1. Historia nauki o oceanach:
KAROL DARWIN (1809-1882)
przyrodnik podczas rejsu statku Beagle; klasyfikował organizmy morskie; badał atole
koralowe - aktualna teoria genezy atoli
EDWARD FORBES (1815-1854)
badał organizmy wód przybrzeżnych Wielkiej Brytanii, Morza Śródziemnego,
Egejskiego; zbierał organizmy morskie, wyróżnił strefy głębokości wód oceanicznych;
błędnie stwierdził, że poniżej głębokości 550m p.p.m. nie ma organizmów żywych
(strefa azoiczna)
JOHN ROSS (1777-1856)
badacz Arktyki; podczas wyprawy w celu odnalezienia Przejścia Północno-
Zachodniego odkrył wiele organizmów głębokomorskich, z głębokości 1800m p.p.m.
JAMES CLARKE ROSS (1800-1862)
badacz Arktyki i Antarktydy; odkrył wiele organizmów w wodach antarktycznych, z
dużych głębokości i porównywał je z gatunkami opisanymi przez jego stryja, Johna
Rossa; Morze Rossa, Lodowiec Szelfowy Rossa, Wyspy Rossa; odkrył i udowodnił,
że Antarktyda jest lądem stałym z pokrywą lodową
CHRISTIAN GOTTFRIED EHRENBERG (1795-1876)
odkrył, że w dnie morskim są te same organizmy co w wodach powierzchniowych -
wywnioskował, że szczątki organizmów opadały na dno morza; twórca
mikropaleontologii
JOHANNES PETER MÜLLER (1801-1858)
badał dryfujące w morzu drobne rośliny i zwierzęta; Bałtyk, Morze Północne,
Adriatyckie, Śródziemne
VICTOR HENSEN (1835-1924)
prowadził ilościowe badania fito- i zooplanktonu; nadał drobnym organizmom nazwę
plankton
CHARLES WYVILLE THOMSON (1830 i 1882)
szkodzki przyrodnik; dzieło "Głębiny mórz" - pierwsza książka z dziedziny
oceanografii biologicznej
BADANIA BRYTYJSKIE
W celu poprowadzenia kabli telegraficznych przez Atlantyk Brytyjczycy rozpoczęli badania
dna morskiego.
Topografia, prÄ…dy morskie i organizmy.
Wyciągnięte uszkodzone kable obrośnięte organizmami - bodziec do rozwoju badań.
STATEK PORCUPINE (1869 i 1870) - pobór osadów z głębokości 4300 m
WYPRAWA CHALLENGERA (1872-1876) - największa wyprawa oceanograficzna w
dziejach; Challenger - żaglowiec z pomocniczym napędem parowym; laboratoria; wyciągarki; liny
sondujące; Charles Wyville Thomson kierownikiem naukowym; 3,5roku, 110840km, 361 sondowań;
najgłębsze sondowanie 8180m (Mariany); wyznacza początek oceanografii opisowej; 50 tomów
raportów;
BADANIA NORWESKIE, NIEMIECKIE, FRANCUSKIE, AUSTRIACKIE I AMERYKAC
SKIE
NORWEGIA - statek Voringia, badania hydrologiczne na północnym Atlantyku
NIEMCY - Bałtyk i Morze Północne, SS Pomerania oraz Crache
AUSTRIA - Morze Czerwone i Morze Śródziemne
USA - statek Enterprise
Badania naukowe, testowanie hipotez, zbieranie danych, ale również prestiż krajów,
które je prowadziły.
2. Dno oceaniczne
ZIEMIA JAKO PLANETA WÓD jedyna planeta Układu Słonecznego z wodą w stanie ciekłym,
gazowym i stałym. Odpowiednie warunki- odległość od Słońca- temperatura, ruch obrotowy planety,
atmosfera. Pochodzenie wody na Ziemi (H i He jako główne gazy pierwotnej atmosfery).
RUCH OBROTOWY - dobowe różnice temp.
