คุณสมบัติทางกายภาพและเคมีของน้ำในมหาสมุทรโลก คุณสมบัติทางกายภาพและเคมีของน้ำในมหาสมุทรโลก คุณสมบัติทางกายภาพและเคมีของน้ำในมหาสมุทรโลก

มหาสมุทรโลกเป็นส่วนหลักของไฮโดรสเฟียร์ - เปลือกน้ำของโลก น้ำครอบคลุมพื้นที่ 361 ล้าน km2 หรือ 70.8% ของพื้นผิวโลก ซึ่งมากกว่าพื้นที่พื้นดินเกือบ 2.5 เท่า (149 ล้าน km2 หรือ 29.2%) ผลลัพธ์ที่สำคัญที่สุดของความสัมพันธ์ระดับโลกระหว่างพื้นดินและทะเลคืออิทธิพลของมหาสมุทรโลกที่มีต่อสมดุลของน้ำและความร้อนของโลก ประมาณ 10% รังสีแสงอาทิตย์ที่ถูกดูดซับโดยพื้นผิวมหาสมุทร ถูกใช้ไปกับการให้ความร้อนและการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนระหว่างชั้นผิวน้ำและชั้นล่างของบรรยากาศ ความร้อนที่เหลืออีก 90% ถูกใช้ไปกับการระเหย การระเหยจากพื้นผิวมหาสมุทรเป็นทั้งแหล่งน้ำหลักในวัฏจักรอุทกวิทยาโลกและเป็นผลจากความร้อนแฝงสูงของการระเหยของน้ำ และนี่คือองค์ประกอบที่สำคัญของโลก สมดุลความร้อนโลก. น่านน้ำของมหาสมุทรโลกประกอบด้วยมหาสมุทรแอตแลนติก แปซิฟิก อินเดีย อาร์กติก และทางใต้ ทะเลชายขอบ (เรนท์ แบริ่ง โอค็อตสค์ ญี่ปุ่น แคริบเบียน ฯลฯ) ทะเลภายใน (เมดิเตอร์เรเนียน ดำ และบอลติก) ทะเลสาบทะเลแคสเปียนและอารัลไม่มีส่วนเกี่ยวข้องกับมหาสมุทรโลก จึงถูกเรียกว่าทะเลตามอัตภาพเนื่องจากมีขนาดใหญ่ ปัจจุบันเป็นแหล่งกักเก็บน้ำแบบปิดภายใน และในยุคควอเทอร์นารีเชื่อมต่อกับมหาสมุทรโลก

มหาสมุทรโลกประกอบด้วยน้ำอย่างน้อย 1.4 พันล้าน km3 ซึ่งคิดเป็นประมาณ 94% ของปริมาตรของไฮโดรสเฟียร์ น้ำจำนวนมหาศาลเหล่านี้เคลื่อนไหวอยู่ตลอดเวลา กระบวนการทางธรณีวิทยาที่เกิดขึ้นในมหาสมุทรโลกมีความหลากหลายและเป็นตัวแทนของปรากฏการณ์ที่สัมพันธ์กัน ประกอบด้วยกระบวนการดังต่อไปนี้:

การทำลายหรือการเสียดสี (จากภาษาละติน "abrado" - ฉันโกน, ขูดออก), ฝูงหินที่ประกอบขึ้นเป็นชายฝั่งและเป็นส่วนหนึ่งของน้ำตื้น;

การโอนและการคัดแยกผลิตภัณฑ์ทำลายล้างที่นำมาจากที่ดิน

การสะสมหรือการสะสมของฝนต่างๆ เป็นเวลานานแล้วที่ก้นมหาสมุทรโลกและตะกอนของมันยังคงไม่มีการสำรวจ ตั้งแต่กลางศตวรรษที่ 20 เท่านั้นที่การวิจัยแบบกำหนดเป้าหมายในมหาสมุทรโลกเริ่มต้นจากเรือวิจัยที่สร้างขึ้นเป็นพิเศษ เริ่มแรกมีการใช้เครื่องมือธรณีฟิสิกส์ต่าง ๆ ที่ติดตั้งบนเรือเพื่อศึกษาก้นมหาสมุทรโลกและจัดส่งตัวอย่างหินด้วยอวนลากพิเศษ - เรือขุด จากผลงานเหล่านี้ ทำให้ได้รับข้อมูลเฉพาะเกี่ยวกับภูมิประเทศของก้นมหาสมุทรโลก

ฟิสิกส์- คุณสมบัติทางเคมีน้ำทะเลและมหาสมุทร

ความเค็มและ องค์ประกอบทางเคมีน้ำมีสารจำนวนมากในสถานะละลายในน้ำทะเล ปริมาณเกลือที่ละลายในน้ำทะเลทั้งหมดเรียกว่าความเค็ม (5) และแสดงเป็น ppm (%o) ความเค็มเฉลี่ยของน้ำทะเลจะอยู่ที่ประมาณ 35% ซึ่งหมายความว่าน้ำ 1 ลิตรประกอบด้วยเกลือที่ละลายอยู่ประมาณ 35 กรัม (ความเค็มโดยเฉลี่ย น้ำทะเล- ความเค็มของน้ำผิวดินในมหาสมุทรโลกอยู่ระหว่าง 32 ถึง 37%c และความผันผวนดังกล่าวสัมพันธ์กับการแบ่งเขตภูมิอากาศ ซึ่งส่งผลโดยตรงต่อการระเหยของน้ำ ในเขตแห้งแล้งซึ่งมีการระเหยเป็นส่วนใหญ่ ความเค็มจะเพิ่มขึ้น ในขณะที่ในพื้นที่ชื้นและในพื้นที่ที่แม่น้ำสายใหญ่ไหลผ่าน ความเค็มจะลดลง ความเค็มในทะเลในนั้นแตกต่างกันไปอย่างมาก ในทะเลเมดิเตอร์เรเนียนจะอยู่ที่ 35 - 39%o ในทะเลแดงจะเพิ่มขึ้นเป็น 41 -43%o และในทะเลที่ตั้งอยู่ในพื้นที่ชื้น สาเหตุหลักมาจากการไหลเข้าของน้ำจืดจำนวนมาก ความเค็มจึงลดลง ในทะเลดำอยู่ที่ 18 - 22%o ในแคสเปียน -12-15%o ในทะเล Azov -12%o และในทะเลบอลติก - 0.3 - 6%o ความเค็มต่ำของทะเลบอลติกนี้เกิดจากการไหลของแม่น้ำปริมาณมาก ท้ายที่สุดแล้วแม่น้ำลึกเช่นแม่น้ำไรน์, วิสทูลา, เนวา, เนมัน ฯลฯ พัดพาน้ำลงสู่ทะเลนี้ มีความเค็มสูงเป็นพิเศษ (มากถึง 300%) พบได้ในทะเลสาบที่แยกออกจากทะเลในพื้นที่แห้งแล้งเช่นใน อ่าว Kara-Bogaz-Gol ในทะเลแคสเปียน

เกือบทั้งหมดมีอยู่ในน่านน้ำของทะเลและมหาสมุทร องค์ประกอบทางเคมี ตารางธาตุดี.ไอ. เมนเดเลเยฟ ปริมาณของบางส่วนสูงมากจนเป็นอัตราส่วนที่กำหนดความเค็มของน้ำทะเลและน้ำทะเล ในขณะที่ปริมาณของปริมาณอื่นๆ คิดเป็นหนึ่งในพันหรือหนึ่งหมื่นเปอร์เซ็นต์ด้วยซ้ำ เมื่อเปรียบเทียบไอออนบวกและแอนไอออนปรากฎว่าองค์ประกอบเกลือของน้ำทะเลถูกครอบงำโดยคลอไรด์ (89.1%) ซัลเฟตอยู่ในอันดับที่สอง (10.1%) จากนั้นคาร์บอเนตอยู่ที่ 0.56% และโบรไมด์คิดเป็น 0.3% เท่านั้น .

โหมดแก๊ส- ในน่านน้ำของมหาสมุทรโลก ก๊าซหลายชนิดถูกพบในสถานะละลาย แต่ก๊าซหลักคือออกซิเจน คาร์บอนไดออกไซด์ และไฮโดรเจนซัลไฟด์ในบางแห่ง ออกซิเจนเข้าสู่น้ำทะเลทั้งโดยตรงจากชั้นบรรยากาศและผ่านการสังเคราะห์ด้วยแสงโดยแพลงก์ตอนพืช บทบาทหลักในการกระจายก๊าซนั้นเกิดจากการไหลเวียนของมหาสมุทรทั่วโลก ด้วยเหตุนี้ จึงมีการไหลของน้ำเย็นที่อุดมด้วยออกซิเจนจากละติจูดสูงไปยังเส้นศูนย์สูตรและน้ำผิวดินลงสู่ด้านล่าง

คาร์บอนไดออกไซด์พบได้ในน้ำทะเลบางส่วนมีสถานะละลาย และส่วนหนึ่งถูกพันธะทางเคมีในรูปของไบคาร์บอเนต Ca (HC03) หรือคาร์บอเนต (CaCO3) ความสามารถในการละลายของ CO2 ในน้ำทะเลขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของน้ำทะเลและเพิ่มขึ้นตามการลดลง ดังนั้นน้ำเย็นของอาร์กติกและแอนตาร์กติกจึงมีคาร์บอนไดออกไซด์มากกว่าน้ำในละติจูดต่ำ ปริมาณ CO2 ที่มีนัยสำคัญถูกตรวจพบในน่านน้ำก้นเย็นที่ระดับความลึกต่ำกว่า 4,000 เมตร ซึ่งส่งผลต่อการละลายของเปลือกคาร์บอเนตของสิ่งมีชีวิตที่ตายแล้วซึ่งจมลงจากพื้นผิวสู่ด้านล่าง

ระบอบการปกครองของก๊าซผิดปกติพบได้ในแอ่งทะเลบางแห่ง ตัวอย่างคลาสสิกคือทะเลดำซึ่งตามข้อมูลของ N.M. Strakhov ที่ระดับความลึก 150-170 ม. น้ำส่วนใหญ่ขาดออกซิเจนและมีไฮโดรเจนซัลไฟด์จำนวนมาก ปริมาณของมันเพิ่มขึ้นอย่างมากในชั้นล่างสุด ไฮโดรเจนซัลไฟด์เกิดขึ้นเนื่องจากกิจกรรมของแบคทีเรียที่ประกอบด้วยซัลเฟต ซึ่งลดซัลเฟตจากน้ำทะเลเป็นไฮโดรเจนซัลไฟด์ การปนเปื้อนของไฮโดรเจนซัลไฟด์เกิดจากการละเมิดการแลกเปลี่ยนน้ำอย่างเสรีระหว่างทะเลดำและน่านน้ำของทะเลเมดิเตอร์เรเนียน ในทะเลดำมีการแบ่งชั้นของน้ำตามความเค็ม ส่วนบนมีน้ำกลั่นน้ำทะเล (17-18%o) และด้านล่างเป็นน้ำเค็ม (20-22%o) สิ่งนี้จะช่วยลดการไหลเวียนในแนวตั้งและนำไปสู่การหยุดชะงักของระบบการปกครองของก๊าซและจากนั้นทำให้เกิดการสะสมของไฮโดรเจนซัลไฟด์ การขาดออกซิเจนในชั้นลึกมีส่วนช่วยในการพัฒนากระบวนการฟื้นฟู การปนเปื้อนของไฮโดรเจนซัลไฟด์ที่ด้านล่างของทะเลดำสูงถึง 5 - 6 ลูกบาศก์ลูกบาศก์เซนติเมตร/ลิตร นอกจากทะเลดำแล้ว ยังพบการปนเปื้อนของไฮโดรเจนซัลไฟด์ในฟยอร์ดของนอร์เวย์บางแห่งอีกด้วย

อุณหภูมิของน้ำทะเล- การกระจายตัวของอุณหภูมิในชั้นผิวของน้ำในมหาสมุทรโลกมีความสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับการแบ่งเขตภูมิอากาศ อุณหภูมิเฉลี่ยทั้งปีในละติจูดสูงจะแตกต่างกันไปตั้งแต่ 0 - 2 °C และถึงค่าสูงสุดประมาณ 28 °C ในละติจูดเส้นศูนย์สูตร ในละติจูดพอสมควร อุณหภูมิของน้ำมีนัยสำคัญ การเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลในช่วงอุณหภูมิตั้งแต่ 5 ถึง 20 °C อุณหภูมิของน้ำแปรผันตามความลึก โดยจะมีอุณหภูมิเพียง 2 - 3 °C ในส่วนใกล้ด้านล่างที่ระดับความลึกมาก ในบริเวณขั้วโลกจะลดลงเหลือค่าลบประมาณ -1.0 -1.8 °C

การเปลี่ยนจากชั้นบนของน้ำที่มีอุณหภูมิสูงไปเป็นชั้นล่างของน้ำที่มีอุณหภูมิต่ำเกิดขึ้นในชั้นที่ค่อนข้างบางที่เรียกว่าเทอร์โมไคลน์ ชั้นนี้เกิดขึ้นพร้อมกับไอโซเทอร์ม 8 - 10° และตั้งอยู่ที่ความลึก 300 - 400 ม. ในเขตร้อน และ 500 - 1,000 ม. ในเขตร้อนชื้น รูปแบบทั่วไปในการกระจายอุณหภูมิจะถูกรบกวนโดยพื้นผิวที่อบอุ่นและเย็นตลอดจนกระแสน้ำด้านล่าง

