리의 형성에서 주요 역할은 다른 유형의 수직 교환과 마찬가지로 균질 한 물 덩어리의 형성으로 끝나는 대류 혼합에 속합니다. 물 덩어리는 해류에 의해 다른 지역으로 이동하여 다른 지역의 물과 접촉하여 특히 주변을 따라 변형됩니다.

해양 수 이동

바다의 전체 질량은 끊임없이 움직입니다. 이것은 물의 지속적인 혼합, 열, 염분 및 가스의 재분배를 보장합니다. 움직임에는 3 가지 유형이 있습니다. 진동 -파도, 진보적 인- 해류, 혼합-썰물과 흐름.

파도. 세계 해수면의 파도의 주요 원인은 바람입니다. 경우에 따라 파도는 높이 18m, 길이는 최대 1km에 이릅니다. 파도는 깊이와 함께 사라집니다.

지진, 수중 화산 폭발 및 수중 산사태로 진원지에서 사방으로 전파되어 전체 수주를 덮는 지진파가 발생합니다. 그들은 불린다 쓰나미. 일반적인 쓰나미는 400 ~ 800km / h의 속도로 20 ~ 60 분 간격으로 서로 뒤 따르는 파도입니다. 열린 바다에서 쓰나미의 높이는 1m를 초과하지 않습니다. 해안에 접근하면-얕은 물에서 쓰나미는 최대 15-30m의 거대한 파도로 변합니다. 이러한 파도는 엄청난 파괴를 초래합니다. 쓰나미는 다른 사람들보다 더 자주 유라시아, 일본, 뉴질랜드, 호주, 필리핀 및 하와이 제도, 캄차카 남동부의 동부 해안을 공격합니다.

해류. 엄청난 양의 물의 병진 운동을 전류... 장거리에 걸친 물의 수평 이동입니다. 해류가 있습니다 바람(또는 드리프트) 원인이 한 방향으로 부는 바람 일 때. 폐수 유입 또는 폭우로 인해 수위가 지속적으로 상승하는 경우 해류가 발생합니다. 예를 들어, 걸프 스트림은 인근 카리브해의 유입으로 인한 수위 상승으로 인해 발생합니다. 보상해류는 바다의 어느 부분에서든 물의 손실을 보상합니다. 바람이 육지에서 바다로 끊임없이 불어 오면 지표수를 쫓아 내고 그 자리에서 차가운 물이 심해에서 올라갑니다. 밀도해류는 같은 깊이에서 서로 다른 물 밀도의 결과입니다. 염도가 다른 바다를 연결하는 해협에서 관찰 할 수 있습니다. 예를 들어, 지중해에서 흑해로 바닥을 따라 보스포러스 해협을 따라 더 짠맛과 밀도가 높은 물이 흐르고 표면에서이 흐름으로 더 많은 담수가 흐릅니다.

전류는 온도 분포에서 위도 구역을 위반합니다. 대서양, 인도 및 태평양의 세 바다 모두에서 해류의 영향으로 온도 이상이 발생합니다. 양성 이상은 자오선 방향에 가까운 방향을 가진 해류에 의해 적도에서 더 높은 위도로 따뜻한 물이 이동하는 것과 관련이 있습니다. 음의 이상은 반대 방향 (고위도에서 적도까지)의 냉류로 인해 발생합니다. 해류는 염분, 산소 함량, 영양분, 색상, 투명도 등과 같은 다른 해양 학적 특성의 분포에도 영향을 미칩니다. 이러한 특성의 분포는 바다와 해양의 생물학적 과정, 동식물의 발달에 큰 영향을 미칩니다.

혼합 흐름 -지구의 축 회전과 태양과 달에 의한 행성의 매력으로 인해 발생하는 썰물과 흐름. 해수면의 각 지점에서 조수는 하루에 2 번, 썰물은 2 번 관찰됩니다. 바다에서 해일의 높이는 약 1.5m이며 해안가에서는 구성에 따라 다릅니다. 대서양에서 북미 연안의 펀디 만에서 가장 높은 조수는 18m입니다.

생활 환경으로서의 바다

바다에서 생명체는 모든 곳에 존재합니다-다른 형태와 다른 표현으로. 바다의 존재 조건에 따라 물기둥 (pelagial)과 바닥 (저저)의 두 가지 영역이 구분됩니다. 저저는 해안- 연안,최대 200m 깊이, 깊이- 심연.심연 지역은 저온, 고압, 빛 부족 및 상대적으로 낮은 산소 함량의 조건에서 생활하는 데 적합한 독특한 유기체로 표현됩니다.