ATMOSFERA - ochrona przed parowaniem Jednym z najważniejszych gazów w atmosferze jest para
wodna (H2O). Powstała z połączenia wodoru i tlenu. Inne gazy to azot (N2), dwutlenek węgla (CO2) i
kwas solny (HCl), które były z
ródłem chlorków w soli morskiej (głównie NaCl). 4 kroki do powstania
atmosfery: - PIERWOTNE GAZY - utracone wskutek promieniowania słonecznego - WYZIEWY
GAZÓW z odgazowywanej gorącej pow. Ziemi i uderzenia ciał niebieskich (lodowych komet) -
STAA
A DOSTAWA CO2, pary wodnej, CO, N, H, HCl, amoniaku i metanu, dzięki działalności
wulkanicznej - DOSTAWA TLENU pochodzenia biogenicznego; Oceany sÄ…  produktem ubocznym
gorÄ…cej Ziemi i dyferencjacji magmy. OCEANY - 71% powierzchni- 361 mln km2. CYKL
HYDROLOGICZNY - naturalny obieg wody na Ziemi. Obejmuje on procesy zachodzące zarówno w
ATMOSFERZE, takie jak: parowanie, kondensacja, opady, transport wilgoci; w BIOSFERZE:
pobieranie wody i jej oddawanie w procesie oddychania, czyli transpiracji, jak i w LITOSFERZE:
wsiąkanie, spływ podziemny i powierzchniowy. W cyklu hydrologicznym wyróżnia się obieg duży i
mały. 4 główne baseny oceaniczne: -Pacyfik Północny i Południowy -Atlantyk Północny i Południowy
 Indyjski -Arktyczny (lodowaty) -Ocean Antarktyczny (Południowy) *Oceany są połączone (czasem
jako jeden wszechocean) *Z oceanami połączone są liczne morza marginalne *Oceany różnią się
warunkami umożliwiającymi rozwój życia (powody klimatyczne oraz kształt i rozmieszczenia
kontynentów) *Na baseny oceaniczne składają się głównie głębie oceaniczne (4-6km), które
pokrywają 30% pow. Ziemi, kontynenty to tylko 29% pow. Pacyfik jest najgłębszy i największy.
Zajmuje 50% powierzchni wszystkich oceanów, a Arktyczny jest najmniejszy 3,9% pow. oceanów.
ZJAWISKO CIENIA AKUSTYCZNEGO Jest to obszar, przez który fale nie przenikają. Wiązki fal
akustycznych zakrzywiajÄ… siÄ™ w kierunku, gdzie poruszajÄ… siÄ™ wolniej i odchylajÄ… siÄ™ od miejsc, gdzie
poruszają się szybciej. Zjawisko strefy cienia akustycznego jest wykorzystywane m. in. przez okręty
podwodne w celu uniknięcia wykrycia.
Na głębokości ok. 1000, specyficzny układ parametrów zasolenia, temperatura i ciśnienia powoduje
powstanie strefy minimalnej prędkości rozchodzenia się fal akustycznych - OCEANICZNY
GA

BINOWY KANAA
Dy
WI
KOWY - SOFAR.
Fale akustyczne wytwarzane w tym kanale nie wydostajÄ… siÄ™ na zewnÄ…trz o ile nie sÄ… kierowane pod
ostrym kątem. Większość fal jest odbijana do granic tej strefy i przenoszona daleko.
Kanał dz
więkowy jest wykorzystywany w projekcie ATOC (Acoustic Thermometry of Ocean
Climate) w badaniach długookresowych zmian temperatury wód oceanicznych.
Sieć hydrofonów SOSUS (Sound Survaillance System) używana jest do wykrywania i śledzenia
okrętów wojennych i innych jednostek.
Kanał dz
więkowy wykorzystuje się również w badaniach cywilnych - ssaki morskie oraz zjawisko
SPREDINGU dna oceanicznego.
3. Dno oceaniczne - metody badań dna.
Pierwsze informacje z czasów starożytnych
POSIDONIUS (ok. 135-51 p.n.e.); głębokość Morza Śródziemnego ok. 2000m
KAMIEC
UWI
ZANY DO LINY; Póz
niej tzw. "ołowianka" - ołowiany ciężarek na wyskalowanej
linie. JednostkÄ… miary S
ŻEC
- ok. 2 m - rozpiętość ramion. Ciężarkiem pobierano niewielki próby
osadów dna - istotne informacje dla żeglugi. LINY KONOPNE - ciężkie, trudno wyczuć dno -
pomiary zawyżone. STRUNY FORTEPIANOWE Z KUL
ARMATNI
- czasochłonna metoda -
rozwijanie i zwijanie zajmowało dużo czasu.
Metoda akustyczna wyznaczania głębokości - lata 20 XX wieku.