ความดันและความหนาแน่น- ความดันอุทกสถิตในมหาสมุทรและทะเลสอดคล้องกับมวลของคอลัมน์น้ำและเพิ่มขึ้นตามความลึก จนถึงค่าสูงสุดในส่วนลึกของมหาสมุทร ความหนาแน่นเฉลี่ยของน้ำทะเลอยู่ที่ประมาณ 1.025 กรัม/ลูกบาศก์เซนติเมตร ในน่านน้ำขั้วโลกเย็น ค่าจะเพิ่มขึ้นเป็น 1.028 และในน่านน้ำเขตร้อนที่อบอุ่น ค่าจะลดลงเป็น 1.022 กรัม/ลูกบาศก์เซนติเมตร ความผันผวนทั้งหมดนี้เกิดจากการเปลี่ยนแปลงของความเค็มและอุณหภูมิของน้ำในมหาสมุทรโลก

องค์ประกอบการบรรเทา

ภูมิประเทศของพื้นมหาสมุทรมีสี่ขั้นตอนหลัก: พื้นที่ตื้นของทวีป (ชั้น), ความลาดเอียงของทวีป, พื้นมหาสมุทร และความกดอากาศใต้ทะเลลึก ภายในพื้นมหาสมุทรจะสังเกตเห็นความแตกต่างมากที่สุดในด้านความลึกและโครงสร้างของภูเขาที่ยิ่งใหญ่ ดังนั้นแอ่งมหาสมุทร สันเขากลางมหาสมุทร และการเพิ่มขึ้นของมหาสมุทรจึงเริ่มมีความโดดเด่นบนเตียง

ชั้นวางของ (ไหล่ทวีป)- ระเบียงทะเลน้ำตื้นที่ติดกับแผ่นดินใหญ่และต่อเนื่องกัน โดยพื้นฐานแล้วหิ้งคือพื้นผิวที่จมอยู่ใต้น้ำของดินแดนโบราณ นี่คือพื้นที่แผ่นดินใหญ่ เปลือกโลกซึ่งมีลักษณะเป็นภูมิประเทศที่ราบเรียบและมีร่องรอยของหุบเขาแม่น้ำที่ถูกน้ำท่วม น้ำแข็งควอเตอร์นารี และแนวชายฝั่งทะเลโบราณ

ขอบด้านนอกของชั้นวางคือขอบ - โค้งงอที่ด้านล่างซึ่งเกินความลาดชันของทวีป ความลึกเฉลี่ยของขอบชั้นวางคือ 133 ม. แต่ในกรณีเฉพาะอาจแตกต่างกันไปหลายหมื่นถึงหนึ่งพันเมตร ดังนั้นคำว่า "ไหล่ทวีป" จึงไม่เหมาะสำหรับการตั้งชื่อองค์ประกอบด้านล่างนี้ (ดีกว่า - ชั้นวาง) ความกว้างของชั้นวางแตกต่างกันไปตั้งแต่ศูนย์ (ชายฝั่งแอฟริกา) ถึงหลายพันกิโลเมตร (ชายฝั่งเอเชีย) โดยทั่วไปชั้นวางนั้นกินพื้นที่ประมาณ 7% ของพื้นที่มหาสมุทรโลก

ความลาดชันของทวีป- พื้นที่ตั้งแต่ขอบหิ้งจนถึงตีนทวีป ความชันโดยเฉลี่ยของความลาดเอียงของทวีปอยู่ที่ประมาณ 6° แต่บ่อยครั้งความชันของความชันอาจเพิ่มขึ้นเป็น 20-30° เนื่องจากการลาดเอียงที่สูงชัน ความกว้างของความลาดเอียงของทวีปจึงมักจะเล็ก - ประมาณ 100 กม. รูปแบบการบรรเทาความลาดชันของทวีปที่โดดเด่นที่สุดคือหุบเขาใต้น้ำ ยอดของพวกมันมักจะตัดเข้ากับขอบหิ้ง และปากของพวกมันก็ยาวไปถึงตีนทวีป

เท้าแผ่นดินใหญ่- องค์ประกอบที่สามของภูมิประเทศด้านล่างซึ่งอยู่ภายในเปลือกโลกทวีป เชิงเขาภาคพื้นทวีปเป็นที่ราบลาดกว้างใหญ่ที่เกิดจากหินตะกอนหนา 3-5 กม. ความกว้างของที่ราบเนินเขานี้สามารถเข้าถึงได้หลายร้อยกิโลเมตร และพื้นที่ใกล้เคียงกับไหล่และทางลาดของทวีป

เตียงมหาสมุทร- ส่วนที่ลึกที่สุดของพื้นมหาสมุทรซึ่งครอบครองมากกว่า 2/3 ของพื้นที่ทั้งหมดของมหาสมุทรโลก ความลึกของพื้นมหาสมุทรมีตั้งแต่ 4 ถึง 6 กม. และภูมิประเทศด้านล่างนั้นสงบที่สุด องค์ประกอบหลัก ได้แก่ แอ่งมหาสมุทร สันเขากลางมหาสมุทร และการเพิ่มขึ้นของมหาสมุทร

แอ่งมหาสมุทร- ความกดอากาศต่ำของพื้นมหาสมุทรที่ลึกประมาณ 5 กม. ก้นแอ่งราบหรือเป็นเนินเล็กน้อย มักเรียกว่าที่ราบก้นเหว (ทะเลน้ำลึก) พื้นผิวที่ราบเรียบของที่ราบลึกนั้นเกิดจากการสะสมของตะกอนที่นำมาจากพื้นดิน ที่ราบที่กว้างขวางที่สุดตั้งอยู่ในพื้นที่ใต้ทะเลลึกของพื้นมหาสมุทร โดยทั่วไปแล้ว ที่ราบลึกกินพื้นที่ประมาณ 8% ของพื้นมหาสมุทร

สันเขากลางมหาสมุทร- เขตที่มีการเคลื่อนตัวของเปลือกโลกมากที่สุดซึ่งเกิดการก่อตัวของเปลือกโลกใหม่ พวกมันทั้งหมดประกอบด้วยหินบะซอลต์ ซึ่งก่อตัวขึ้นจากการที่พวกมันเข้าไปตามรอยเลื่อนจากบาดาลของโลก สิ่งนี้กำหนดลักษณะเฉพาะของเปลือกโลกซึ่งประกอบเป็นสันเขากลางมหาสมุทร และจำแนกประเภทออกเป็นรอยแยกแบบพิเศษ

มหาสมุทรเพิ่มขึ้น- รูปแบบการบรรเทาพื้นมหาสมุทรเชิงบวกขนาดใหญ่ ซึ่งไม่เกี่ยวข้องกับสันเขากลางมหาสมุทร ตั้งอยู่ภายในเปลือกโลกประเภทมหาสมุทรและโดดเด่นด้วยขนาดแนวนอนและแนวตั้งขนาดใหญ่ที่สำคัญ

ในส่วนใต้ทะเลลึกของมหาสมุทร มีการค้นพบภูเขาที่อยู่ห่างไกลจำนวนมากซึ่งไม่ก่อให้เกิดสันเขาใดๆ ต้นกำเนิดของพวกเขาคือภูเขาไฟ ภูเขาใต้ทะเลที่มียอดเป็นพื้นราบเรียกว่า Guyots

ความหดหู่ใต้ทะเลลึก (ร่องลึก)) - โซนที่มีความลึกที่สุดของมหาสมุทรโลกเกิน 6,000 ม. ด้านข้างมีความชันมากและด้านล่างสามารถปรับระดับได้หากถูกปกคลุมด้วยตะกอน ร่องลึกที่ลึกที่สุดตั้งอยู่ในมหาสมุทรแปซิฟิก

ต้นกำเนิดของร่องลึกนั้นสัมพันธ์กับการที่แผ่นเปลือกโลกจุ่มลงในชั้นบรรยากาศแอสเทโนสเฟียร์ในระหว่างการก่อตัวของก้นทะเลและการเคลื่อนตัวของแผ่นเปลือกโลก รางน้ำมีขนาดแนวนอนที่สำคัญ จนถึงปัจจุบันมีการค้นพบสนามเพลาะ 41 แห่งในมหาสมุทรโลก (มหาสมุทรแปซิฟิก - 25, มหาสมุทรแอตแลนติก - 7, มหาสมุทรอินเดีย - 9)

ความเค็ม. น้ำทะเลโดยน้ำหนักประกอบด้วย 96.5% น้ำสะอาดและ 3.5% จากแร่ธาตุ ก๊าซ ธาตุรอง คอลลอยด์ และสารแขวนลอยของแหล่งกำเนิดอินทรีย์และอนินทรีย์ที่ละลายอยู่ในนั้น องค์ประกอบของน้ำทะเลรวมถึงองค์ประกอบทางเคมีที่รู้จักทั้งหมด น้ำทะเลมีโซเดียมมากที่สุด เช่น เกลือแกง NaCl (27.2 กรัมต่อ 1 ลิตร) ดังนั้นน้ำทะเลจึงมีรสเค็ม ตามด้วยเกลือแมกนีเซียม - MgCl (3.8 กรัมต่อ 1 ลิตร) และ MgSO 4 (1.7 กรัมต่อ 1 ลิตร) ซึ่งทำให้น้ำมีรสขม องค์ประกอบอื่นๆ ทั้งหมด รวมถึงองค์ประกอบทางชีวภาพ (ฟอสฟอรัส ไนโตรเจน ฯลฯ) และองค์ประกอบขนาดเล็ก มีสัดส่วนน้อยกว่า 1% กล่าวคือ ปริมาณขององค์ประกอบเหล่านี้ไม่มีนัยสำคัญ ปริมาณเกลือทั้งหมดในมหาสมุทรสูงถึง 50 10 16 ตัน เมื่อสะสมเกลือเหล่านี้สามารถปกคลุมก้นมหาสมุทรด้วยชั้นประมาณ 60 ม. โลกทั้งหมดมีชั้น 45 ม. และพื้นดินที่มีชั้น ความสูง 153 เมตร ลักษณะที่น่าทึ่งของน้ำทะเลคือความคงตัวขององค์ประกอบของเกลือ วิธีแก้ปัญหาอาจจะเข้า ส่วนต่างๆมหาสมุทรมีความเข้มข้นต่างกัน แต่อัตราส่วนของเกลือหลักยังคงไม่เปลี่ยนแปลง

ความเค็มเฉลี่ยของมหาสมุทรโลกคือ 35‰ ความเค็มเฉลี่ยสูงสุดคือ มหาสมุทรแอตแลนติก– 35.4‰ เล็กที่สุด – อาร์กติก – 32‰ การเบี่ยงเบนจากความเค็มเฉลี่ยในทิศทางใดทิศทางหนึ่งมีสาเหตุหลักมาจากการเปลี่ยนแปลงสมดุลการไหลเข้า-ออกของน้ำจืด การตกตะกอนของบรรยากาศที่ตกลงบนพื้นผิวมหาสมุทร การไหลบ่าจากพื้นดิน และการละลายของน้ำแข็งทำให้ความเค็มลดลง การระเหยและการก่อตัวของน้ำแข็ง - ในทางกลับกัน เพิ่มความมัน เนื่องจากการเปลี่ยนแปลงของความเค็มนั้นสัมพันธ์กับการไหลเข้าและการไหลของน้ำจืดเป็นหลักจึงสังเกตได้เฉพาะในชั้นผิวซึ่งรับการตกตะกอนโดยตรงและระเหยน้ำและในบางชั้นด้านล่าง (สูงถึงความลึก 1,500 ม.) กำหนด โดยความลึกของการผสม ความเค็มที่ลึกกว่าของน้ำในมหาสมุทรโลกยังคงไม่เปลี่ยนแปลง (34.7 – 34.9 ‰)

ความเค็มของน้ำทะเลมีความสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับความหนาแน่น ความหนาแน่นของน้ำทะเล– อัตราส่วนของมวลของหน่วยปริมาตรที่อุณหภูมิที่กำหนด ต่อมวลของน้ำบริสุทธิ์ที่มีปริมาตรเท่ากันที่อุณหภูมิ + 4°C ความหนาแน่นของน้ำในมหาสมุทรจะเพิ่มขึ้นเสมอเมื่อมีความเค็มเพิ่มขึ้น เนื่องจากปริมาณของสารที่มีความถ่วงจำเพาะมากกว่าน้ำจะเพิ่มขึ้น ความหนาแน่นของชั้นน้ำผิวดินที่เพิ่มขึ้นได้รับการอำนวยความสะดวกโดยการทำความเย็น การระเหย และการก่อตัวของน้ำแข็ง การให้ความร้อนตลอดจนการผสมน้ำเกลือกับน้ำที่ตกตะกอนหรือน้ำละลาย ส่งผลให้ความหนาแน่นลดลง ที่พื้นผิวมหาสมุทร มีการเปลี่ยนแปลงความหนาแน่นตั้งแต่ 0.9960 ถึง 1.083 ในมหาสมุทรเปิด ความหนาแน่นมักจะถูกกำหนดโดยอุณหภูมิ ดังนั้นโดยทั่วไปจะเพิ่มขึ้นจากเส้นศูนย์สูตรไปจนถึงขั้วโลก ด้วยความลึก ความหนาแน่นของน้ำในมหาสมุทรก็เพิ่มขึ้น

ก๊าซในน้ำทะเล. ก๊าซเข้าสู่น้ำจากชั้นบรรยากาศ ถูกปล่อยออกมาในระหว่างกระบวนการทางเคมีและชีวภาพ ถูกแม่น้ำพัดพา และถูกปล่อยออกมาในระหว่างการปะทุใต้น้ำ การกระจายตัวของก๊าซเกิดขึ้นโดยการผสม ความสามารถของน้ำทะเลในการละลายก๊าซขึ้นอยู่กับอุณหภูมิ ความเค็ม และ ความดันอุทกสถิต- ยิ่งอุณหภูมิและความเค็มของน้ำสูงขึ้น ก๊าซก็จะละลายในน้ำได้น้อยลง ไนโตรเจน (63%) ออกซิเจน (35%) และคาร์บอนไดออกไซด์ที่ละลายในน้ำเป็นหลัก รวมถึงไฮโดรเจนซัลไฟด์ แอมโมเนีย มีเทน ฯลฯ