대양의 유기 세계는 저서, 플랑크톤, 네크 톤의 세 그룹으로 구성됩니다. ... 저서 -바닥의 주민들 (식물, 벌레, 연체 동물), 오랫동안 물 기둥으로 올라갈 수 없습니다. 플랑크톤 -장거리 이동 능력이없는 물기둥 (박테리아, 곰팡이, 조류, 원생 동물 등)의 주민. 유영 동물 -바다의 주민, 자유롭게 장거리 수영 (고래, 돌고래, 물고기) .

녹색 식물은 광합성에 충분한 빛이있는 곳에서만 자랄 수 있습니다 (최대 깊이 200m). 해양 생물의 대부분은 식물성 플랑크톤으로, 100m 높이의 물 위에 서식합니다. 평균 식물성 플랑크톤 질량은 17 억 톤, 연간 생산량은 5500 억 톤이며, 가장 널리 퍼져있는 식물성 플랑크톤은 규조류로 1 만 5 천 종으로 대표됩니다. 한 개의 규조류는 한 달에 천만 개의 표본을 생산할 수 있습니다. 식물성 플랑크톤은 빨리 죽고 다량으로 먹기 때문에 바다를 채우지 못했습니다. 식물성 플랑크톤은 해양 먹이 사슬의 첫 번째 고리입니다. 식물성 플랑크톤이 풍부하게 개발 된 지역은 일반적으로 생명이 풍부한 해양의 번식력이 증가한 곳입니다.

해양 생물 분포는 매우 고르지 않으며 뚜렷한 구역 특성... 북반구의 높은 위도에서 식물성 플랑크톤의 발달 조건은 바람직하지 않습니다-지속적인 얼음 덮음, 극지 밤, 여름철 수평선 위 태양의 낮은 위치, 차가운 (0 ° C 미만) 물, 약한 수직 순환 (상층의 담수화 결과) 영양소 제거를 제공하지 않습니다 깊이에서. 여름에는 냉기를 좋아하는 물고기와 물고기를 먹는 물개가 구멍에 나타납니다.

에 아 극성 위도극지방 얼음 가장자리의 계절 이동이 발생합니다. 일년 중 추운 부분에 수백 미터의 층에서 물이 집중적으로 혼합되어 (냉각 결과) 산소와 영양소 염이 풍부합니다. 봄과 여름에는 많은 빛이 들어와 상대적으로 낮은 온도 (용해를위한 열 소비의 결과)에도 불구하고 많은 식물성 플랑크톤이 발생합니다. 이것은 식물성 플랑크톤을 먹는 동물성 플랑크톤의 짧은 기간에 이어집니다. 이 기간 동안 많은 물고기 (청어, 대구, 대구, 농어 등)가 아 극대 지역에 축적됩니다. 특히 남반구에 서식하는 고래가 먹이를 먹습니다.

에 온대 위도두 반구는 물의 강한 혼합, 충분한 양의 열과 빛이 생명의 발달에 가장 유리한 조건을 만듭니다. 이들은 해양에서 가장 생산적인 지역입니다. 식물성 플랑크톤의 최대 발달은 봄에 관찰됩니다. 그는 영양분을 흡수하고 그 양이 감소합니다. 동물성 플랑크톤의 발달이 시작됩니다. 가을은 식물성 플랑크톤 개발의 두 번째 최대치입니다. 동물성 플랑크톤이 풍부하면 생선 (청어, 대구, 멸치, 연어, 정어리, 참치, 넙치, 넙치, navaga 등)의 풍부함이 결정됩니다.

에 아열대 및 열대위도에서는 바다 표면의 물이 염도가 증가했지만 고온으로 인해 상대적으로 가벼워 혼합을 방해합니다. 영양분을 함유 한 입자는 잔류하지 않고 바닥으로 가라 앉습니다. 산소는 온대 지역보다 2 배 적습니다. 식물성 플랑크톤은 약하게 발달하고 동물성 플랑크톤이 거의 없습니다. 아열대 위도에서 물은 가장 투명하고 강렬한 파란색 (바다 사막의 색)을가집니다. 따뜻한 물에서 바닥과 관련이없는 갈조류가 자라며 바다 의이 부분에 전형적인 사르 가수 스가 자랍니다.

에 적도 위도물 혼합은 무역풍과 적도 역류의 경계에서 발생하므로 영양염과 산소가 비교적 풍부합니다. 온대의 북쪽 가장자리 만큼은 아니지만 인접한 위도보다 플랑크톤이 훨씬 더 많습니다.

온수는 이산화탄소가 거의 없기 때문에 탄산 칼슘을 잘 용해시키지 못합니다. 탄산 칼슘은 그 안에 풍부하고 식물과 동물에 쉽게 흡수됩니다. 결과적으로 동물의 껍질과 골격은 거대 함과 힘을 얻고 유기체가 쇠퇴 한 후 저위도의 특징 인 강력한 탄산염 퇴적물, 산호초 및 섬이 형성됩니다.