ECHOSONADA wykorzystuje odbicie fal ultradz
więkowych od ciał stałych; mierzony jest
czas potrzebny impulsowi ultradz
więkowemu na odbicie się od dna i powrót; szybkie i ciągłe pomiary
w trakcie rejsu statku. FALA Dy
WI
KOWA W WODZIE PORUSZA SI
DUŻO SZYBCIEJ NIŻ W
ATMOSFERZE.
Średnia prędkość dz
więku w wodzie morskiej wynosi 1500m/s. (334m/s w suchym powietrzu temp.
20oC)
Prędkość rozchodzenia się dz
więku rośnie wraz z temperaturą, zasoleniem i głębokością wody.
Ultradz
więki są przenoszone dalej niż dz
więki o wyższej częstotliwości.
Pionowo w dół skierowany sygnał przecina warstwy wody o różnych właściwościach fizycznych -
przebiega przez nie z różną prędkością. - Precyzyjny rejestrator głębokości - bardzo wąska wiązka fal
akustycznych - bardzo szczegółowy obraz ukształtowania dna. Impulsy o dużej częstotliwości
powodują, że część fal akustycznych penetruje dno oceaniczne i zapis echosondy przedstawia budowę
geologicznÄ….
Echosondy rejestrują też obecność planktonu i ryb, które przemieszczają się rytmicznie w nocy ku
powierzchni morza i głębiej w ciągu dnia.
Organizmy tworzÄ… warstwy zwane GA

BOKOWODNYMI WARSTWAMI ROZPRASZAJ
CYMI -
odbijają część fal akustycznych dając obraz fałszywego dna w zapisie rejestratora głębokości.
Widoczne są ławice ryb i pojedyncze duże osobniki. Położenie i sposób pojawienia się echa ułatwia
rozpoznanie gatunków ryb.
SONAR (echolokacja u zwierzÄ…t morskich)
Urządzenie do określania kierunki i odległości od obiektów podwodnych. Podstawowym
elementem sonaru jest echosonda.
Sonar służy również w określaniu typu obiektu - ssaki morskie, okręty podwodne - typ okrętu
(analiza dz
więku z turbin i śrub okrętowych).
Fale akustyczne z sonarów najczęściej przecinają warstwy wody pod innym kątem niż kąt
prosty, przez co ich bieg załamuje się (różna prędkość w kolejnych warstwach wody o różnej
gęstości). W rezultacie cel znajduje się na innej głębokości i w innej odległości.
Do szczegółowego obrazowania dna oceanów służy system LADS (Laser Airborne Depth Sounder).
Samolot z zamontowanym laserem leci na niewielkiej wysokości - 350 do 550m. Laserem mierzona
jest odległość między samolotem a dnem oceanu.
Pozycja samolotu - za pomocą systemu GPS. 900 pomiarów/s w siatce 5/5m do 2/2m w pasie o
szerokości 240m. LADS wykorzystuje się w płytkich wodach - światło szybko się rozprasza do 70m.
Badanie rzez
by dna oceanów - za pomocą satelitów.
Pomiary zmian pola grawitacyjnego Ziemi wywołane ukształtowaniem dna. Powierzchnia
oceanu nie jest płaska - anomalie grawitacji tworzą łagodne wyniesienia i obniżenia powierzchni
wody. Duże formy ukształtowania dna powodują anomalie grawitacyjne i kształtują pośrednio
powierzchnię oceanów. Większa masa litosfery - wyniesienie dna - silniejsze przyciąganie. Woda jest
przyciągana do miejsc o większej masie litosfery. Nad rowem oceanicznym powierzchnia wody
obniża się o 25-30m w stosunku do powierzchni geopotencjalnej, nad grzbietami unosi się około 10m.
4. Formy krawędzi kontynentalnej.
Procesy kształtujące rzez
bę dna oceanów: znacznie powolniejsza niż na lądzie; erozja
powodowana falowaniem i prądami morskimi; intensywne procesy erozyjne na obrzeżach
kontynentów; wietrzenie chemiczne - rozpuszczanie minerałów w wodzie; stopniowe pogrzebywanie
rzez
by pod nieustannym "deszczem" osadów. Zjawiska wulkaniczne [ grzbiety śródoceaniczne
(spreading); plamy gorÄ…ca; Å‚uki wysp; wzniesienia abisalne]; ruchy skorupy ziemskiej - powolne.
Obraz dna oceanicznego z pomiarów anomalii pola grawitacyjnego mierzonego altimetrem
satelitarnym, skorygowany danymi z pomiarów tradycyjnych.