คาร์บอนไดออกไซด์ก็เหมือนกับออกซิเจน ละลายได้ดีกว่าในน้ำเย็น ดังนั้นเมื่ออุณหภูมิสูงขึ้น น้ำจะปล่อยออกสู่ชั้นบรรยากาศ และเมื่ออุณหภูมิลดลงก็จะดูดซับไว้ ในระหว่างวันเนื่องจากพืชมีการบริโภคก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์เพิ่มขึ้น ปริมาณของมันในน้ำจึงลดลง ในทางกลับกัน มันจะเพิ่มขึ้น ที่ละติจูดสูงมหาสมุทรจะดูดซับคาร์บอนไดออกไซด์ ที่ละติจูดต่ำจะปล่อยออกสู่ชั้นบรรยากาศ การแลกเปลี่ยนก๊าซระหว่างมหาสมุทรกับชั้นบรรยากาศเป็นกระบวนการต่อเนื่อง

ความดัน.สำหรับทุกตารางเซนติเมตรของพื้นผิวมหาสมุทร บรรยากาศจะกดทับด้วยแรงประมาณ 1 กิโลกรัม (หนึ่งบรรยากาศ) แรงดันเดียวกันบนพื้นที่เดียวกันนั้นกระทำโดยเสาน้ำสูงเพียง 10.06 เมตร ดังนั้น เราสามารถสรุปได้ว่าทุกๆ 10 เมตรของความลึก ความดันจะเพิ่มขึ้น 1 atm กระบวนการทั้งหมดที่เกิดขึ้นที่ระดับความลึกมากเกิดขึ้นภายใต้ความกดดันที่รุนแรง แต่ไม่ได้ป้องกันการพัฒนาของสิ่งมีชีวิตในส่วนลึกของมหาสมุทร

ความโปร่งใสพลังงานรังสีของดวงอาทิตย์ที่แทรกซึมเข้าไปในคอลัมน์น้ำจะกระจายและดูดซับ ระดับการกระจายและการดูดกลืนพลังงานแสงอาทิตย์ขึ้นอยู่กับปริมาณอนุภาคแขวนลอยที่มีอยู่ในน้ำ ความโปร่งใสน้อยที่สุดนั้นสังเกตได้นอกชายฝั่งในน้ำตื้น เนื่องจากปริมาณสารแขวนลอยที่แม่น้ำนำเข้ามาเพิ่มขึ้น และการปั่นป่วนของดินด้วยคลื่น ความโปร่งใสของน้ำจะลดลงอย่างมีนัยสำคัญในช่วงระยะเวลาของการพัฒนามวลแพลงก์ตอนและเมื่อน้ำแข็งละลาย (น้ำแข็งมีสิ่งเจือปนอยู่เสมอ นอกจากนี้ มวลของฟองอากาศที่อยู่ในน้ำแข็งจะผ่านลงไปในน้ำ) ความโปร่งใสของน้ำจะเพิ่มขึ้นในบริเวณที่น้ำลึกลอยขึ้นสู่ผิวน้ำ

ความโปร่งใสแสดงเป็นจำนวนเมตรเช่น ความลึกที่ยังคงมองเห็นดิสก์สีขาวที่มีเส้นผ่านศูนย์กลาง 30 ซม. ความโปร่งใสที่ยิ่งใหญ่ที่สุด (67 ม.) ถูกพบในมหาสมุทรแปซิฟิกตอนกลางในทะเลเมดิเตอร์เรเนียน - 60 ม. ในมหาสมุทรอินเดีย - 50 ม. ทางเหนือในทะเลคือ 23 ม. ในทะเลบอลติก - 13 ม. ในทะเลสีขาว - 9 ม. ในทะเลอะซอฟ - 3 ม.

สีของน้ำในมหาสมุทรและทะเลจากการดูดซับและการกระเจิงของแสงโดยรวม ความหนาของน้ำทะเลใสของมหาสมุทรจึงมีสีน้ำเงินหรือสีน้ำเงิน การมีอยู่ของแพลงก์ตอนและสารแขวนลอยอนินทรีย์ส่งผลต่อสีของน้ำและได้โทนสีเขียว สารอินทรีย์เจือปนจำนวนมากทำให้น้ำมีสีเขียวอมเหลือง ใกล้ปากแม่น้ำ อาจเป็นสีน้ำตาลก็ได้

ในละติจูดเส้นศูนย์สูตรและเขตร้อน สีเด่นของน้ำทะเลคือสีน้ำเงินเข้มและแม้กระทั่งสีน้ำเงิน สีนี้คือน้ำ เช่น ในอ่าวเบงกอล ทะเลอาหรับ ทางตอนใต้ของทะเลจีน และทะเลแดง น้ำสีฟ้าในทะเลเมดิเตอร์เรเนียนและทะเลดำ ในละติจูดเขตอบอุ่น ในหลายพื้นที่น้ำจะมีสีเขียว (โดยเฉพาะบริเวณใกล้ชายฝั่ง) น้ำจะกลายเป็นสีเขียวมากขึ้นอย่างเห็นได้ชัดในบริเวณที่น้ำแข็งละลาย ในละติจูดขั้วโลก สีเขียวจะเด่นกว่า

แสงแห่งท้องทะเลแสงเรืองรองของน้ำทะเลถูกสร้างขึ้นโดยสิ่งมีชีวิตที่เปล่งแสง "ที่มีชีวิต" สิ่งมีชีวิตเหล่านี้รวมถึงแบคทีเรียเรืองแสงเป็นหลัก ในน่านน้ำชายฝั่งทะเลที่แยกเกลือออกจากทะเล ซึ่งแบคทีเรียประเภทนี้ส่วนใหญ่พบเห็นได้ทั่วไป แสงเรืองรองของท้องทะเลจะมองเห็นได้ในรูปของแสงสีน้ำนมที่สม่ำเสมอ แสงยังเกิดจากโปรโตซัวที่มีขนาดเล็กและเล็กมาก ซึ่งที่มีชื่อเสียงที่สุดคือแสงกลางคืน (Noctiluca) สิ่งมีชีวิตขนาดใหญ่บางชนิด (แมงกะพรุนขนาดใหญ่ ไบรโอซัว ปลา annelids ฯลฯ) ก็มีความโดดเด่นด้วยความสามารถในการผลิตแสงเช่นกัน แสงเรืองรองจากท้องทะเลเป็นปรากฏการณ์ที่แพร่หลายไปทั่วทั้งมหาสมุทร สังเกตได้เฉพาะในน้ำทะเลเท่านั้น และไม่เคยพบในน้ำจืดเลย

ดอกทะเลแสดงถึงการพัฒนาอย่างรวดเร็วของแพลงก์ตอนในสวนสัตว์และแพลงก์ตอนพืชในชั้นผิวน้ำทะเล การสะสมจำนวนมากของสิ่งมีชีวิตเหล่านี้ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงสีของพื้นผิวทะเลในรูปของสีเหลือง สีชมพู สีน้ำนม สีเขียว สีแดง สีน้ำตาล และแถบและจุดอื่นๆ

การนำเสียงน้ำทะเลมีมากกว่าอากาศถึง 5 เท่า ในอากาศ คลื่นเสียงเคลื่อนที่ด้วยความเร็ว 332 เมตร/วินาที ในน้ำจืด - 435 เมตร/วินาที ในน้ำทะเล - 1,500 เมตร/วินาที การแพร่กระจายของเสียงในน้ำทะเลขึ้นอยู่กับอุณหภูมิ ความเค็ม ความดัน ปริมาณก๊าซ รวมถึงสิ่งเจือปนที่แขวนลอยจากแหล่งกำเนิดอินทรีย์และอนินทรีย์

อุณหภูมิน้ำในมหาสมุทรโลก- แหล่งความร้อนหลักที่ได้รับจากพื้นผิวมหาสมุทรโลกคือรังสีดวงอาทิตย์โดยตรงและกระจาย น้ำในแม่น้ำสามารถใช้เป็นแหล่งความร้อนเพิ่มเติมได้ รังสีดวงอาทิตย์ที่เข้ามาบางส่วนจะสะท้อนจากผิวน้ำ ในขณะที่ส่วนหนึ่งถูกปล่อยออกสู่ชั้นบรรยากาศและอวกาศระหว่างดาวเคราะห์ ทะเลสูญเสียความร้อนจำนวนมากเพื่อการระเหย บทบาทที่ยิ่งใหญ่ในการกระจายตัวและการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิของน้ำทะเลเป็นของทวีป ลมที่พัดแรง และโดยเฉพาะกระแสน้ำ

น้ำทะเลสัมผัสกับบรรยากาศแลกเปลี่ยนความร้อนกับมัน ถ้าน้ำอุ่นกว่าอากาศ ความร้อนก็จะถูกถ่ายเทไปสู่บรรยากาศ แต่ถ้าน้ำเย็นกว่า ความร้อนก็จะได้รับความร้อนบางส่วนผ่านกระบวนการแลกเปลี่ยนความร้อน

ความร้อนที่มาจากดวงอาทิตย์ถูกดูดซับโดยชั้นผิวบาง ๆ และไปทำให้น้ำร้อน แต่เนื่องจากน้ำมีค่าการนำความร้อนต่ำ จึงแทบไม่ถูกถ่ายโอนไปยังระดับความลึก การแทรกซึมของความร้อนจากพื้นผิวไปยังชั้นที่อยู่ด้านล่างนั้นส่วนใหญ่เกิดจากการผสมในแนวตั้ง เช่นเดียวกับเนื่องจากการพาความร้อนโดยกระแสน้ำลึก ผลจากการผสมในแนวตั้งในฤดูร้อน น้ำที่เย็นกว่าจะลอยขึ้นสู่ผิวน้ำและลดอุณหภูมิของชั้นผิวน้ำลง ในขณะที่น้ำลึกจะอุ่นขึ้น ในฤดูหนาว เมื่อน้ำผิวดินเย็นลง การไหลเข้าจะเกิดขึ้นจากส่วนลึกมากขึ้นในกระบวนการแลกเปลี่ยนแนวดิ่ง น้ำอุ่นชะลอการเกิดน้ำแข็ง

อุณหภูมิเฉลี่ยทั้งปีบนพื้นผิวมหาสมุทรคือ + 17.4°C ในขณะที่อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยทั้งปีอยู่ที่ +14°C พื้นผิวของมหาสมุทรแปซิฟิกมีอุณหภูมิเฉลี่ยสูงสุด ซึ่งส่วนใหญ่ตั้งอยู่ในละติจูดต่ำ (+ 19.1°C) อินเดีย (+ 17.1°C) และแอตแลนติก (+ 16.9°C) การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิที่สำคัญเกิดขึ้นเฉพาะในน้ำทะเลชั้นบนที่มีความหนา 200 - 1,000 ม. ลึกลงไป อุณหภูมิไม่เกิน +4, +5 °C และเปลี่ยนแปลงน้อยมาก เนื่องจากความจุความร้อนของน้ำมีมาก มหาสมุทรจึงเป็นแหล่งสะสมความร้อนจากแสงอาทิตย์บนโลก

กระบวนการก่อตัวของน้ำแข็งในทะเลและน้ำจืดเกิดขึ้นแตกต่างกัน - น้ำจืดจะแข็งตัวที่อุณหภูมิ 0 ° C (ต่ำกว่า 0 ° C เล็กน้อย) และน้ำทะเลจะแข็งตัวที่อุณหภูมิต่างกันขึ้นอยู่กับความเค็ม การก่อตัวของน้ำแข็งในมหาสมุทรเริ่มต้นด้วยการก่อตัวของผลึกสด ซึ่งจากนั้นจะแข็งตัวเข้าด้วยกัน ในเวลาเดียวกัน หยดน้ำเกลือเข้มข้นยังคงอยู่ในช่องว่างระหว่างผลึกน้ำแข็ง ดังนั้นเมื่อก่อตัว น้ำแข็งจึงมีรสเค็ม ยิ่งอุณหภูมิที่เกิดน้ำแข็งลดลง น้ำแข็งก็จะยิ่งเค็มมากขึ้น น้ำเกลือจะค่อยๆ ไหลระหว่างผลึกต่างๆ ดังนั้นเมื่อเวลาผ่านไป น้ำแข็งจึงถูกแยกเกลือออกจากเกลือ

ในละติจูดสูงของซีกโลกเหนือ น้ำแข็งที่ก่อตัวในฤดูหนาวไม่มีเวลาละลายในช่วงฤดูร้อน ดังนั้นในหมู่ น้ำแข็งขั้วโลกมีน้ำแข็งหลายช่วงอายุ - ตั้งแต่รายปีจนถึงหลายปี ความหนาของน้ำแข็งปีแรกในอาร์กติกสูงถึง 2–2.5 ม. ในแอนตาร์กติก 1–1.5 ม. น้ำแข็งหลายปีมีความหนา 3–5 ม. หรือมากกว่า เมื่อน้ำแข็งถูกบีบอัดความหนาของมันจะสูงถึง 40 ม. น้ำแข็งครอบคลุมประมาณ 15% ของพื้นที่น้ำทั้งหมดของมหาสมุทรโลกนั่นคือ 55 ล้านกม. 2 รวมถึง 38 ล้านกม. 2 นิ้ว ซีกโลกใต้.