열린 부분에서 잘 표현 된 해양 상층의 생물 분포의 위도 구역은 바람과 해류의 영향으로 외곽에서 방해받습니다.

염분. 중량 기준 해양 수는 순수 96.5 %와 용존 미네랄, 가스, 미량 원소, 콜로이드 및 유기 및 무기 유래 현탁액의 3.5 %로 구성됩니다. 알려진 모든 화학 원소는 해수의 일부입니다. 무엇보다 해수 나트륨, 즉 염화나트륨 (1 리터당 27.2g)에 들어 있으므로 해수는 짠맛이납니다. 그다음에 마그네슘 염-MgCl (1l 당 3.8g) 및 MgSO4 (1l 당 1.7g)로 물에 쓴 맛이납니다. 생체 원소 (인, 질소 등) 및 미량 원소를 포함한 다른 모든 원소는 1 % 미만을 차지합니다. 즉, 그 함량은 무시할 수 있습니다. 해양의 염분 총량은 50 10 16 톤에 달합니다.
소금은 약 60m의 층으로 바다의 바닥을 덮을 수 있고, 45m의 층으로 지구 전체를 덮을 수 있으며, 153m의 층으로 육지를 덮을 수 있습니다. 바닷물의 놀라운 특징은 소금 조성의 불변성입니다. 용액은 농도가 다른 해양의 다른 부분에있을 수 있지만 주요 염의 비율은 변하지 않습니다.

대기에 닿는 바닷물은 열을 교환합니다. 물이 공기보다 따뜻하면 열이 대기로 전달되지만 물이 더 차면 열교환 과정에서 일정량의 열을받습니다.

얼음 덮개는 지구 전체의 기후, 해양 생물에 큰 영향을 미칩니다.

바다, 특히 바다의 얼음은 운송과 낚시를 방해합니다.

해양 수 이동

파도... 세계 해수면의 파도의 주요 원인은 바람입니다. 경우에 따라 파도는 높이 18m, 길이는 최대 1km에 이릅니다. 파도는 깊이와 함께 사라집니다.

해류... 거대한 질량의 물의 병진 운동을 전류... 장거리에 걸친 물의 수평 이동입니다. 해류가 있습니다 바람 (또는 드리프트) 원인이 한 방향으로 부는 바람 일 때. 폐수 유입 또는 폭우로 인해 수위가 지속적으로 상승하는 경우 해류가 발생합니다. 예를 들어, 걸프 스트림은 인근 카리브해의 유입으로 인한 수위 상승으로 인해 발생합니다. 보상 해류는 바다의 어느 부분에서든 물의 손실을 보상합니다. 바람이 육지에서 바다로 끊임없이 불어 오면 지표수를 쫓아 내고 그 자리에서 차가운 물이 깊은 곳에서 올라갑니다. 밀도 해류는 동일한 깊이에서 서로 다른 물 밀도의 결과입니다. 그들은 다른 염분을 가진 바다를 연결하는 해협에서 볼 수 있습니다. 예를 들어, 지중해에서 흑해로 바닥을 따라 보스포러스 해협을 따라 더 짠맛과 밀도가 높은 물이 흐르고 표면에서이 흐름을 향해 더 신선한 물이 흐릅니다.

생활 환경으로서의 바다

바다에서 생명체는 모든 곳에 존재합니다-다른 형태와 다른 표현으로. 바다의 존재 조건에 따라 물기둥 (pelagial)과 바닥 (저저)의 두 가지 영역이 구분됩니다. 저저는 해안- 연안, 최대 200m 깊이, 깊이- 심연. 심연 지역은 저온, 고압, 빛 부족 및 상대적으로 낮은 산소 함량의 조건에서 생활하는 데 적합한 독특한 유기체로 대표됩니다.

에 아 극성 위도 극지방 얼음 가장자리의 계절 이동이 발생합니다. 한 해의 추운 부분에는 수백 미터의 층에서 물이 집중적으로 혼합되어 (냉각의 결과) 산소와 영양염이 풍부합니다. 봄과 여름에는 많은 빛이 들어와 상대적으로 낮은 온도 (용해를위한 열 소비의 결과)에도 불구하고 많은 식물성 플랑크톤이 발생합니다. 이것은 식물성 플랑크톤을 먹는 동물성 플랑크톤의 짧은 기간에 이어집니다. 이 기간 동안 많은 물고기 (청어, 대구, 대구, 농어 등)가 극지방에 축적됩니다. 특히 남반구에 서식하는 고래가 먹이를 먹습니다.