GRZBIET OCEANICZNY - ryft, uskoki transformacyjne, oceaniczna strefa spękań.
Hawaje - ciÄ…g wysp wulkanicznych nad PLAM
GOR
CA.
Mariany - A
UK WYSP (gór wulkanicznych) w strefie subdukcji. Rów Mariański - Głębia Challengera
- 11034m głębokości.
STREFY SUDBUKCJI - rowy oceaniczne - Rów Jawajski
OBRZEŻE KONTYNENTALNE - krawędz
kontynentalna [szelf, stok kontynentalny, podnóże
kontynentalne], krawędz
PASYWNA (atlantycka); w strefie przejściowej między skorupą
kontynentalną a oceaniczną wewnątrz tej samej płyty litosfery; stosunkowo szerokie;
krawędz
AKTYWNA (andyjska, mariańska); miejsce zbieżnego ruchu płyt - subdukcji; stosunkowo
wąskie, aktywne tektonicznie, trzęsienia ziemi i wulkanizm;
SZELF KONTYNENTALNY - podwodne przedłużenie kontynentu; zróżnicowana szerokość
(średnia-65km); łagodnie opada ku oceanom; głębokość położenia od 20 do 500m (średnia 130m).
Kształtowanie przez erozję sztormową, akumulację osadów (między lądem a łukami wysp, rafami
koralowymi). Do 1000km przy brzegach niskich, kilkanaście km przy stromych i wysokich.
STOK KONTYNENTALNY - stromo opada ku basenom oceanów; głębokość rośnie gwałtownie z
200 do nawet 3000m; nawet do 8000m w rowach oceanicznych; obecność głębokich rozcięć - kaniony
podmorskie; wycięte przy niskim poziomie morza przez rzeki oraz przez prądy zawiesinowe
(turbidytowe).
PR
DY TURBIDYTOWE - powodowane trzęsieniami ziemi lub nadmiernym obciążeniem osadem
stoku kontynentalnego; strumień mułu, piasku i wody; prędkość rośnie podczas spływu - erozja -
kaniony; na dnie basenu strumień zwalnia i rozprasza się; depozycja frakcjonalna osadów -
TURBIDYTY.
PODNÓŻE KONTYNENTALNE (wzniesienie kontynentalne) - równina łagodnie opadająca ku
basenom oceanicznym; zbudowana z osadów naniesionych przez prądy turbidytowe; pofalowana
równina złożona z nakładających się stożków napływowych; największe powierzchnie zajmuje w
pasywnej krawędzi; depozycja frakcjonalna osadów - TURBIDYTY.
5. Formy dna oceanicznego.
Dno basenów oceanicznych położone jest przeciętnie na głębokości 4000 - 6000m; Zajmuje około
30% powierzchni Ziemi; Większa część basenów to obszar od podstawy stoku kontynentalnego ku
wnętrzom oceanów - tzw. RÓWNINA ABISALNA - lekko falista płaska równina;
RÓWNIN
ABISALN
pokrywają warstwy osadów - sady z opadania i z prądów zawiesinowych; -
miąższość od kilkuset do kilku tysięcy metrów;
W dnach basenów oceanicznych występują formy takie jak: WZNIESIENIA ABISALNE (do 1000m);
GÓRY PODWODNE (do ponad 5000m);
Rozmieszczenie głównych basenów oceanicznych na Ziemi. Baseny porozdzielane są grzbietami
górskimi, progami i wzniesieniami. Grzbiety i wzniesienia śródoceaniczne z dolinami ryftowymi -
tworzą ciągły system łączący wszystkie oceany - 65 000km.
GÓRY PODWODNE - GUJOTY I SEAMOUNTS. Góry podwodne President Jackson (płyta
pacyficzna).
GUJOTY na Pacyfiku osiągają 1000-1700m p.p.m.; na wierzchołkach pozostałości raf koralowych;
dowody na erozyjną działalność fal - wyrównanie powierzchni; pogrążone pod własnym naciskiem na
skorupÄ™ ziemskÄ…; w wyniku subdukcji dna oceanicznego; zatopienie po zaniku lÄ…dolodu;
RAFY KORALOWE - na wierzchołkach podwodnych wulkanów (przybrzeżne, barierowe, atole);
RAFY KORALOWE dzieli siÄ™ generalnie na 4 typy.