น้ำแข็งปกคลุมมีผลกระทบอย่างมากต่อสภาพอากาศของโลกและชีวิตในมหาสมุทร

น้ำแข็งในมหาสมุทรและโดยเฉพาะอย่างยิ่งในทะเลทำให้การนำทางและการตกปลาทะเลทำได้ยาก

แนวคิดเรื่องมวลน้ำ. น้ำในมหาสมุทรโลกมีคุณสมบัติทางกายภาพและเคมีที่แตกต่างกันมาก น้ำปริมาณมากก่อตัวขึ้นในสภาวะทางกายภาพในช่วงเวลาหนึ่ง และมีความแตกต่างกันในลักษณะเฉพาะทางกายภาพ เคมี และ คุณสมบัติทางชีวภาพ, เรียกว่า ฝูงน้ำ

มวลน้ำส่วนใหญ่ก่อตัวขึ้นในชั้นผิวของมหาสมุทรโลกภายใต้อิทธิพลของสภาพภูมิอากาศ กระบวนการปฏิสัมพันธ์ทางความร้อนและไดนามิกระหว่างมหาสมุทรกับชั้นบรรยากาศ ในการก่อตัวของมวลน้ำ บทบาทหลักคือการผสมแบบพาความร้อน ซึ่งเหมือนกับการแลกเปลี่ยนแนวตั้งประเภทอื่น ๆ ที่จบลงด้วยการก่อตัวของมวลน้ำที่เป็นเนื้อเดียวกัน กระแสน้ำขนส่งมวลน้ำไปยังพื้นที่อื่น ซึ่งเมื่อสัมผัสกับน้ำจากแหล่งกำเนิดที่แตกต่างกัน มวลน้ำจะเปลี่ยนไป โดยเฉพาะบริเวณรอบนอก

การเคลื่อนตัวของน้ำทะเล

มวลน้ำทะเลทั้งหมดมีการเคลื่อนไหวอย่างต่อเนื่อง ช่วยให้มั่นใจได้ถึงการผสมน้ำ การกระจายความร้อน เกลือ และก๊าซอย่างต่อเนื่อง การเคลื่อนไหวมี 3 ประเภท: สั่น– คลื่น ก้าวหน้า- กระแสน้ำในมหาสมุทร ผสม- น้ำขึ้นและไหล

คลื่น. เหตุผลหลักการเกิดคลื่นบนพื้นผิวมหาสมุทรโลก-ลม ในบางกรณี คลื่นมีความสูงถึง 18 ม. และยาวได้ถึง 1 กม. คลื่นจางหายไปตามความลึก

ในระหว่างที่เกิดแผ่นดินไหว ภูเขาไฟใต้น้ำระเบิด และแผ่นดินถล่มใต้น้ำ คลื่นแผ่นดินไหวจะเกิดขึ้น โดยแผ่ขยายจากศูนย์กลางออกไปทุกทิศทางและครอบคลุมแนวน้ำทั้งหมด พวกเขาถูกเรียกว่า สึนามิคลื่นสึนามิทั่วไปคือคลื่นที่ติดตามกันในช่วงเวลา 20–60 นาที ด้วยความเร็ว 400–800 กม./ชม. ในมหาสมุทรเปิดความสูงของสึนามิจะต้องไม่เกิน 1 ม. เมื่อเข้าใกล้ชายฝั่ง - ในน้ำตื้นคลื่นสึนามิจะกลายเป็นคลื่นยักษ์สูงถึง 15 - 30 ม. สึนามิมักส่งผลกระทบต่อชายฝั่งตะวันออกของยูเรเซีย ญี่ปุ่น นิวซีแลนด์ ออสเตรเลีย หมู่เกาะฟิลิปปินส์และฮาวาย และทางตะวันออกเฉียงใต้ของคัมชัตกา

กระแสน้ำในมหาสมุทร การเคลื่อนไหวการแปลเรียกว่ามวลน้ำมหาศาล กระแสน้ำ- นี่คือการเคลื่อนที่ของน้ำในแนวนอนในระยะทางไกล มีกระแส ลม(หรือดริฟท์) เมื่อสาเหตุคือลมพัดไปทิศทางเดียว น้ำเสียกระแสน้ำเกิดขึ้นในกรณีที่ระดับน้ำเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่องซึ่งเกิดจากการไหลบ่าเข้ามาหรือฝนตกหนัก ตัวอย่างเช่น กระแสน้ำกัลฟ์สตรีมเกิดจากระดับน้ำที่สูงขึ้นเนื่องจากมีการไหลบ่าเข้ามาจากทะเลแคริบเบียนที่อยู่ใกล้เคียง การชดเชยกระแสน้ำเข้ามาแทนที่การสูญเสียน้ำในส่วนใดส่วนหนึ่งของมหาสมุทร เมื่อลมพัดจากพื้นสู่ทะเลอย่างต่อเนื่อง ก็ขับไล่น้ำผิวดินออกไป ซึ่งมีน้ำเย็นขึ้นมาจากที่ลึกแทน ความหนาแน่นกระแสน้ำเป็นผลมาจากความหนาแน่นของน้ำที่แตกต่างกันที่ระดับความลึกเท่ากัน สามารถสังเกตได้ในช่องแคบที่เชื่อมระหว่างทะเลที่มีความเค็มต่างกัน ตัวอย่างเช่น ตามแนวช่องแคบบอสฟอรัส น้ำที่มีรสเค็มและหนาแน่นมากขึ้นจะไหลไปตามด้านล่างจากทะเลเมดิเตอร์เรเนียนไปยังทะเลดำ และน้ำจืดจะไหลไปสู่การไหลบนพื้นผิวนี้

กระแสรบกวนการแบ่งเขตละติจูดในการกระจายอุณหภูมิ ในมหาสมุทรทั้งสามมหาสมุทร - แอตแลนติก อินเดีย และแปซิฟิก - ความผิดปกติของอุณหภูมิเกิดขึ้นภายใต้อิทธิพลของกระแสน้ำ: ความผิดปกติเชิงบวกเกี่ยวข้องกับการถ่ายโอนน้ำอุ่นจากเส้นศูนย์สูตรไปยังละติจูดที่สูงกว่าโดยกระแสน้ำที่มีทิศทางใกล้เคียงกับทิศทางเส้นลมปราณ ความผิดปกติเชิงลบมีสาเหตุมาจากกระแสน้ำเย็นที่มีทิศทางตรงกันข้าม (จากละติจูดสูงถึงเส้นศูนย์สูตร) กระแสน้ำมีอิทธิพลต่อการกระจายตัวของลักษณะทางมหาสมุทรอื่นๆ เช่น ความเค็ม ปริมาณออกซิเจน สารอาหาร สี ความโปร่งใส ฯลฯ การกระจายตัวของลักษณะเหล่านี้มีผลกระทบอย่างมากต่อการพัฒนากระบวนการทางชีวภาพ พืช และ สัตว์ประจำถิ่นทะเลและมหาสมุทร

กระแสผสม- การลดลงและการไหลอันเป็นผลมาจากการหมุนตามแกนของโลกและการดึงดูดของโลกโดยดวงอาทิตย์และดวงจันทร์ ในแต่ละจุดบนผิวมหาสมุทรจะมีน้ำขึ้นสูงสุดวันละ 2 ครั้ง และน้ำลง 2 ครั้ง ความสูงของคลื่นในมหาสมุทรเปิดอยู่ที่ประมาณ 1.5 ม. และนอกชายฝั่งนั้นขึ้นอยู่กับโครงร่างของมัน น้ำขึ้นสูงสุดนอกชายฝั่ง Bay of Fundy ทวีปอเมริกาเหนือในมหาสมุทรแอตแลนติก - 18 ม.

มหาสมุทรเป็นสภาพแวดล้อมที่มีชีวิต

ในมหาสมุทรโลก ชีวิตมีอยู่ทุกที่ ในรูปแบบและรูปแบบที่แตกต่างกัน ตามเงื่อนไขของการดำรงอยู่ในมหาสมุทร มีสองพื้นที่ที่แตกต่างกัน: คอลัมน์น้ำ (ผิวน้ำ) และด้านล่าง (หน้าดิน) Benthal แบ่งออกเป็นชายฝั่ง - ชายฝั่ง,มีความลึกถึง 200 เมตร และลึก - นรกบริเวณก้นบึ้งนั้นมีสิ่งมีชีวิตแปลกประหลาดซึ่งปรับให้เข้ากับการใช้ชีวิตในสภาวะที่มีอุณหภูมิต่ำ ความกดอากาศสูง ขาดแสงสว่าง และมีปริมาณออกซิเจนค่อนข้างต่ำ

โลกอินทรีย์ของมหาสมุทรประกอบด้วยสามกลุ่ม: สัตว์หน้าดิน, แพลงก์ตอน, เน็กตัน - สัตว์หน้าดิน– ผู้ที่อาศัยอยู่บริเวณก้นบ่อ (พืช หนอน หอย) ไม่สามารถขึ้นสู่ระดับน้ำได้เป็นเวลานาน แพลงก์ตอน– ผู้อาศัยอยู่ในแหล่งน้ำ (แบคทีเรีย เชื้อรา สาหร่าย โปรโตซัว ฯลฯ ) ที่ไม่สามารถเคลื่อนไหวในระยะทางไกลได้อย่างแข็งขัน เน็กตัน– ผู้อาศัยในน้ำที่ว่ายน้ำในระยะทางไกลได้อย่างอิสระ (ปลาวาฬ โลมา ปลา) .

พืชสีเขียวสามารถเจริญเติบโตได้เฉพาะเมื่อมีแสงสว่างเพียงพอสำหรับการสังเคราะห์ด้วยแสง (ที่ระดับความลึกไม่เกิน 200 ม.) มวลสิ่งมีชีวิตส่วนใหญ่ในมหาสมุทรประกอบด้วยแพลงก์ตอนพืช ซึ่งอาศัยอยู่ในชั้นน้ำสูง 100 เมตรตอนบน น้ำหนักเฉลี่ยแพลงก์ตอนพืช 1.7 พันล้านตัน การผลิตปีละ 550 พันล้านตัน แพลงก์ตอนพืชที่พบมากที่สุดคือไดอะตอมซึ่งมี 15,000 ชนิด ไดอะตอมหนึ่งตัวสามารถผลิตตัวอย่างได้ 10 ล้านตัวอย่างต่อเดือน เพียงเพราะแพลงก์ตอนพืชตายอย่างรวดเร็วและถูกกินในปริมาณมากจนไม่เต็มมหาสมุทร แพลงก์ตอนพืช – ลิงค์เริ่มต้นห่วงโซ่อาหารในมหาสมุทร สถานที่ที่แพลงก์ตอนพืชมีการพัฒนาอย่างอุดมสมบูรณ์เป็นสถานที่ที่มีความอุดมสมบูรณ์เพิ่มขึ้นในมหาสมุทรซึ่งอุดมไปด้วยสิ่งมีชีวิตโดยทั่วไป

การกระจายตัวของสิ่งมีชีวิตในมหาสมุทรมีความไม่สม่ำเสมออย่างมากและมีการกำหนดไว้อย่างชัดเจน อักขระโซน- ในละติจูดสูงของซีกโลกเหนือ เงื่อนไขในการพัฒนาแพลงก์ตอนพืชไม่เอื้ออำนวย - น้ำแข็งปกคลุมต่อเนื่อง กลางคืนขั้วโลก ตำแหน่งต่ำของดวงอาทิตย์เหนือขอบฟ้าในฤดูร้อน น้ำเย็น (ต่ำกว่า 0°C) การไหลเวียนในแนวดิ่งอ่อนแอ ( อันเป็นผลมาจากการแยกเกลือออกจากชั้นบนของน้ำ) ซึ่งไม่รับประกันการกำจัดสารอาหารออกจากส่วนลึก ในฤดูร้อน ปลาบางชนิดที่ชอบความเย็นและแมวน้ำกินปลาจะปรากฏตัวขึ้นในกลุ่มโพลิเนียส

ใน ละติจูดต่ำกว่าขั้วการอพยพตามฤดูกาลของขอบน้ำแข็งขั้วโลกเกิดขึ้น ในช่วงเย็นของปี น้ำจะถูกผสมอย่างเข้มข้นในชั้นหลายร้อยเมตร (เป็นผลมาจากความเย็น) ซึ่งอุดมไปด้วยออกซิเจนและเกลือของสารอาหาร ในฤดูใบไม้ผลิและฤดูร้อนมีแสงสว่างเพียงพอและแม้ว่าน้ำจะมีอุณหภูมิค่อนข้างต่ำ (เป็นผลมาจากความร้อนที่ใช้ในการละลาย) แต่ก็มีแพลงก์ตอนพืชจำนวนมากที่พัฒนาขึ้นมา ตามด้วยช่วงสั้นๆ ของการพัฒนาแพลงก์ตอนสัตว์ที่กินแพลงก์ตอนพืช ในช่วงนี้ที่ โซนต่ำกว่าขั้วปลาจำนวนมากสะสม (แฮร์ริ่ง, ปลาค็อด, ปลาแฮดด็อก, ปลากะพงขาว ฯลฯ ) วาฬอ้วนขึ้น ซึ่งมีอยู่มากโดยเฉพาะในซีกโลกใต้

ใน ละติจูดพอสมควรในทั้งสองซีกโลก การผสมน้ำที่รุนแรง ความร้อนและแสงสว่างที่เพียงพอทำให้เกิดสภาวะที่เหมาะสมที่สุดสำหรับการพัฒนาชีวิต เหล่านี้เป็นโซนที่มีประสิทธิผลมากที่สุดในมหาสมุทร การพัฒนาสูงสุดของแพลงก์ตอนพืชจะพบได้ในฤดูใบไม้ผลิ มันดูดซับสารอาหารปริมาณของมันลดลง - การพัฒนาของแพลงก์ตอนสัตว์เริ่มต้นขึ้น ในฤดูใบไม้ร่วงจะมีการพัฒนาแพลงก์ตอนพืชสูงสุดเป็นอันดับสอง ความอุดมสมบูรณ์ของแพลงก์ตอนสัตว์เป็นตัวกำหนดความอุดมสมบูรณ์ของปลา (แฮร์ริ่ง ปลาคอด ปลาแอนโชวี่ ปลาแซลมอน ปลาซาร์ดีน ปลาทูน่า ปลาลิ้นหมา ปลาฮาลิบัต นาวากา ฯลฯ)