에 온대 위도 두 반구는 물의 강한 혼합, 충분한 양의 열과 빛이 생명의 발달에 가장 유리한 조건을 만듭니다. 이들은 해양에서 가장 생산적인 지역입니다. 식물성 플랑크톤의 최대 발달은 봄에 관찰됩니다. 그는 영양분을 동화하고 그 양이 감소합니다. 동물성 플랑크톤의 발달이 시작됩니다. 가을은 식물성 플랑크톤 개발의 두 번째 최대치입니다. 동물성 플랑크톤이 풍부하면 생선 (청어, 대구, 멸치, 연어, 정어리, 참치, 넙치, 넙치, navaga 등)의 풍부함이 결정됩니다.

에 아열대 및 열대 위도에서는 바다 표면의 물이 염분이 증가했지만 고온으로 인해 상대적으로 가벼워 혼합을 방해합니다. 영양분을 함유 한 입자는 잔류하지 않고 바닥으로 가라 앉습니다. 산소는 온대보다 2 배 적습니다. 식물성 플랑크톤은 약하게 발달하고 동물성 플랑크톤이 거의 없습니다. 아열대 위도에서 물은 가장 투명하고 강렬한 파란색 (바다 사막의 색)을가집니다. 따뜻한 물에서는 바닥과 관련이없는 갈조류가 자라며,이 바다 부분의 전형적인 사가 수스입니다.

에 적도 위도 물 혼합은 무역풍과 적도 역류의 경계에서 발생하므로 영양염과 산소가 비교적 풍부합니다. 온대의 북쪽 가장자리 만큼은 아니지만 이웃 위도보다 플랑크톤이 훨씬 많습니다.

열린 부분에서 잘 표현 된 해양 상층의 생물 분포의 위도 구역은 바람과 해류의 영향으로 외곽에서 방해받습니다.

염분바닷물의 가장 중요한 특징입니다. 이 솔루션에는 지구상에 알려진 거의 모든 화학 원소가 포함되어 있습니다. 소금의 총량은 50-10 16 톤입니다. 해저를 층으로 덮을 수 있고, 해저를 60m, 지구 전체를 덮을 수 있습니다-45m, 육지-153m. 해수의 염분 비율은 일정하게 유지되며, 이것은 해수의 높은 역학에 의해 보장됩니다. 조성은 NaCl (77.8 %), MgCl (10.9 %) 등이 지배적입니다.

해수의 평균 염도는 35 0/00입니다. 한 방향 또는 다른 방향의 평균 염도 편차는 담수의 들어오고 나가는 균형의 변화로 인해 발생합니다. 따라서 대기 강수, 빙하의 물, 육지의 유출은 염분을 감소시킵니다. 증발-염분 증가.

바다의 염분 분포에는 지역적 특징과 지역적 특징이 있습니다. 구역 특징은 기후 조건 (강수 및 증발 분포)과 관련이 있습니다. 적도 지역에서 물은 약간 염분 (O\u003e E), 열대 및 아열대 위도 (E\u003e O)에서 염도는 해수면에서 최대입니다-36-37 0/00,이 구역의 북쪽과 남쪽으로 염분이 감소합니다. 얼음이 녹 으면 고위도에서 염도 감소에 기여합니다.

해수면의 염분 분포에서 위도 구역 설정은 해류에 의해 방해받습니다. 따뜻한 것은 염분을 증가시키고 차가운 것은 그것을 낮 춥니 다. 표면에있는 해양의 평균 염도는 다릅니다. 가장 높은 염도는 대서양에 있습니다-35.4 0/00, 북극해에서 가장 낮은-32 0/00 (시베리아 해수의 담수화 역할이 큽니다). 염도 변화는 주로 담수를 직접받는 표층과 관련이 있으며 혼합 깊이에 의해 결정됩니다. 염도의 모든 변화는 상층에서 1500m 깊이까지 발생하며 더 깊은 염도는 변하지 않습니다.

세계 해양 수온.

열 균형 요소 과정의 변화는 수온의 과정을 결정합니다. 해수면에서 수온 변동의 일일 진폭은 평균 0.5 ° C를 초과하지 않습니다. 일일 최대 진폭은 저위도 (최대 10 ° C)에서 가장 작은 것은 고위도 (최대 0 ° C)에서입니다. 해수 온도의 일일 변동은 종속적 인 역할을합니다.