RAFY PRZYBRZEŻNE - tuż przy linii brzegowej wyspy niekoralowej (najczęściej wulkanicznej) są
to zwykle wyspy geologicznie młode. Czasem oddzielone bardzo wąskim pasem wody. (Thaiti,
Hawaje, Grand Comoro); Rafy przybrzeżne spotykane są też przy wybrzeżach kontynentów.
RAFY BARIEROWE - zwykle starsze od przybrzeżnych - wyspa podlega subdukcji, erozji, a
koralowce narastają wokół; (Wyspa Bora Bora, Wielka Rafa Koralowa w Australii)
ATOLE - pierścień rafy koralowej z niskimi wyspami z laguną pośrodku (czasem pozostałości
wulkanów, jednak zwykle brak skał wulkanicznych na powierzchni); ( Polinezja Francuska)
Wyspy typu Makatea - podniesione tektonicznie ATOLE koralowe. (Wyspa Mangaia, Wyspa
Hendersona[Pacyfik]); RAFY WAPIENNE dawne rafy koralowe.
6. Dno oceaniczne - osady
Podnóże kontynentalne i dna basenów pokrywają warstwy osadów o różnej genezie: CZ
STKI
MINERALNE pochodzenia organogenicznego i nieorganicznego; transportowane z lÄ…du, z atmosfery i
opadające z wód powierzchniowych; Największa MI
ŻSZOŚĆ - osady podnóża kontynentalnego -
deponowane stosunkowo szybko, tempo zróżnicowane; DNO BASENÓW - depozycja powolna, ale
stała - MI
ŻSZOŚĆ niewielka, zróżnicowana z wiekiem skorupy oceanicznej; BADANIE: tempa
depozycji; pochodzenia osadów; rozmieszczenia; miąższości; składu chemicznego; pozwala określić
historię środowiska sedymentacyjnego.
Pochodzenie osadów nieorganicznych: z wietrzenia i erozji skał; wytrącanie z wody morskiej; z
przestrzeni kosmicznej. Osad mineralny tworzy osady LITOGENICZNE - wiatr, rzeki, lodowce.
Osady chemiczne: HYDROGENICZNE - wytrÄ…canie z wody morskiej, z przemian istniejÄ…cego
materiału; z
ródłem również strumienie hydrotermalne (grzbiety oceaniczne); obejmują część
węglanów, fosforyty, konkrecje manganowe, siarczki żelaza i manganu - strefy spredingu.
FOSFORYTY - z
ródło fosforu: na szelfie i górnej części stoku kontynentalnego; buły o średnicy do
25 cm lub skorupy; obecnie u wybrzeży południowo zachodniej Afryki i Peru.
KONKRECJE MANGANOWE - mangan, żelazo, nikiel, kobalt, miedz
; czarne, brązowe buły (1-
10cm); rozrzucone na dnie lub pogrzebane w osadach; rosnÄ… 1-10mm na 1 mln lat; warstewki
minerałów przyrastają wokół jądra - ziarna piasku, muszli....(te na powierzchni reagują z wodą morską
- więcej kobaltu i żelaza; pogrzebane reagują z wodą i osadem - więcej manganu i miedzi; tworzą się
najszybciej w obszarach o wolnym tempie sedymentacji osadów); warstewki mają zróżnicowany skład
- zmiana chemizmu wody w historii oceanu;
BASENY O OGRANICZONEJ WYMIANIE WODY I INTENSYWNYM PAROWANIU:
zagęszczone roztwory solankowe; wytrącanie soli, oddzielenie od roztworu i opad na dno; Kolejność
wypadania z roztworu: 1. węglan wapnia 2. siarczan wapnia 3. chlorek sodu.