ใน กึ่งเขตร้อนและเขตร้อนที่ละติจูด น้ำบนพื้นผิวมหาสมุทรมีความเค็มเพิ่มขึ้น แต่เนื่องจากอุณหภูมิสูง น้ำจึงค่อนข้างเบา ซึ่งรบกวนการผสม อนุภาคที่มีสารอาหารจะไม่คงอยู่และจมลงสู่ก้นบ่อ ออกซิเจนน้อยกว่าในเขตอบอุ่นถึง 2 เท่า แพลงก์ตอนพืชพัฒนาได้ไม่ดีนักและมีแพลงก์ตอนสัตว์เพียงเล็กน้อย ในละติจูดกึ่งเขตร้อน น้ำมีความโปร่งใสมากที่สุดและมีสีน้ำเงินเข้ม (สีของทะเลทรายในมหาสมุทร) ในน้ำอุ่นสาหร่ายสีน้ำตาล sargassum ซึ่งไม่เกี่ยวข้องกับก้นทะเลจะเติบโตตามแบบฉบับของมหาสมุทรส่วนนี้

ใน ละติจูดเส้นศูนย์สูตรที่บริเวณชายแดนของกระแสลมทางการค้าและกระแสลมทวนเส้นศูนย์สูตร น้ำจะถูกผสมกัน ดังนั้นจึงค่อนข้างอุดมไปด้วยเกลือสารอาหารและออกซิเจน มีแพลงก์ตอนที่นี่มากกว่าในละติจูดใกล้เคียงมาก แม้ว่าจะไม่มากเท่ากับบริเวณขอบด้านเหนือของเขตอบอุ่นก็ตาม

น้ำอุ่นมีคาร์บอนไดออกไซด์เพียงเล็กน้อย จึงละลายแคลเซียมคาร์บอเนตได้ไม่ดี ซึ่งพบได้มากและสามารถดูดซึมได้ง่ายจากพืชและสัตว์ เป็นผลให้เปลือกและโครงกระดูกของสัตว์มีขนาดใหญ่และทนทาน และหลังจากที่สิ่งมีชีวิตตายไป ก็จะเกิดตะกอนคาร์บอเนต แนวปะการัง และเกาะต่างๆ ที่มีลักษณะเฉพาะในละติจูดต่ำเป็นชั้นหนา

การแบ่งเขตละติจูดของการกระจายตัวของสิ่งมีชีวิตในชั้นบนของมหาสมุทรซึ่งแสดงออกอย่างดีในส่วนเปิดนั้นถูกรบกวนในเขตชานเมืองภายใต้อิทธิพลของลมและกระแสน้ำ

ความเค็ม. น้ำทะเลโดยน้ำหนักประกอบด้วยน้ำบริสุทธิ์ 96.5% และแร่ธาตุ ก๊าซ ธาตุรอง คอลลอยด์ และสารแขวนลอยที่มีต้นกำเนิดจากอินทรีย์และอนินทรีย์ 3.5% องค์ประกอบของน้ำทะเลรวมถึงองค์ประกอบทางเคมีที่รู้จักทั้งหมด น้ำทะเลมีโซเดียมมากที่สุด เช่น เกลือแกง NaCl (27.2 กรัมต่อ 1 ลิตร) ดังนั้นน้ำทะเลจึงมีรสเค็ม ตามด้วยเกลือแมกนีเซียม - MgCl (3.8 กรัมต่อ 1 ลิตร) และ MgSO 4 (1.7 กรัมต่อ 1 ลิตร) ซึ่งทำให้น้ำมีรสขม องค์ประกอบอื่นๆ ทั้งหมด รวมถึงองค์ประกอบทางชีวภาพ (ฟอสฟอรัส ไนโตรเจน ฯลฯ) และองค์ประกอบขนาดเล็ก มีสัดส่วนน้อยกว่า 1% กล่าวคือ ปริมาณขององค์ประกอบเหล่านี้ไม่มีนัยสำคัญ ปริมาณเกลือทั้งหมดในมหาสมุทรถึง 50 10 16 ตัน เมื่อฝากเหล่านี้ ...
เกลือสามารถปกคลุมก้นมหาสมุทรได้ประมาณ 60 เมตร ครอบคลุมพื้นโลกด้วยชั้น 45 เมตร และพื้นดินมีชั้น 153 เมตร ลักษณะที่น่าทึ่งของน้ำทะเลคือความคงตัวขององค์ประกอบของเกลือ สารละลายอาจมีความเข้มข้นต่างกันในส่วนต่างๆ ของมหาสมุทร แต่อัตราส่วนของเกลือหลักยังคงไม่เปลี่ยนแปลง

ความเค็มเฉลี่ยของมหาสมุทรโลกคือ 35‰ มหาสมุทรแอตแลนติกมีความเค็มเฉลี่ยสูงสุด – 35.4‰, มหาสมุทรอาร์กติกมีความเค็มต่ำสุด – 32‰ การเบี่ยงเบนจากความเค็มเฉลี่ยในทิศทางใดทิศทางหนึ่งมีสาเหตุหลักมาจากการเปลี่ยนแปลงสมดุลการไหลเข้า-ออกของน้ำจืด การตกตะกอนของบรรยากาศที่ตกลงบนพื้นผิวมหาสมุทร การไหลบ่าจากพื้นดิน และการละลายของน้ำแข็งทำให้ความเค็มลดลง การระเหยและการก่อตัวของน้ำแข็ง - ในทางกลับกัน เพิ่มความมัน เนื่องจากการเปลี่ยนแปลงของความเค็มนั้นสัมพันธ์กับการไหลเข้าและการไหลของน้ำจืดเป็นหลักจึงสังเกตได้เฉพาะในชั้นผิวซึ่งรับการตกตะกอนโดยตรงและระเหยน้ำและในบางชั้นด้านล่าง (สูงถึงความลึก 1,500 ม.) กำหนด โดยความลึกของการผสม ความเค็มที่ลึกกว่าของน้ำในมหาสมุทรโลกยังคงไม่เปลี่ยนแปลง (34.7 – 34.9 ‰)

ก๊าซในน้ำทะเล. ก๊าซเข้าสู่น้ำจากชั้นบรรยากาศ ถูกปล่อยออกมาในระหว่างกระบวนการทางเคมีและชีวภาพ ถูกแม่น้ำพัดพา และถูกปล่อยออกมาในระหว่างการปะทุใต้น้ำ การกระจายตัวของก๊าซเกิดขึ้นโดยการผสม ความสามารถของน้ำทะเลในการละลายก๊าซขึ้นอยู่กับอุณหภูมิ ความเค็ม และความดันอุทกสถิต ยิ่งอุณหภูมิและความเค็มของน้ำสูงขึ้น ก๊าซก็จะละลายในน้ำได้น้อยลง ไนโตรเจน (63%) ออกซิเจน (35%) และคาร์บอนไดออกไซด์ที่ละลายในน้ำเป็นหลัก รวมถึงไฮโดรเจนซัลไฟด์ แอมโมเนีย มีเทน ฯลฯ

การนำเสียงน้ำทะเลมีมากกว่าอากาศถึง 5 เท่า ในอากาศ คลื่นเสียงเคลื่อนที่ด้วยความเร็ว 332 m/s ในน้ำจืด - 435 m/s ในน้ำทะเล - 1,500 m/s การแพร่กระจายของเสียงในน้ำทะเลขึ้นอยู่กับอุณหภูมิ ความเค็ม ความดัน ปริมาณก๊าซ รวมถึงสิ่งเจือปนที่แขวนลอยจากแหล่งกำเนิดอินทรีย์และอนินทรีย์

อุณหภูมิน้ำในมหาสมุทรโลก- แหล่งความร้อนหลักที่ได้รับจากพื้นผิวมหาสมุทรโลกคือรังสีดวงอาทิตย์โดยตรงและกระจาย น้ำในแม่น้ำสามารถใช้เป็นแหล่งความร้อนเพิ่มเติมได้ รังสีดวงอาทิตย์ที่เข้ามาบางส่วนจะสะท้อนจากผิวน้ำ ในขณะที่ส่วนหนึ่งถูกปล่อยออกสู่ชั้นบรรยากาศและอวกาศระหว่างดาวเคราะห์ ทะเลสูญเสียความร้อนจำนวนมากเพื่อการระเหย บทบาทสำคัญในการกระจายตัวและการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิของน้ำทะเลเป็นของทวีป ลมที่พัดผ่าน และโดยเฉพาะอย่างยิ่งกระแสน้ำ

ความร้อนที่มาจากดวงอาทิตย์ถูกดูดซับโดยชั้นผิวบาง ๆ และไปทำให้น้ำร้อน แต่เนื่องจากน้ำมีค่าการนำความร้อนต่ำ จึงแทบไม่ถูกถ่ายโอนไปยังระดับความลึก การแทรกซึมของความร้อนจากพื้นผิวไปยังชั้นที่อยู่ด้านล่างนั้นส่วนใหญ่เกิดจากการผสมในแนวตั้ง เช่นเดียวกับเนื่องจากการพาความร้อนโดยกระแสน้ำลึก ผลจากการผสมในแนวตั้งในฤดูร้อน น้ำที่เย็นกว่าจะลอยขึ้นสู่ผิวน้ำและลดอุณหภูมิของชั้นผิวน้ำลง ในขณะที่น้ำลึกจะอุ่นขึ้น ในฤดูหนาว เมื่อน้ำผิวดินเย็นลง กระแสน้ำอุ่นที่ไหลเข้ามาจะเกิดขึ้นจากส่วนลึกในกระบวนการแลกเปลี่ยนแนวดิ่ง ซึ่งทำให้การก่อตัวของน้ำแข็งล่าช้าออกไป

ในละติจูดสูงของซีกโลกเหนือ น้ำแข็งที่ก่อตัวในฤดูหนาวไม่มีเวลาละลายในช่วงฤดูร้อน ดังนั้นในบรรดาน้ำแข็งขั้วโลกจึงมีน้ำแข็งที่มีอายุต่างกัน - ตั้งแต่รายปีถึงหลายปี ความหนาของน้ำแข็งปีแรกในอาร์กติกสูงถึง 2–2.5 ม. ในแอนตาร์กติก 1–1.5 ม. น้ำแข็งหลายปีมีความหนา 3–5 ม. หรือมากกว่า เมื่อน้ำแข็งถูกบีบอัดความหนาของมันจะสูงถึง 40 ม. น้ำแข็งครอบคลุมประมาณ 15% ของพื้นที่น้ำทั้งหมดของมหาสมุทรโลกนั่นคือ 55 ล้านกม. 2 รวมถึง 38 ล้านกม. 2 ในซีกโลกใต้

น้ำแข็งปกคลุมมีผลกระทบอย่างมากต่อสภาพอากาศของโลกและชีวิตในมหาสมุทร

แนวคิดเรื่องมวลน้ำ. น้ำในมหาสมุทรโลกมีคุณสมบัติทางกายภาพและเคมีที่แตกต่างกันมาก น้ำปริมาณมากที่เกิดขึ้นในสภาวะทางกายภาพที่กำหนดในช่วงเวลาหนึ่งและมีลักษณะเฉพาะด้วยคุณสมบัติทางกายภาพ เคมี และชีวภาพเรียกว่า ฝูงน้ำ

การเคลื่อนตัวของน้ำทะเล

คลื่น- สาเหตุหลักของการเกิดคลื่นบนพื้นผิวมหาสมุทรโลกคือลม ในบางกรณี คลื่นมีความสูงถึง 18 ม. และยาวได้ถึง 1 กม. คลื่นจางหายไปตามความลึก

กระแสน้ำในมหาสมุทร- เรียกว่าการเคลื่อนที่ไปข้างหน้าของมวลน้ำจำนวนมหาศาล กระแสน้ำ- นี่คือการเคลื่อนที่ของน้ำในแนวนอนในระยะทางไกล มีกระแส ลม(หรือดริฟท์) เมื่อสาเหตุคือลมพัดไปทิศทางเดียว น้ำเสียกระแสน้ำเกิดขึ้นในกรณีที่ระดับน้ำเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่องซึ่งเกิดจากการไหลบ่าเข้ามาหรือฝนตกหนัก ตัวอย่างเช่น กระแสน้ำกัลฟ์สตรีมเกิดจากระดับน้ำที่สูงขึ้นเนื่องจากมีการไหลบ่าเข้ามาจากทะเลแคริบเบียนที่อยู่ใกล้เคียง การชดเชยกระแสน้ำเข้ามาแทนที่การสูญเสียน้ำในส่วนใดส่วนหนึ่งของมหาสมุทร เมื่อลมพัดจากพื้นสู่ทะเลอย่างต่อเนื่อง ก็ขับไล่น้ำผิวดินออกไป ซึ่งมีน้ำเย็นขึ้นมาจากที่ลึกแทน ความหนาแน่นกระแสน้ำเป็นผลมาจากความหนาแน่นของน้ำที่แตกต่างกันที่ระดับความลึกเท่ากัน สามารถสังเกตได้ในช่องแคบที่เชื่อมระหว่างทะเลที่มีความเค็มต่างกัน ตัวอย่างเช่น ตามแนวช่องแคบบอสฟอรัส น้ำที่มีรสเค็มและหนาแน่นมากขึ้นจะไหลไปตามด้านล่างจากทะเลเมดิเตอร์เรเนียนไปยังทะเลดำ และน้ำจืดจะไหลไปสู่การไหลบนพื้นผิวนี้

กระแสรบกวนการแบ่งเขตละติจูดในการกระจายอุณหภูมิ ในมหาสมุทรทั้งสามมหาสมุทร - แอตแลนติก อินเดีย และแปซิฟิก - ความผิดปกติของอุณหภูมิเกิดขึ้นภายใต้อิทธิพลของกระแสน้ำ: ความผิดปกติเชิงบวกเกี่ยวข้องกับการถ่ายโอนน้ำอุ่นจากเส้นศูนย์สูตรไปยังละติจูดที่สูงกว่าโดยกระแสน้ำที่มีทิศทางใกล้เคียงกับทิศทางเส้นลมปราณ ความผิดปกติเชิงลบมีสาเหตุมาจากกระแสน้ำเย็นที่มีทิศทางตรงกันข้าม (จากละติจูดสูงถึงเส้นศูนย์สูตร) กระแสน้ำมีอิทธิพลต่อการกระจายตัวของลักษณะทางมหาสมุทรอื่นๆ เช่น ความเค็ม ปริมาณออกซิเจน สารอาหาร สี ความโปร่งใส ฯลฯ การกระจายตัวของลักษณะเหล่านี้มีผลกระทบอย่างมากต่อการพัฒนากระบวนการทางชีวภาพ พืชและสัตว์ในทะเลและมหาสมุทร