해수면 온도 변동의 연간 진폭은 일일 진폭보다 큽니다. 연간 기온 변동은 저위도 (1 0)와 고위도 (2 0)에서 작습니다. 첫 번째 경우에는 일년 내내 많은 양이 고르게 분포되고 두 번째 경우 짧은 여름에는 물이 많이 데울 시간이 없습니다. 가장 큰 연간 진폭 (100 ~ 170)은 온대 위도에서 기록됩니다. 가장 높은 연평균 수온 (27-28 0)은 적도 및 열대 위도에서 관찰되며, 북쪽과 남쪽에서는 온도가 0 ° C로 떨어지고 극지방에서는 그 이하로 떨어집니다. 열 적도는 약 5 ° C N에 있습니다. 해류는 지역 온도 분포를 방해합니다. 극 (예 : 걸프 스트림)으로 열을 전달하는 전류는 양의 온도 이상으로 두드러집니다. 따라서 열대 위도에서는 해류의 영향으로 동부 해안의 수온이 서부 해안보다 높고 온대 위도에서는 반대로 서부의 수온이 동부 해안보다 높습니다. 남반구의 더 바다 쪽 반구에서는 수온 분포의 구역 설정이 거의 방해받지 않습니다. 해수면에서 가장 높은 온도 (+32 0 С)는 태평양에서 8 월에 관찰되었으며, 2 월에 북극해에서 가장 낮았습니다 (-1.7 0 С). 평균적으로 남반구의 해수면은 북반구 (남극의 영향)보다 매년 더 춥습니다. 해수면의 연평균 기온은 +17.4 0 С로 연간 기온 +14 0보다 높습니다. 가장 따뜻한 것은 인도양입니다-약 +20 0 C. 상층의 물을 가열하는 태양 복사열은 매우 천천히 밑에있는 층으로 전달됩니다. 해수 기둥의 열 재분배는 대류와 파도와 해류에 의한 혼합으로 인해 발생합니다. 따라서 온도는 깊이에 따라 감소합니다. 약 100-200m 깊이에서 온도가 급격히 떨어집니다. 깊이와 함께 수온이 급격히 떨어지는 층을 서모 클라인이라고합니다.

적도에서 50-60 0 초까지 바다의 Thermocline. 및 y.sh. 100 ~ 700m의 깊이에서 지속적으로 존재합니다. 북극해에서는 수온이 50 ~ 100m의 깊이로 떨어졌다가 상승하여 200 ~ 600m의 깊이에서 최대에 도달합니다.이 온도 상승은 온대 위도에서 온난 한 물, 더 많은 염분이 침투하여 발생합니다. 물의 상층보다.

빙 수온이 빙점 아래로 떨어지면 높은 위도의 바다에 나타납니다. 빙점은 염도에 따라 다릅니다. 염도가 높을수록 빙점이 낮아집니다. 얼음은 신선한 얼음보다 밀도가 낮습니다. 소금에 절인 얼음은 신선한 얼음보다 내구성이 떨어지지 만 플라스틱과 점성이 더 많습니다. 부풀어 오르지 않습니다 (약한 흥분). 신선한 얼음의 파란색과 달리 녹색 색조를 얻습니다. 바다의 얼음은 움직이지 않고 떠있을 수 있습니다. 고정 얼음-육지 또는 떼와 관련된 연속 얼음 덮개. 이것은 일반적으로 빠른 얼음입니다. 떠 다니는 얼음 (표류)은 해안과 연결되어 있지 않고 바람과 해류에 의해 움직입니다.

1.1 지구상의 물과 땅의 분배.

토지의 총면적은 5 억 1 천만 평방 킬로미터입니다.

토지 면적은-149 백만 평방 킬로미터입니다. (29 %)

물은 3 억 1 천만 평방 킬로미터를 차지했습니다. (71 %)

북반구와 남반구에서 지표면과 수면의 비율은 동일하지 않습니다.

남반구에서 물은 81 %를 차지합니다.

북반구에서 물은 61 %를 차지합니다.

대륙은 어느 정도 서로 분리되어있는 반면 바닷물은 세계 해양이라고하는 지구 표면에 연속적인 물 공간을 형성합니다. 물리적 및 지리적 특징에 따라 후자는 별도의 바다, 바다, 만, 만 및 해협으로 세분됩니다.

대양 -연결되지 않은 대륙에 의해 서로 다른 측면에서 경계를 이루는 세계 해양의 가장 큰 부분.

1930 년대 이후로 4 대양으로의 분할이 채택되었습니다. 조용함, 인도, 대서양, 북극 (이전의 남극).

세계 해양을 절단하는 대륙은 해양 사이의 자연 경계를 정의합니다. 남극의 높은 위도에는 그러한 경계가 없으며 여기에서 조건부로 허용됩니다. 태평양과 대서양 사이의 케이프 혼 (Cape Horn) 자오선 (6804‘W), 티에라 델 푸 에고 섬에서 남극 대륙까지; 대서양과 인도 사이-자오선 20E를 따라 Cape Agulhas에서. ; Indian과 Tikhim 사이-Cape Yugo에서-Vostochny에 대해. 자오선 14655 '를 따라 태즈 매니아.