OSADY KOSMOGENICZNE - czÄ…stki mineralne pochodzÄ…ce z przestrzeni kosmicznej nieustannie
bombardujące Ziemię; z rozpadu meteorytów podczas uderzenia w planetę; niewielka średnica - jako
zawiesina bardzo długo w wodzie; większość rozpuszcza się zanim dotrze na dno oceanu; bogate w
żelazo są rozprzestrzenione we wszystkich osadach morskich; podczas przelotu przez atmosferę
ulegają nadtopieniu i uzyskują kulisty kształt;(mikrotektyty)
Pochodzenie osadów biogenicznych: głęboko oceaniczne osady ze skorupek organizmów
jednokomórkowych - promienice, glony i okrzemki; fragmenty muszli i szczątki koralowców;
W
GLANY I KRZEMIONKA; drobny osad biogeniczny - MUA
; MUA
W
GLANOWY - min. 30%
węglanu wapnia; MUA
KRZEMIONKOWY - min. 10% krzemionki biogenicznej;
ROZPRZESTRZENIENIE MUA
ÓW ZALEŻY OD: produktywności biologicznej warstwy
powierzchniowej oceanu; zdolności wody, przez którą opadają szczątki (gęstość, prądy morskie);
rozpuszczania; głębokości dna; rozproszenia w innego typu osadach; GLONY - KOKOLITY - pokryte
płytkami wapiennymi;
ATLANTYK - nasycony względem węglanu wapnia do 4000m; węglany nie są rozpuszczane,
osadzają się; poniżej 4000m woda jest niedosycona - rozpuszczanie węglanów - brak osadu
węglanowego na dnie (niższa temperatura, większe ciśnienie - większe stężenie CO2 - większa
kwasowość wody; podobnie w zimnych wodach powierzchniowych); stąd osady węglanowe
GA
ÓWNIE NA OBSZARACH PA
YTKICH, CIEPA
YCH MÓRZ strefy umiarkowanej i między
zwrotnikowych szerokości geograficznych, grzbietach oceanicznych i w wodach przybrzeżnych.
7. Geochemia osadów dennych.
Zasolenie wody morskiej: Chlor (Cl) 45,09%, Sód (Na) 38,67%, Magnez (Mg) 8,81%, Tlenek siarki
(SO) 4,54%;
Po dodaniu kryształków soli do czystej wody następuje: *rozerwanie ich siatki krystalicznej, * rozpad
na jony, czyli rozpuszczenie i dysocjacja; Przyczyną tego procesu jest polarność cząsteczek H2O, tj.
zdolność do działania siłami elektrostatycznymi na cząsteczki soli;
POMIAR ZASOLENIA - Specjalny zespół ekspertów (UNESCO, Scientific Committe on Oceanic
Research, International Association for the Physical Science of the Ocean) opracował METOD

POMIARU PRZEWODNICTWA ELEKTRYCZNEGO, która została zaakceptowana jako metoda
określania zasolenia w tzw. SKALI PRAKTYCZNEJ (PSU - practical salinity unit - obowiżauje od
1.01.1982r.); PRZEWODNICTWO ELEKTRYCZNE - zdolność wody morskiej do przewodzenia
prądu elektrycznego; - przewodnictwo roztworu: jest proporcjonalne do stężenia jonów; jest
proporcjonalne do sumy ruchliwości jonów, która zależy od: * ładunku nośników, *tarcia
wewnętrznego (lepkości) roztworu;
ZASOLENIE W SKALI PRAKTYCZNEJ: jest to stosunek przewodnictwa elektrycznego danej
próbki wody morskiej w temperaturze 15oC i przy ciśnieniu 1013.25hPa do przewodnictwa
elektrycznego (w tych samych warunkach) wzorca roztworu wodnego chlorku potasu (KCI) o stężeniu
masowym równym 32,4356g KCI na 1kg roztworu.
ŚREDNIE ZASOLENIE WÓD POWIERZCHNIOWYCH BAA
TYKU - 7,5 PSU - 7-8%
TLEN (z atmosfery; z fotosyntezy (fitoplankton)); w warstwie fotycznej tlenu więcej niż 100% -
oddawany do atmosfery; tlen jest zużywany w procesach mineralizacji (utleniania) substancji
organicznych i do oddychania organizmów morskich;
GEOCHEMIA OSADÓW DENNYCH: TLEN - zawartość maleje wraz z głębokością; najsilniej
natlenione wody chłodne - strefy: arktyczne, antarktyczne, subarktyczne, subantarktyczne, strefy
umiarkowane - silne wiatry - falowanie; najsłabiej natlenione wody tropikalne - słabe falowanie;
akweny o dużej produktywności biologicznej i o utrudnionej wymianie pionowej wód - odtlenione od
pewnej głębokości - zapas tlenu zużywany na utlenianie; przydenna warstwa beztlenowa - rozkład
beztlenowy - wydzielanie siarkowodoru - pustynie siarkowodorowe; niektóre fiordy norweskie, głębie
bałtyckie (Gdańska, Gotlandzka...)
Skład chemiczny jest prawdopodobnie niezmieniony od 500 mln lat - stan równowagi dynamicznej.