กระแสผสม- การลดลงและการไหลอันเป็นผลมาจากการหมุนตามแกนของโลกและการดึงดูดของโลกโดยดวงอาทิตย์และดวงจันทร์ ในแต่ละจุดบนผิวมหาสมุทรจะมีน้ำขึ้นสูงสุดวันละ 2 ครั้ง และน้ำลง 2 ครั้ง ความสูงของคลื่นในมหาสมุทรเปิดอยู่ที่ประมาณ 1.5 ม. และนอกชายฝั่งนั้นขึ้นอยู่กับโครงร่างของมัน ระดับน้ำที่สูงที่สุดใน Bay of Fundy นอกชายฝั่งอเมริกาเหนือในมหาสมุทรแอตแลนติกคือ 18 เมตร

มหาสมุทรเป็นสภาพแวดล้อมที่มีชีวิต

พืชสีเขียวสามารถเจริญเติบโตได้เฉพาะเมื่อมีแสงสว่างเพียงพอสำหรับการสังเคราะห์ด้วยแสง (ที่ระดับความลึกไม่เกิน 200 ม.) มวลสิ่งมีชีวิตส่วนใหญ่ในมหาสมุทรประกอบด้วยแพลงก์ตอนพืช ซึ่งอาศัยอยู่ในชั้นน้ำสูง 100 เมตรตอนบน มวลเฉลี่ยของแพลงก์ตอนพืชคือ 1.7 พันล้านตันการผลิตต่อปีคือ 550 พันล้านตัน รูปแบบที่พบมากที่สุดของแพลงก์ตอนพืชคือไดอะตอมซึ่งมี 15,000 ชนิด ไดอะตอมหนึ่งตัวสามารถผลิตตัวอย่างได้ 10 ล้านตัวอย่างต่อเดือน เพียงเพราะแพลงก์ตอนพืชตายอย่างรวดเร็วและถูกกินในปริมาณมากจนไม่เต็มมหาสมุทร แพลงก์ตอนพืชเป็นจุดเชื่อมโยงเริ่มต้นในห่วงโซ่อาหารในมหาสมุทร สถานที่ที่มีการพัฒนาแพลงก์ตอนพืชอย่างอุดมสมบูรณ์เป็นสถานที่ที่มีความอุดมสมบูรณ์เพิ่มขึ้นในมหาสมุทรซึ่งอุดมไปด้วยสิ่งมีชีวิตโดยทั่วไป

ใน ละติจูดต่ำกว่าขั้วการอพยพตามฤดูกาลของขอบน้ำแข็งขั้วโลกเกิดขึ้น ในช่วงเย็นของปี น้ำจะถูกผสมอย่างเข้มข้นในชั้นหลายร้อยเมตร (เป็นผลมาจากความเย็น) ซึ่งอุดมไปด้วยออกซิเจนและเกลือของสารอาหาร ในฤดูใบไม้ผลิและฤดูร้อนมีแสงสว่างเพียงพอและแม้ว่าน้ำจะมีอุณหภูมิค่อนข้างต่ำ (เป็นผลมาจากความร้อนที่ใช้ในการละลาย) แต่ก็มีแพลงก์ตอนพืชจำนวนมากที่พัฒนาขึ้นมา ตามมาด้วยการพัฒนาแพลงก์ตอนสัตว์เป็นอาหารในแพลงก์ตอนพืชในช่วงสั้นๆ ในช่วงเวลานี้ ปลาจำนวนมากจะสะสมอยู่ในโซนต่ำกว่าขั้ว (แฮร์ริ่ง ปลาคอด ปลาแฮดด็อก ปลากะพงขาว ฯลฯ) วาฬอ้วนขึ้น ซึ่งมีอยู่มากโดยเฉพาะในซีกโลกใต้

ความเค็มเป็นลักษณะที่สำคัญที่สุดของน้ำทะเล สารละลายนี้มีองค์ประกอบทางเคมีเกือบทั้งหมดที่รู้จักบนโลก ปริมาณเกลือทั้งหมดคือ 50-10 16 ตัน พวกเขาสามารถครอบคลุมก้นมหาสมุทรด้วยชั้น 60 ม. ทั่วทั้งโลก - 45 ม. พื้นดิน - 153 ม. อัตราส่วนของเกลือในน้ำทะเลยังคงที่ซึ่งมั่นใจได้ โดยกระแสน้ำในมหาสมุทรที่มีพลวัตสูง องค์ประกอบถูกครอบงำโดย NaCl (77.8%), MgCl (10.9%) เป็นต้น

ความเค็มเฉลี่ยของน้ำทะเลคือ 35 0/00 การเบี่ยงเบนจากความเค็มเฉลี่ยในทิศทางใดทิศทางหนึ่งเกิดจากการเปลี่ยนแปลงสมดุลของน้ำจืดเข้าและออก ดังนั้นการตกตะกอน น้ำจากธารน้ำแข็ง และการไหลบ่าจากพื้นดินจึงช่วยลดความเค็ม การระเหยเพิ่มความเค็ม

มีลักษณะการกระจายตัวของความเค็มในมหาสมุทรทั้งในระดับโซนและภูมิภาค ลักษณะเฉพาะเขตมีความเกี่ยวข้องกับสภาพภูมิอากาศ (การกระจายตัวของฝนและการระเหย) ในเขตเส้นศูนย์สูตร น้ำมีความเค็มเล็กน้อย (O>E) ในละติจูดเขตร้อนและกึ่งเขตร้อน (E>O) ความเค็มสูงสุดสำหรับน้ำทะเลผิวดินคือ 36-37 0 / 00 ทางเหนือและใต้ของโซนนี้ ความเค็มลดลง น้ำแข็งละลายช่วยลดความเค็มในละติจูดสูง

การแบ่งเขตละติจูดในการกระจายความเค็มบนพื้นผิวมหาสมุทรถูกกระแสน้ำรบกวน ของอุ่นจะเพิ่มความเค็ม ของเย็นจะเพิ่มความเค็ม ความเค็มเฉลี่ยของมหาสมุทรที่พื้นผิวแตกต่างกันไป มหาสมุทรแอตแลนติกมีความเค็มสูงสุด - 35.4 0/00 ต่ำสุดคือมหาสมุทรอาร์กติก - 32 0/00 (บทบาทการแยกเกลือออกจากน่านน้ำไซบีเรียนั้นยอดเยี่ยมมาก) การเปลี่ยนแปลงของความเค็มส่วนใหญ่เกี่ยวข้องกับชั้นผิวที่รับน้ำจืดโดยตรง และถูกกำหนดโดยความลึกของการผสม การเปลี่ยนแปลงความเค็มทั้งหมดเกิดขึ้นในชั้นบนจนถึงระดับความลึก 1,500 ม. ความเค็มที่ลึกลงไปจะไม่เปลี่ยนแปลง

อุณหภูมิของน้ำในมหาสมุทรโลก

การเปลี่ยนแปลงขององค์ประกอบสมดุลความร้อนจะเป็นตัวกำหนดอุณหภูมิของน้ำ ความผันผวนของอุณหภูมิน้ำในแต่ละวันบนพื้นผิวมหาสมุทรไม่เกินค่าเฉลี่ย 0.5 0 C แอมพลิจูดรายวันที่ใหญ่ที่สุดอยู่ในละติจูดต่ำ (สูงถึง 1 0 C) ซึ่งเล็กที่สุดในละติจูดสูง (สูงถึง 0 0 C) ความผันผวนของอุณหภูมิในแต่ละวันในมหาสมุทรมีบทบาทรองลงมา

ความผันผวนของอุณหภูมิพื้นผิวมหาสมุทรในแต่ละปีมีค่ามากกว่าการเปลี่ยนแปลงรายวัน ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีมีน้อยที่ละติจูดต่ำ (1 0) และสูง (2 0) ในกรณีแรกมีการกระจายปริมาณมากอย่างสม่ำเสมอตลอดทั้งปี ประการที่สองในช่วงฤดูร้อนอันสั้นน้ำจะไม่มีเวลาให้ความร้อนมากนัก แอมพลิจูดประจำปีที่ใหญ่ที่สุด (ตั้งแต่ 10 0 ถึง 17 0) จะสังเกตได้ในละติจูดพอสมควร อุณหภูมิน้ำเฉลี่ยสูงสุดต่อปี (27-28 0) สังเกตได้ในละติจูดเส้นศูนย์สูตรและเขตร้อนทางเหนือและใต้อุณหภูมิจะลดลงเหลือ 0 0 C และต่ำกว่าในละติจูดขั้วโลก เส้นศูนย์สูตรความร้อนอยู่ที่ประมาณ 5 0 C ละติจูดเหนือ กระแสน้ำในมหาสมุทรรบกวนการกระจายอุณหภูมิโซน กระแสน้ำที่ส่งความร้อนไปยังขั้วไฟฟ้า (เช่น กัลฟ์สตรีม) จะถูกระบุว่าเป็นความผิดปกติของอุณหภูมิเชิงบวก ดังนั้นในละติจูดเขตร้อนภายใต้อิทธิพลของกระแสน้ำอุณหภูมิของน้ำบนชายฝั่งตะวันออกจะสูงกว่าบนชายฝั่งตะวันตกและในละติจูดพอสมควรในทางตรงกันข้ามบนชายฝั่งตะวันตกจะสูงกว่าบนชายฝั่งตะวันออก ในซีกโลกใต้ซึ่งมีซีกโลกออกทะเลมากขึ้น การกระจายตัวของอุณหภูมิของน้ำแทบจะไม่เปลี่ยนแปลงเลย มากที่สุด อุณหภูมิสูงบนพื้นผิวมหาสมุทร (+32 0 C) พบได้ในเดือนสิงหาคมในมหาสมุทรแปซิฟิก ซึ่งต่ำที่สุดในเดือนกุมภาพันธ์ในมหาสมุทรอาร์กติก (-1.7 0 C) โดยเฉลี่ยต่อปี พื้นผิวมหาสมุทรในซีกโลกใต้จะเย็นกว่าในซีกโลกเหนือ (อิทธิพลของทวีปแอนตาร์กติกา) อุณหภูมิเฉลี่ยทั้งปีบนพื้นผิวมหาสมุทรคือ +17.4 0 C ซึ่งสูงกว่าอุณหภูมิอากาศทั้งปีที่ +14 0 มหาสมุทรอินเดียที่อบอุ่นที่สุดคือประมาณ +20 0 C ความร้อนของรังสีดวงอาทิตย์ซึ่งทำให้ชั้นบนของน้ำร้อนจะถูกถ่ายโอนไปยังชั้นด้านล่างอย่างช้าๆ การกระจายความร้อนในน้ำทะเลเกิดขึ้นเนื่องจากการพาความร้อนและการผสมกันของคลื่นและกระแสน้ำ ดังนั้นอุณหภูมิจึงลดลงตามความลึก ที่ระดับความลึกประมาณ 100-200 เมตร อุณหภูมิจะลดลงอย่างรวดเร็ว ชั้นของอุณหภูมิของน้ำที่ลดลงอย่างรวดเร็วและมีความลึกเรียกว่าเทอร์โมไคลน์

เทอร์โมไคลน์ในมหาสมุทรจากเส้นศูนย์สูตรถึง 50-60 0 วินาที และส. มีอยู่อย่างต่อเนื่องที่ระดับความลึกตั้งแต่ 100 ถึง 700 ม. ในมหาสมุทรอาร์กติก อุณหภูมิของน้ำจะลดลงเหลือความลึก 50-100 ม. จากนั้นเพิ่มขึ้นจนสูงสุดที่ระดับความลึก 200-600 ม โดยการซึมผ่านของน้ำอุ่นจากละติจูดพอสมควร มีความเค็มมากกว่าน้ำชั้นบน

น้ำแข็งในมหาสมุทรจะปรากฏที่ละติจูดสูงเมื่ออุณหภูมิของน้ำลดลงต่ำกว่าจุดเยือกแข็ง จุดเยือกแข็งขึ้นอยู่กับความเค็ม ยิ่งความเค็มสูง จุดเยือกแข็งก็จะยิ่งต่ำลง น้ำแข็งมีความหนาแน่นต่ำกว่าน้ำแข็งสด น้ำแข็งเกลือมีความคงทนน้อยกว่าน้ำแข็งสด แต่มีพลาสติกและความหนืดมากกว่า มันไม่แตกเป็นคลื่น (คลื่นอ่อน) มันจะออกโทนสีเขียว ตรงกันข้ามกับสีน้ำเงินของน้ำแข็งสด น้ำแข็งในมหาสมุทรสามารถอยู่นิ่งหรือลอยได้ น้ำแข็งคงที่คือแผ่นน้ำแข็งที่ต่อเนื่องกันซึ่งเกี่ยวข้องกับพื้นดินหรือสันดอน โดยปกติแล้วนี่คือน้ำแข็งที่เร็ว น้ำแข็งที่ลอยอยู่ (ดริฟท์) ไม่ได้เชื่อมต่อกับชายฝั่งและเคลื่อนที่ภายใต้อิทธิพลของลมและกระแสน้ำ

1.1 การกระจายน้ำและที่ดินบนโลก

พื้นผิวโลกทั้งหมดคือ 510 ล้านตารางกิโลเมตร

มีพื้นที่ดิน 149 ล้าน ตร.กม. (29%)

ครอบครองโดยน้ำ - 310 ล้านตร.กม. (71%)