세계 해양 전체 면적의 백분율로 표시된 해양 면적은 다음과 같습니다.

조용함-50 %

대서양-25.8 %

인도인-20.8 %

북 북극-3.6 %

각각의 바다에서 바다는 구별되고 다소 고립되어 있으며 바다의 다소 광대 한 영역으로, 지역 조건의 영향으로 바다의 인접한 지역과의 어려운 물 교환으로 연결되는 자체 수문 체제를 가지고 있습니다.

바다는 바다로부터의 고립 정도와 물리적 및 지리적 조건에 따라 세 가지 주요 그룹으로 나뉩니다.

1. 내해

과. 중 해

비. 반 폐쇄

2. 가장자리 가의 바다

3. 섬간 바다

지중해 사방이 육지로 둘러싸여 있고 하나 이상의 해협으로 바다와 소통합니다. 그들은 자연 조건의 최대 격리, 지표수의 폐쇄 순환 및 염분 및 온도 분포에서 가장 큰 독립성을 특징으로합니다.

이 바다에는 지중해, 흑해, 백해가 포함됩니다.

반 밀폐 된 바다 부분적으로 대륙에 둘러싸여 있고 반도 또는 일련의 섬에 의해 바다와 분리되어있는 해협의 급류로 인해 물 교환이 어렵지만 지중해보다 훨씬 더 자유 롭습니다.

예 : 베링, 오호츠크, 일본 해, 알류 샨 섬, 쿠릴 섬 및 일본 섬에 의해 태평양과 분리되어 있습니다.

한계 바다 반도 또는 섬에 의해 바다에서 분리 된 바다의 다소 개방 된 부분입니다.

이 유형의 바다와 바다 사이의 물 교환은 사실상 무료입니다. 해류 체계의 형성과 염분 및 온도 분포는 대륙과 바다의 영향을 똑같이받습니다. 주변 바다에는 다음이 포함됩니다. 북극해 (백색 제외).

섬간 바다 -이들은 섬의 고리로 둘러싸인 바다의 일부이며, 해협의 급류는 일종의 자유로운 물 교환을 방해합니다. 바다의 영향으로이 바다의 자연 조건은 바다의 자연 조건과 비슷합니다. 해류의 특성과이 바다의 표면과 깊이에서 온도와 염분의 분포에는 약간의 독립성이 있습니다. 이 유형의 바다에는 Sulu, Celeba, Benda, Yavan 등 동인도 군도의 바다가 포함됩니다.

바다의 작은 구역은 만, 만 및 해협입니다. 만과만의 구별은 다소 임의적입니다.

베이에서 육지로 튀어 나와 인접한 바다의 영향을 충분히받을 수있는 바다 부분을 말합니다. 가장 큰 만 : Biscay, Guinea, Bengal, Alaska, Hudson, Anadyr 등

베이 옆 그들은 만과 인접한 저수지 사이의 물 교환을 다소 복잡하게 만드는 섬이나 반도로 둘러싸인만의 입구가있는 작은만이라고 부릅니다. 예 : Sevastopol, Golden Horn, Tsemeskaya 등

북쪽에서는 강이 흐르는 땅으로 깊숙이 튀어 나온만을 입술이라고 부르고, 만 바닥에는 강 퇴적물 흔적이 있으며 물은 담수 성이 높습니다.

가장 큰 만 : Obskaya, Dvinskaya, Onega 및 기타. 빙하 침식과 관련하여 형성된 구불 구불하고 낮고 깊게 튀어 나온만을 피요르드 .

리만 땅이 약간 가라 앉아 바다로 침수 된 강 계곡 또는 협곡의 입구. 라군 a) 해안 바 형태의 퇴적물 퇴적의 결과로 바다에서 분리되고 좁은 해협에 의해 바다에 연결된 얕은 수역; b) 본토와 산호초 또는 환초 사이의 바다 부분.

해협 세계 해양의 비교적 좁은 부분이라고 불리며, 상당히 독립적 인 자연 조건을 가진 두 개의 저수지를 연결합니다.

1.2. 해수의 화학 성분 및 염도

바닷물은 맛, 비중, 투명도, 색상 및 더 공격적인 영향에서 담수와 다릅니다. 분자의 강한 극성과 큰 쌍극자 모멘트로 인해 물은 큰 해리 능력을 가지고 있습니다. 따라서 다양한 염이 이온 분산 형태로 용해되고 해수는 본질적으로 알칼리 반응을 통해 약하고 완전히 이온화 된 용액이며, 이는 평균 2.38 mg-eq / l (알칼리 용액)의 양이온 당량 합계 초과로 결정됩니다. 모든 할로겐이 동등한 양의 염소로 대체되고 모든 탄산염이 산화물로 전환되고 유기물이 연소되는 경우 1kg의 해수에 용해 된 그램으로 표시되는 양은 해수의 염도를 부르는 것이 일반적입니다. 염도는 기호 S로 표시됩니다. 염도의 단위는 해수 1000g에 녹인 소금 1g을 취하여 ppm , % 0으로 표시됩니다. 해수 1kg에 용해 된 미네랄의 평균 량은 35g이므로 세계 해양의 평균 염도는 S \u003d 35 % 0입니다.