Pierwiastki w wodzie morskiej dzieli siÄ™ na 3 grupy: 1. pierwiastki o koncentracji 1mg/dm3 - Cl, Na,
Mg, S, Ca, Br, C, Sr, B, F; 2. pierwiastki biogeniczne - O, C, H, Si, N, P, Fe, Mn; 3. rozpuszczone
gazy - siarkowodór, tlen, azot, CO2, gazy palne i obojętne; Pierwiastki śladowe - milionowe części
mg/dm3; rozpuszczona substancja organiczna (2-10 mg/dm3).
AZOT (pochodzi w całości z atmosfery; mało aktywny chemicznie - w wodach powierzchniowych
jego wysycenie jest bliskie 100% - maleje z głębokością; w przypadku prądów zstepujących - więcej
azotu na większych głębokościach; stężenie azotu w porównaniu z tlenem wynosi 1:2 - tlenu jest
dwukrotnie więcej względem azotu niż w atmosferze (1:4);
7. ROZPUSZCZONE GAZY: CO2 w wodzie morskiej pochodzi z : -powietrza, -procesów oddychania
organizmów morskich, - fotosyntezy, - utleniania znajdującej się w wodach obumarłej substancji
organicznej,- podmorskich wyziewów i ekshalacji gazów z wnętrza skorupy ziemskiej; dwutlenek
węgla jest zużywany w wodach przez: organizmy roślinne, głównie fitoplankton-procesy fotosyntezy-,
jest wiązany wraz z roztworami mineralnym (Ca, Mg,...), wykorzystywany na budowę pancerzyków,
pancerzy, muszli i szkieletów organizmów morskich; oceany pochłaniają CO2 z atmosfery i znaczną
jego część wiążą, wyłączając go z obiegu na setki tysięcy czy miliony lat. Rozpuszcza się w wodzie
morskiej w dużo większych ilościach niż tlen i azot; Przy temp. wody i zasoleniu równym 0oC i 0 PSU
w wodzie do jej całkowitego nasycenia może rozpuścić się 1713 ml/l CO2; w tej samej temp. i
zasoleniu 40PSU w wodzie morskiej, do jej całkowitego nasycenia może rozpuścić się już tylko 1406
ml/l CO2; Dzieje się tak dlatego, że: CO2 wiąże się z wodą tworząc kwas węglowy (H2CO3); odczyn
wody morskiej, ze względu na jej zasolenie, jest słabo zasadowy; Zawartość CO2 w wodzie bardzo
szybko zmienia się wraz ze zmianami temperatury wody; SPADEK TEMP. WÓD - zdolność
pochłaniania CO2 przez wodę szybko rośnie; WZROST TEMP. - zdolność pochłaniania maleje.
W warunkach wzrostu temp. wód "nadmiarowa" ilość dwutlenku węgla zostaje przekazana z oceanu
do atmosfery, przyczyniajÄ…c siÄ™ do WZROSTU ZAWARTOÅšCI CO2 w powietrzu; OCEANY
STANOWI
GA
ÓWNY, SZYBKO REAGUJ
CY, REGULATOR ZAWARTOÅšCI DWUTLENKU
W
GLA W ATMOSFERZE ZIEMSKIEJ; Analizy zawartości CO2 w pęcherzykach powietrza
uwięzionego w lodzie lodowców i lądolodów pozwala na określenie, jaka była zawartość dwutlenku
węgla w atmosferze w przeszłości; Taka sama analiza zawartości izotopu tlenu 18 w atmosferze
pozwala na kreślenie w tym samym czasie była temp. powietrza.