ในซีกโลกเหนือและซีกโลกใต้ อัตราส่วนของพื้นผิวดินและน้ำไม่เท่ากัน:

ในซีกโลกใต้ น้ำคิดเป็น 81%

ในซีกโลกเหนือ น้ำคิดเป็น 61%

ทวีปต่างๆ แยกออกจากกันไม่มากก็น้อย ในขณะที่น้ำในมหาสมุทรก่อตัวเป็นแหล่งน้ำที่ต่อเนื่องกันบนพื้นผิวโลก ซึ่งเรียกว่ามหาสมุทรโลก ตามลักษณะทางกายภาพและทางภูมิศาสตร์ หลังแบ่งออกเป็นมหาสมุทร ทะเล อ่าว อ่าว และช่องแคบที่แยกจากกัน

มหาสมุทร - ส่วนที่ใหญ่ที่สุดของมหาสมุทรโลก ล้อมรอบด้วยทวีปที่ไม่เชื่อมต่อกัน

ตั้งแต่ทศวรรษที่ 30 ของศตวรรษที่ 20 ได้มีการยอมรับการแบ่งออกเป็น 4 มหาสมุทร: เงียบสงบ, อินเดีย, แอตแลนติก, อาร์กติก (เดิมคืออาร์กติกตอนใต้)

ทวีปที่แบ่งมหาสมุทรโลกเป็นตัวกำหนดขอบเขตตามธรรมชาติระหว่างมหาสมุทร ในละติจูดสูงทางตอนใต้ไม่มีขอบเขตดังกล่าวและเป็นที่ยอมรับตามเงื่อนไข: ระหว่างมหาสมุทรแปซิฟิกและมหาสมุทรแอตแลนติกตามแนวเส้นลมปราณของ Cape Horn (6804 'W) จากเกาะ Tierra del Fuego ไปจนถึงแอนตาร์กติกา; ระหว่างมหาสมุทรแอตแลนติกและอินเดีย - จาก Cape Agulhas ไปตามเส้นลมปราณ 20E - ระหว่างอินเดียและแปซิฟิก - จากแหลมตะวันออกเฉียงใต้ไปจนถึงเกาะ แทสเมเนียตามเส้นเมอริเดียน 14655’

พื้นที่มหาสมุทรคิดเป็นเปอร์เซ็นต์ของพื้นที่ทั้งหมดของมหาสมุทรโลกคือ

เงียบ - 50%

แอตแลนติก - 25.8%

อินเดีย - 20.8%

อาร์กติก - 3.6%

ในมหาสมุทรแต่ละแห่ง ทะเลมีความโดดเด่นและเป็นตัวแทนของพื้นที่มหาสมุทรที่แยกตัวออกไปไม่มากก็น้อยและค่อนข้างกว้างขวาง ซึ่งมีระบอบอุทกวิทยาเป็นของตัวเอง เชื่อมต่อกันภายใต้อิทธิพลของสภาพท้องถิ่นและการแลกเปลี่ยนน้ำที่ยากลำบากกับพื้นที่ที่อยู่ติดกันของมหาสมุทร

ทะเลตามระดับการแยกตัวจากมหาสมุทรและสภาพทางกายภาพและทางภูมิศาสตร์แบ่งออกเป็นสามกลุ่มหลัก:

1.ทะเลภายในประเทศ

ก. ทะเลกลาง

ข. กึ่งปิด

2. ชายขอบทะเล

3. ระหว่างเกาะทะเล

ทะเลเมดิเตอร์เรเนียน ล้อมรอบด้วยแผ่นดินทุกด้านและเชื่อมต่อกับมหาสมุทรด้วยช่องแคบหนึ่งหรือหลายช่อง มีลักษณะพิเศษคือการแยกสภาพทางธรรมชาติได้สูงสุด การไหลเวียนของน้ำผิวดินแบบปิด และความเป็นอิสระสูงสุดในการกระจายตัวของความเค็มและอุณหภูมิ

ทะเลเหล่านี้ได้แก่: ทะเลเมดิเตอร์เรเนียน ทะเลดำ ทะเลสีขาว

ทะเลกึ่งปิด บางส่วนถูกจำกัดโดยทวีปต่างๆ และแยกออกจากมหาสมุทรด้วยคาบสมุทรหรือเกาะต่างๆ กระแสน้ำเชี่ยวในช่องแคบซึ่งทำให้การแลกเปลี่ยนน้ำมีความซับซ้อน แต่ยังคงดำเนินการได้อย่างอิสระมากกว่าในทะเลเมดิเตอร์เรเนียน

ตัวอย่าง: ทะเลแบริ่ง โอค็อตสค์ และทะเลญี่ปุ่น ซึ่งแยกออกจากมหาสมุทรแปซิฟิกโดยหมู่เกาะอลูเชียน คูริล และเกาะญี่ปุ่น

ริมทะเล เป็นส่วนที่เปิดกว้างของมหาสมุทรไม่มากก็น้อย แยกออกจากมหาสมุทรด้วยคาบสมุทรหรือเกาะต่างๆ

การแลกเปลี่ยนน้ำระหว่างทะเลประเภทนี้กับมหาสมุทรนั้นฟรีในทางปฏิบัติ การก่อตัวของระบบปัจจุบันและการกระจายตัวของความเค็มและอุณหภูมิได้รับอิทธิพลอย่างเท่าเทียมกันจากทั้งทวีปและมหาสมุทร ทะเลชายขอบได้แก่: ทะเลอาร์กติก ยกเว้นทะเลสีขาว

ทะเลระหว่างเกาะ - เหล่านี้เป็นส่วนหนึ่งของมหาสมุทรที่ล้อมรอบด้วยวงแหวนของเกาะต่างๆ ซึ่งเป็นกระแสน้ำเชี่ยวในช่องแคบซึ่งทำให้ไม่สามารถแลกเปลี่ยนน้ำได้โดยเสรี เนื่องจากอิทธิพลของมหาสมุทรทำให้สภาพธรรมชาติของทะเลเหล่านี้มีความคล้ายคลึงกัน สภาพธรรมชาติมหาสมุทร. ธรรมชาติของกระแสน้ำมีความเป็นอิสระอยู่บ้าง และการกระจายตัวของอุณหภูมิและความเค็มบนพื้นผิวและที่ระดับความลึกของทะเลเหล่านี้ ทะเลประเภทนี้รวมถึงทะเลของหมู่เกาะอินเดียตะวันออก: ซูลู, เซเลบา, เบ็นดา, ชวา ฯลฯ

ส่วนเล็กๆ ของมหาสมุทร ได้แก่ อ่าว อ่าว และช่องแคบ ความแตกต่างระหว่างอ่าวกับอ่าวนั้นค่อนข้างจะไร้เหตุผล

อ่าว เรียกว่าส่วนของทะเลที่ยื่นเข้าไปในแผ่นดินและเปิดรับอิทธิพลของน้ำที่อยู่ติดกันได้อย่างเพียงพอ อ่าวที่ใหญ่ที่สุด: บิสเคย์, กินี, เบงกอล, อลาสกา, ฮัดสัน, อนาเดียร์ ฯลฯ

อ่าว เรียกว่าอ่าวเล็ก ๆ ที่มีปากอ่าวล้อมรอบด้วยเกาะหรือคาบสมุทรซึ่งทำให้การแลกเปลี่ยนน้ำระหว่างอ่าวกับแหล่งน้ำที่อยู่ติดกันค่อนข้างซับซ้อน ตัวอย่าง Sevastopol, Zolotoy Rog, Tsemeskaya เป็นต้น

ทางตอนเหนืออ่าวที่ยื่นออกมาลึกเข้าไปในดินแดนที่แม่น้ำมักจะไหลเรียกว่าริมฝีปากที่ด้านล่างของปากมีตะกอนของแม่น้ำน้ำถูกแยกเกลือออกจากน้ำอย่างมาก

อ่าวที่ใหญ่ที่สุด: Obskaya, Dvinskaya, Onega ฯลฯ อ่าวที่คดเคี้ยวต่ำและยื่นออกมาลึกของทวีปซึ่งเกิดจากการกัดเซาะของน้ำแข็งเรียกว่า ฟยอร์ด .

ลิมาน เรียกว่าปากหุบเขาหรือหุบเหวซึ่งมีทะเลท่วมเพราะแผ่นดินทรุดตัวเล็กน้อย ลากูน เรียกว่า: ก) แหล่งน้ำตื้นซึ่งแยกออกจากทะเลอันเป็นผลมาจากการสะสมของตะกอนในรูปแบบของแถบชายฝั่งและเชื่อมต่อกับทะเลด้วยช่องแคบแคบ; b) พื้นที่ทะเลระหว่างแผ่นดินใหญ่กับแนวปะการังหรืออะทอลล์

ช่องแคบ เรียกว่าเป็นส่วนที่ค่อนข้างแคบของมหาสมุทรโลก เชื่อมแหล่งน้ำสองแห่งเข้ากับสภาพธรรมชาติที่ค่อนข้างเป็นอิสระ

1.2. องค์ประกอบทางเคมีและความเค็มของน้ำทะเล

น้ำทะเลแตกต่างจากน้ำจืดในด้านรสชาติ ความถ่วงจำเพาะ ความโปร่งใส สี และผลกระทบที่รุนแรงมากขึ้น เนื่องจากโมเลกุลมีขั้วสูงและโมเมนต์ไดโพลขนาดใหญ่ น้ำจึงมีความสามารถในการแยกตัวสูง ดังนั้น เกลือต่างๆ จะถูกละลายในรูปแบบที่มีการกระจายตัวของไอออนิก และน้ำทะเลโดยพื้นฐานแล้วจะเป็นสารละลายที่แตกตัวเป็นไอออนอย่างสมบูรณ์และมีปฏิกิริยาเป็นด่าง ซึ่งถูกกำหนดโดยส่วนที่เกินของผลรวมของไอออนบวกที่เทียบเท่ากันโดยเฉลี่ย 2.38 มก.-เทียบเท่า/ลิตร ( สารละลายอัลคาไลน์) น้ำหนักเปียกลดลงเป็นสุญญากาศ ปริมาณที่แสดงเป็นกรัมที่ละลายในน้ำทะเล 1 กิโลกรัม โดยมีเงื่อนไขว่าฮาโลเจนทั้งหมดจะถูกแทนที่ด้วยคลอรีนในปริมาณที่เท่ากัน คาร์บอเนตทั้งหมดจะถูกแปลงเป็นออกไซด์และสารอินทรีย์จะถูกเผาไหม้โดยปกติ เรียกว่าความเค็มของน้ำทะเล ความเค็มระบุด้วยสัญลักษณ์ S หน่วยความเค็มให้เท่ากับเกลือ 1 กรัมละลายในน้ำทะเล 1,000 กรัม แล้วเรียกว่า ppm , แสดงด้วย %0 ปริมาณแร่ธาตุโดยเฉลี่ยที่ละลายในน้ำทะเล 1 กิโลกรัมคือ 35 กรัม ดังนั้น ความเค็มเฉลี่ยของมหาสมุทรโลกคือ S = 35%0

ตามทฤษฎีแล้ว น้ำทะเลมีองค์ประกอบทางเคมีที่ทราบทั้งหมด แต่น้ำหนักขององค์ประกอบนั้นแตกต่างกัน มีองค์ประกอบสองกลุ่มที่มีอยู่ในน้ำทะเล

1 กลุ่ม. ไอออนที่สำคัญของน้ำทะเล

ไอออนและโมเลกุล	ต่อน้ำ 1 กิโลกรัม (S = 35%0)
ไอออนและโมเลกุล
คลอไรด์ Cl
ซัลเฟต SO4
ไฮโดรคาร์บอเนต HCO3
โบรไมด์ B2
ฟลูออไรด์ เอฟ
กรดบอริก H2 BO3
ผลรวมของแอนไอออน:
โซเดียมนา
แมกนีเซียม มก
แคลเซียม Ca
สตรอนเทียม ซีเนียร์
ผลรวมของแคตไอออน
ผลรวมของไอออน

กลุ่มที่ 2 - องค์ประกอบจุลภาค เนื้อหาทั่วไปซึ่งไม่เกิน 3 มก./กก.

องค์ประกอบบางอย่างมีอยู่ในน้ำทะเลในปริมาณที่น้อยมาก ตัวอย่าง: เงิน - 310 -7 กรัม, ทองคำ - 510 -7 กรัม องค์ประกอบหลักพบได้ในสารประกอบเกลือในน้ำทะเล องค์ประกอบหลักคือ NaCl และ MgCl ซึ่งคิดเป็น 88.7% โดยน้ำหนักของของแข็งทั้งหมดที่ละลายใน น้ำทะเล ; ซัลเฟต MgSO4, CaSO4, K2SO4 คิดเป็น 10.8% และคาร์บอเนต CaCO3 คิดเป็น 0.3% จากการวิเคราะห์ตัวอย่างน้ำทะเล พบว่าปริมาณแร่ธาตุที่ละลายอาจแตกต่างกันอย่างมาก (ตั้งแต่ 2 ถึง 30 กรัม/กก.) แต่อัตราส่วนเปอร์เซ็นต์ของแร่ธาตุเหล่านั้นสามารถนำมาคงที่ได้โดยมีความแม่นยำเพียงพอต่อการใช้งานจริง รูปแบบนี้เรียกว่า ความคงตัวขององค์ประกอบเกลือของน้ำทะเล .