이론적으로 알려진 모든 화학 원소는 해수에서 발견되지만 무게 함량은 다릅니다. 해수에는 두 그룹의 요소가 포함되어 있습니다.

1 개 그룹. 해수의 주요 이온.

이온과 분자	물 1kg (S \u003d 35 % 0)
이온과 분자
염화물 Cl
황화 SO4
탄화수소 HCO3
브로마이드 B2
불화물 F
붕산 H2 BO3
음이온의 합계 :
나트륨 Na
마그네슘 Mg
칼슘 Ca
스트론튬 Sr
양이온의 양
이온의 합

그룹 2-총 함량이 3mg / kg을 초과하지 않는 미량 원소.

해수에는 개별 원소가 거의 존재하지 않습니다. 예은-3 개 10-7g, 금 5 개 10-10-7g. 주요 원소는 소금 화합물의 해수에서 발견되며, 그 주성분은 해수에 용해 된 모든 고체 중량의 88.7 %를 구성하는 NaCl과 MgCl입니다. ; 황산 MgSO4, CaSO4, K2SO4는 10.8 %를 구성하고 CaCO3 탄산염은 0.3 %를 구성합니다. 해수 샘플 분석 결과, 용해 된 미네랄의 함량은 넓은 범위 (2 ~ 30g / kg)에 걸쳐 다양 할 수 있지만 실제 목적에 충분한 정확도를 가진 비율은 일정하게 취할 수 있습니다. 이 패턴의 이름은 해수의 염분 조성의 불변성 .

이 규칙 성을 바탕으로 해수의 염도를 염소 함량과 연관시키는 것이 가능함이 밝혀졌습니다 (해수에 포함 된 가장 많은 양의 원소).

S \u003d 0.030 + 1.805 Cl.

강물에는 평균 60.1 %의 탄산염과 5.2 %의 염화물이 포함되어 있습니다. 그러나 매년 1.6910 9 톤의 탄산염 (HCO3)이 유출수가 3.6 ~ 10 4 인 강물과 함께 세계 해에 유입된다는 사실에도 불구하고 해양의 총 함량은 거의 변하지 않습니다. 그 이유는 다음과 같습니다.

석회암 지층을 구축하기 위해 해양 조직의 과도한 소비.

낮은 용해도로 인한 침전.

염분 함량의 변화를 포착하는 것은 사실상 불가능하다는 점에 유의해야합니다. 바다의 총 물 질량은 56 ~ 10 15 톤이며 소금 투입량은 거의 무시할 수 있습니다. 예를 들어, 염화물 이온의 함량을 0.02 % 0으로 변경하려면 2-10 5 년이 걸립니다.

열린 부분의 해양 표면의 염도는 강수와 증발의 비율에 따라 달라지며 이러한 이유로 염도의 변동은 0.2 % 0입니다. 물과 공기의 온도 차이, 풍속 및 지속 시간이 클수록 증발량이 커집니다. 이것은 물의 염도를 증가시킵니다. 강수량은 표면 염분을 감소시킵니다.

극지방의 염도는 녹 으면서 변화하며 얼음의 형성과 변동은 약 0.7 % 0입니다.

위도에 걸친 염분 변화는 모든 해양에서 거의 동일합니다. 염도는 극지방에서 열대 지방으로 갈수록 증가하여 20-25s에 이릅니다. 그리고 y. 또는 적도에서 다시 감소합니다. 대서양의 염분, 강수, 증발, 밀도, 수온의 위도 별 분포. (그림 1).

해양 및 연안 해류의 존재와 큰 강에 의한 담수의 유출로 인해 염도 표면의 균일 한 변화가 얻어집니다.

바다의 염도는 바다의 염도와 차이가 클수록 바다와 바다의 소통이 적습니다.

바다의 염도 :

지중해 37-38 % 0 서쪽

38-39 % 0 동쪽

홍해 37 % 0 남쪽

41 % 0 북쪽

페르시아만 40 % 0 북부

37-38 % 0 동쪽

염분의 깊이 변동은 1500m 깊이에서만 발생합니다. 이 지평선 아래에서 염도는 크게 변하지 않습니다. 깊이에 따른 염분 분포는 수평 변위와 물 덩어리의 수직 순환에 영향을받습니다. 해수면이나 다른 수평선의 염분 분포에 대한지도 제작 이미지의 경우 염분 선이 그려집니다. 이소 할린 .