จากรูปแบบนี้ มันเป็นไปได้ที่จะเชื่อมโยงความเค็มของน้ำทะเลกับปริมาณคลอรีน (เนื่องจากองค์ประกอบที่มีอยู่ในน้ำทะเลในปริมาณมากที่สุด)

S = 0.030 + 1.805 คลาส

น้ำในแม่น้ำมีคาร์บอเนตโดยเฉลี่ย 60.1% และคลอไรด์ 5.2% อย่างไรก็ตามแม้ว่าทุก ๆ ปี 1.6910 9 ตันของคาร์บอเนต (HCO3) เข้าสู่มหาสมุทรโลกพร้อมกับน้ำในแม่น้ำซึ่งมีการไหลของ 3.610 4 เนื้อหาทั้งหมดในมหาสมุทรยังคงไม่เปลี่ยนแปลงในทางปฏิบัติ เหตุผลคือ:

องค์กรทางทะเลมีการบริโภคอย่างเข้มข้นเพื่อสร้างการก่อตัวของหินปูน

การตกตะกอนเนื่องจากการละลายไม่ดี

ควรสังเกตว่าแทบจะเป็นไปไม่ได้เลยที่จะตรวจพบการเปลี่ยนแปลงของปริมาณเกลือเพราะว่า มวลน้ำทั้งหมดในมหาสมุทรอยู่ที่ 5610 15 ตัน และปริมาณเกลือที่มีอยู่แทบไม่มีเลย ตัวอย่างเช่น จะใช้เวลา 210 5 ปีในการเปลี่ยนแปลงปริมาณคลอไรด์ไอออน 0.02%0

ความเค็มบนพื้นผิวมหาสมุทรในส่วนเปิดขึ้นอยู่กับความสัมพันธ์ระหว่างปริมาณฝนและปริมาณการระเหย และความผันผวนของความเค็มด้วยเหตุผลเหล่านี้คือ 0.2%0 ยิ่งความแตกต่างของอุณหภูมิระหว่างน้ำและอากาศ ความเร็วลม และระยะเวลาของลมมากเท่าใด ปริมาณการระเหยก็จะยิ่งมากขึ้นเท่านั้น สิ่งนี้นำไปสู่การเพิ่มความเค็มของน้ำ การตกตะกอนช่วยลดความเค็มของพื้นผิว

ในบริเวณขั้วโลก ความเค็มเปลี่ยนแปลงไปตามการละลายและการก่อตัวของน้ำแข็ง และความผันผวนของที่นี่จะอยู่ที่ประมาณ 0.7%0

การเปลี่ยนแปลงของความเค็มในละติจูดจะเท่ากันในมหาสมุทรทั้งหมด ความเค็มเพิ่มขึ้นจากขั้วโลกถึงเขตร้อน อุณหภูมิถึง 20-25°C และยู หรือลดลงอีกครั้งที่เส้นศูนย์สูตร การกระจายตัวตามละติจูดในมหาสมุทรแอตแลนติกของความเค็ม ปริมาณฝน การระเหย ความหนาแน่น และอุณหภูมิของน้ำ (รูปที่ 1)

การเปลี่ยนแปลงพื้นผิวความเค็มสม่ำเสมอเกิดขึ้นเนื่องจากการมีอยู่ของกระแสน้ำในมหาสมุทรและชายฝั่งตลอดจนผลจากการกำจัดน้ำจืดโดยแม่น้ำสายใหญ่

ยิ่งทะเลเชื่อมต่อกับมหาสมุทรน้อยเท่าไร ความเค็มของทะเลก็จะแตกต่างจากความเค็มของมหาสมุทรมากขึ้นเท่านั้น

ความเค็มของทะเล:

เมดิเตอร์เรเนียน 37-38%0 ทางตะวันตก

38-39%0 ในภาคตะวันออก

ทะเลแดง 37%0 ทางใต้

41%0 ในภาคเหนือ

อ่าวเปอร์เซีย 40%0 ทางตอนเหนือ

37-38%0ในภาคตะวันออก

ในระดับความลึก ความผันผวนของความเค็มเกิดขึ้นที่ระดับความลึก 1,500 ม. เท่านั้น ใต้เส้นขอบฟ้านี้ ความเค็มไม่เปลี่ยนแปลงอย่างมีนัยสำคัญ การกระจายตัวของความเค็มในเชิงลึกได้รับผลกระทบจากการเคลื่อนที่ในแนวนอนและการไหลเวียนของมวลน้ำในแนวตั้ง เพื่อทำแผนที่การกระจายตัวของความเค็มบนพื้นผิวมหาสมุทรหรือบนขอบฟ้าอื่นๆ ให้วาดเส้นความเค็ม - ไอโซฮาลีน .

1.3.

ก๊าซในน้ำทะเล

เมื่อสัมผัสกับบรรยากาศ น้ำทะเลจะดูดซับก๊าซที่มีอยู่ในอากาศ: ออกซิเจน ไนโตรเจน คาร์บอนไดออกไซด์ ปริมาณก๊าซที่ละลายในน้ำทะเลถูกกำหนดโดยความดันบางส่วนและความสามารถในการละลายของก๊าซซึ่งขึ้นอยู่กับลักษณะทางเคมี

ก๊าซและลดลงตามอุณหภูมิที่เพิ่มขึ้น

ตารางความสามารถในการละลายของก๊าซในน้ำจืดที่ความดันย่อย 760 mmHg
ความสามารถในการละลายของก๊าซ (มล./ลิตร)	ออกซิเจน	คาร์บอนไดออกไซด์

ไฮโดรเจนซัลไฟด์ การละลายของออกซิเจนและไนโตรเจนที่ไม่ทำปฏิกิริยากับน้ำทะเล

ขึ้นอยู่กับความเค็มด้วยและลดลงตามการเพิ่มขึ้น ปริมาณก๊าซที่ละลายได้ในน้ำทะเลประมาณไว้ในหน่วยสัมบูรณ์ (มล./ลิตร) หรือเป็นเปอร์เซ็นต์ของปริมาณอิ่มตัว กล่าวคือ กับปริมาณก๊าซที่สามารถละลายในน้ำได้ที่อุณหภูมิและความเค็มที่กำหนด ความชื้นและความดันปกติ 760 mmHg ออกซิเจนและไนโตรเจนเนื่องจากมีความสามารถในการละลายของออกซิเจนในน้ำทะเลได้ดีกว่า จึงอยู่ในอัตราส่วน 1:2 ปริมาณออกซิเจนผันผวนในเวลาและพื้นที่จากการอิ่มตัวยิ่งยวดอย่างมีนัยสำคัญ (สูงถึง 350% จากนั้นในน้ำตื้นอันเป็นผลมาจากการสังเคราะห์ด้วยแสง ไปจนถึงการหายไปโดยสิ้นเชิงเมื่อหายใจของสิ่งมีชีวิตและออกซิเดชั่น และในกรณีที่ไม่มีการไหลเวียนในแนวตั้ง

คาร์บอนไดออกไซด์บรรจุอยู่ในอากาศในปริมาณ 0.03% ดังนั้นปริมาณคาร์บอนไดออกไซด์ในน้ำจึงควรอยู่ที่ 0.5 มล./ลิตร อย่างไรก็ตาม ไม่เหมือนกับออกซิเจนและไนโตรเจน คาร์บอนไดออกไซด์ไม่เพียงละลายในน้ำเท่านั้น แต่ยังเข้าไปในสารประกอบที่มีเบสได้บางส่วนด้วย (เนื่องจากน้ำมีปฏิกิริยาเป็นด่างเล็กน้อย) ส่งผลให้ปริมาณคาร์บอนไดออกไซด์อิสระและพันธะรวมอยู่ที่ 50 มล./ลิตร คาร์บอนไดออกไซด์ถูกใช้ไปในระหว่างการสังเคราะห์ด้วยแสงและเพื่อสร้างการก่อตัวของปูนโดยสิ่งมีชีวิต คาร์บอนไดออกไซด์ส่วนเล็กๆ (1%) รวมกับน้ำทำให้เกิดกรดคาร์บอนิก

CO2 + H2O  H2CO3

ออกซิเจนจะแยกตัวออกจากไอออนของไบคาร์บอเนตและคาร์บอเนต รวมถึงไฮโดรเจนไอออนด้วย

H2CO3  H + HCO3

H2CO3  H + CO3

สารละลายไฮโดรเจนไอออนปกติประกอบด้วย 1 กรัม
ในน้ำ 1 ลิตร การทดลองพบว่าที่ความเข้มข้นของไอออน H 110 -7 กรัม/ลิตร น้ำจะเป็นกลาง สะดวกในการแสดงความเข้มข้นของไฮโดรเจนไอออนด้วยเลขชี้กำลังที่มีเครื่องหมายตรงกันข้ามและแสดงถึง pH

สำหรับค่า pH ของน้ำที่เป็นกลาง = 7

ถ้าไฮโดรเจนไอออนมีอิทธิพลเหนือค่า pH< 7 (кислая реакция).

หากไฮดรอกซิลไอออนมีค่า pH มากกว่า 7 (ปฏิกิริยาอัลคาไลน์)

เป็นที่ยอมรับกันว่าเมื่อปริมาณคาร์บอนไดออกไซด์อิสระลดลง ค่า pH จะเพิ่มขึ้น ในมหาสมุทรเปิด น้ำมีปฏิกิริยาเป็นด่างเล็กน้อย หรือ pH = 7.8 - 8.8

1.4. อุณหภูมิและ คุณสมบัติทางความร้อนน้ำทะเล

พื้นผิวมหาสมุทรได้รับความร้อนโดยตรงและโดยการแผ่รังสีแสงอาทิตย์

ในกรณีที่ไม่มีทวีป อุณหภูมิบนพื้นผิวมหาสมุทรจะขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่เท่านั้น ในความเป็นจริง ยกเว้นทางตอนใต้ของมหาสมุทรโลก แผนที่แตกต่างอย่างสิ้นเชิงเนื่องจากการแยกส่วนของมหาสมุทร อิทธิพลของพืชในมหาสมุทร และการไหลเวียนในแนวดิ่ง

อุณหภูมิก๊าซเฉลี่ยบนพื้นผิวมหาสมุทร:

แอตแลนติก - 16.9 С

อินเดีย - 17.0 С

เงียบ 19.1 С

ทั่วโลก - 17.4С

อุณหภูมิอากาศเฉลี่ย 14.3 С

สูงที่สุดในอ่าวเปอร์เซีย (35.6 С) อุณหภูมิต่ำสุดอยู่ในมหาสมุทรอาร์กติก (-2 С) อุณหภูมิจะลดลงตามความลึกถึงขอบฟ้าที่ 3,000 - 500 ม. อย่างรวดเร็ว จากนั้นลดลงเป็น 1200 - 1500 ม. อย่างช้าๆ และจาก 1,500 ม. ถึงด้านล่างจะช้ามากหรือไม่เปลี่ยนแปลงเลย (ภาพที่ 2)

รูปที่ 2. อุณหภูมิเปลี่ยนแปลงตามความลึกที่ละติจูดต่างกัน

ความผันผวนของอุณหภูมิในแต่ละวันจะลดลงอย่างรวดเร็วตามความลึกและหายไปที่ขอบฟ้า 30-50 เมตร อุณหภูมิสูงสุดที่ความลึกเกิดขึ้นช้ากว่าพื้นผิว 5-6 ชั่วโมง ความลึกของการแทรกซึมของอุณหภูมิก๊าซขึ้นอยู่กับสภาพแวดล้อม แต่โดยทั่วไปจะไม่เกิน 300 - 500 เมตร ความจุความร้อนจำเพาะสูงมาก:

1 แคลอรี่/กรัม * องศา = 4186.8 J/กก. * องศา

สาร	ความจุความร้อน Cal/G*deg
น้ำจืด
น้ำทะเล


แอมโมเนียเหลว

เมื่อน้ำ 1 ลูกบาศก์เซนติเมตร ถูกทำให้เย็นลง 1°C ปริมาณความร้อนจะถูกปล่อยออกมาเพียงพอที่จะให้ความร้อนประมาณ 3,000 ลูกบาศก์เมตร ต่อ 1 เมตร ซม. อากาศ

ค่าการนำความร้อนของน้ำทะเลถูกกำหนดโดยค่าสัมประสิทธิ์การนำความร้อนระดับโมเลกุล ซึ่งจะแตกต่างกันไปขึ้นอยู่กับอุณหภูมิ ความเค็ม ความดันภายในช่วง (1.3 - 1.4) 10 -3 Cal / cm  degsec

การถ่ายเทความร้อนในลักษณะนี้เกิดขึ้นช้ามาก ในสภาวะจริง มักจะมีการเคลื่อนที่ของของไหลปั่นป่วนอยู่เสมอ และการถ่ายเทความร้อนในมหาสมุทรจะถูกกำหนดโดยค่าสัมประสิทธิ์การนำความร้อนแบบปั่นป่วนเสมอ

1.5. ความหนาแน่น ความถ่วงจำเพาะ และการอัดตัวของน้ำทะเล

ความหนาแน่นของน้ำทะเลคืออัตราส่วนของหน่วยน้ำหนักของปริมาตรน้ำที่อุณหภูมิ ณ เวลาที่สังเกตต่อน้ำหนักของหน่วยปริมาตรของน้ำกลั่นที่อุณหภูมิ 4  C ( ).

จากฟิสิกส์ทราบกันดีว่าความหนาแน่นถูกกำหนดให้เป็นมวลที่อยู่ในหน่วยปริมาตร (g/cm - กก./ม ).

เนื่องจากความหนาแน่นและความถ่วงจำเพาะของน้ำกลั่นที่ 4 °C นำมา = 1 ดังนั้นความหนาแน่นเชิงตัวเลข ( ) และความหนาแน่นทางกายภาพเท่ากัน

ในสมุทรศาสตร์ ความหนาแน่นไม่ได้ถูกวัดแต่คำนวณโดยความถ่วงจำเพาะ โดยมีการใช้ความถ่วงจำเพาะ 2 รูปแบบในการคำนวณขั้นกลาง:

แนวคิดต่อไปนี้ได้มา:

ความหนาแน่นแบบมีเงื่อนไข

ความถ่วงจำเพาะแบบมีเงื่อนไขที่ 17.5  กับ

ความถ่วงจำเพาะแบบมีเงื่อนไขที่ 0  C (น้ำหนักมาตรฐานทั่วไปของน้ำทะเล)

บทความที่เกี่ยวข้อง