1.3. 바닷물의 가스

해수는 대기와 접촉하여 산소, 질소, 이산화탄소와 같은 공기 중 가스를 흡수합니다.

해수에 용해 된 가스의 양은 가스의 화학적 성질에 따라 달라지며 온도가 증가함에 따라 감소하는 가스의 분압과 용해도에 의해 결정됩니다.

760 mmHg의 분압에서 담수에서 가스의 용해도 표.

가스 용해도 (ml / l)
산소	이산화탄소	황화수소

해수와 반응하지 않는 산소와 질소의 용해도도 염분에 의존하며 증가함에 따라 감소합니다. 해수에서 용해성 가스의 함량은 절대 단위 (ml / l) 또는 포화 된 양의 백분율로 추정됩니다. 주어진 온도 및 염도, 정상 습도 및 760mmHg의 압력에서 물에 용해 될 수있는 가스의 양에서. 해수에서 산소의 더 나은 용해도 때문에 산소와 질소는 1 : 2의 비율입니다. 산소 함량은 상당한 과포화 (광합성의 결과로 얕은 물에서 최대 350 %까지, 유기체의 호흡과 산화에 소비되고 수직 순환이없는 상태에서 완전히 사라짐)에서 시간과 공간에 따라 변동합니다.

산소의 용해도는 온도에 크게 좌우되기 때문에 추운 계절에는 산소가 바닷물에 흡수되고 온도가 상승하면 과도한 산소가 대기로 전달됩니다.

이산화탄소는 공기 중에 0.03 %의 양으로 포함되어 있으므로 물의 함량은 0.5ml / l로 달성되어야합니다. 그러나 산소와 질소와 달리 이산화탄소는 물에 용해 될뿐만 아니라 부분적으로 염기가있는 화합물로 들어갑니다 (물은 약 알칼리성 반응이기 때문에). 결과적으로 자유 및 결합 이산화탄소의 총 함량은 50ml / l에 도달 할 수 있습니다. 이산화탄소는 광합성 과정과 유기체에 의한 석회질 형성을 위해 소비됩니다. 소량의 이산화탄소 (1 %)가 물과 결합하여 탄산을 형성합니다.

CO2 + H2O  H2CO3.

산소는 비 코르 바 네이트 및 탄산염 이온과 수소 이온을 방출합니다.

H2CO3  H + HCO3

H2CO3  H + CO3

수소 이온의 정상적인 용액에는 1g이 들어 있습니다.
1 리터의 물에. 실험에 따르면 H 이온의 농도가 1 ~ 10-7g / l 일 때 물은 중성입니다. 반대 부호와 pH를 나타내는 지수로 수소 이온의 농도를 표현하는 것이 즐겁습니다.

중성 수의 경우 pH \u003d 7

수소 이온이 pH를 지배한다면< 7 (кислая реакция).

하이드 록실 이온이 우세한 경우 pH\u003e 7 (알칼리 반응).

유리 이산화탄소 함량이 감소하면 pH가 증가하는 것으로 밝혀졌습니다. 열린 바다에서 물은 약 알칼리성 반응 또는 pH \u003d 7.8-8.8입니다.

1.4. 해수의 온도 및 열적 특성

해수면의 가열은 산란 된 태양 복사에 의해 직접 발생합니다.

대륙이 없으면 바다 표면의 온도는 그 장소의 위도에만 의존합니다. 사실, 세계 해양의 남쪽을 제외하고는 해부, 해양 식물의 영향, 수직 순환 등으로지도가 완전히 다르다.

해양 표면의 평균 가스 온도 :

대서양-16.9 С

인도-17.0 С

조용한 19.1 С

세계-17.4С

평균 기온 14.3 С

페르시아만 (35.6 С)에서 가장 높습니다. 북극해에서 가장 낮습니다 (-2 С). 온도는 3000-500m의 수평선까지 매우 빠르게 감소하고 1200-1500m까지 훨씬 더 느리고 1500m에서 바닥까지 매우 느리게 또는 전혀 변하지 않습니다. (그림 2)

그림 2. 다른 위도에서 깊이에 따른 온도 변화.

일별 온도 변동은 깊이에 따라 급격히 감소하고 30-50m 수평선에서 사라집니다. 깊이의 최대 온도는 표면보다 5-6 시간 늦게 발생합니다. 가스 온도 변동의 침투 깊이는 기상 조건에 따라 다르지만 일반적으로 300-500m를 초과하지 않습니다. 비열 용량은 매우 높습니다.

1 Cal / g * deg \u003d 4186.8 J / kg * deg.