Wzrost temp. powierzchni oceanu powoduje: WZROST STRUMIENIA CIEPA
A JAWNEGO z
oceanu do atmosfery; wzrost temp. powietrza; WZROST STRUMIENIA CIEPA
A
SUBSTANCJALNEGO (parowanie, strumień utajonego ciepła parowania, pobrany z powierzchni
oceanu); wzrost zawartości pary wodnej w powietrzu; KONDENSACJA - wyzwolenie ciepła - wzrost
temp. pow.; Jednocześnie wzrostowi temp. powierzchni oceanu towarzyszy wzrost zawartości CO2 w
atmosferze poprze: osłabienie pochłaniania CO2 z powietrza; częściowe "oddanie" do atmosfery
nadmiaru CO2 z wód (w stosunku do ich temp. - tropikalne); Wzrost ilości dwutlenku węgla w oceanie
niesie ze sobą zagrożenia dla życia w morzu; Rośnie kwasowość wody (obniżenie pH); od początku
XX wieku antropogeniczny wzrost emisji dwutlenku węgla do atmosfery spowodował obniżenie pH o
0,1 (czyli wzrost kwasowości o 30%). Ma to poważne konsekwencje dla szeregu organizmów
budujących zewnętrznych wapienne szkielety i muszle (kalcyt i aragonit); Gdyż wskaz
nik pH
otoczenia spada, obniża się również koncentrancja jonów węglanowych. Koncentracja jonów poniżej
nasycenia wody - struktury węglanowych ulegają rozpuszczaniu; Wzrost kwasowości oceanów i
spadek możliwości budowania szkieletów wpłynie na wiele gatunków stanowiących podstawę
ekosystemu raf koralowych i łańcucha pokarmowego w oceanach, w tym koralowców, skorupiaków,
mięczaków, otwornic i szkarłupni. ORGANIZACJA IAP (InterAcademy Partnership) wydała w 2009
roku oświadczenie, w którym stwierdziła, że obecne tempo zmian w składzie chemicznym oceanów
jest znacznie szybsze i zmiany te są nie odwracalne przez wiele tysięcy lat. A konsekwencje
biologiczne będą trwały o wiele dłużej. Do połowy XXI wieku CO2 ma wynosić 500ppm. a po
przekroczeniu 550ppm rafy koralowe zaczną się masowo rozpuszczać.
7. ROZPUSZCZONE GAZY
H2S siarkowodór - występuje w wodach morskich tam, gdzie pionowa wymiana wód, jest utrudniona
np. przez występowanie PIKNOKLINY (Bałtyk, Morze Czarne) lub, gdy ilość opadających na dno
substancji organicznej jest na tyle duża, że procesy mineralizacji zużywają cały zapas tlenu
rozpuszczonego w wodzie, przez co dalszy rozkład organiki następuje w warunkach beztlenowych
(PROCESY GNILNE).
Na niektórych akwenach w wodach przydennych występują BEZTLENOWE BAKTERIE
SIARKOWE, które REDUKUJ
SIARCZANY do siarczków wydzielając przy tym CO2. Siarczki
reagują z CO2, w rezultacie czego tworzą się SIARKOWODÓR, SIARKA oraz W
GLANY.
Siarkowodór rozpuszcza się w wodzie. Siarka i węglany opadają na dno, tworząc osad denny
składający się z mieszaniny rodzimej siarki i węglanów. Takiego rodzaju osady denne z czasem
przekształcają się w skały OSIARKOWANE WAPIENIE (np. z pirytem).
Na niektórych akwenach, z
ródłem siarkowodoru w wodach przydennych mogą być PODWODNE
WYPA
YWY WÓD HYDROTERMALNYCH o dużej zawartości siarkowodoru - KOMINY
HYDROTERMALNE.
W miejscach z niedoborem tlenu (HYPOXIA - warunki HIPOKSYCZNE)
W miejscach całkowitego braku tlenu ( ANOXIA - warunki ANOKSYCZNE)
Odnotowuje sie STAA
Y WZROST ILOÅšCI SIARKOWODORU w wodach przydennych.
8. Gęstość wody morskiej
Gęstość wody morskiej stanowi stosunek masy objętości wody morskiej o temp. jaką posiada w danej
chwili i miejscu (in situ) do takiej samej objętości wody destylowanej w temp. +4oC przy ciśnieniu
równym ciśnieniu atmosferycznemu. Tak zdefiniowana gęstość wody morskiej zmienia się w
szerokich granicach - od nieco poniżej 1.0 w silnie nagrzanych, całkowicie wysłodzonych wodach (np.
w ujściach rzek tropikalnych) do 1.076 w najgłębszych częściach oceanu (w pobliżu dna Rowu
Mariańskiego).
Średnia gęstość wody morskiej dla powierzchni Oceanu Światowego jest szacowana na ok. 1,025, co
oznacza, że 1m3 wody morskiej ma średnią masę 1,025 t lub 1,025 g/cm3.
W oceanografii często używa się pojęcia "umownej gęstości wody morskiej" (ro).
W przypadku użycia gęstości umownej, zapis średniej gęstości wody powierzchniowej Oceanu
Światowego będzie 25,000.
G
STOŚĆ WODY MORSKIEJ stanowi funkcję trzech zmienności:
1. ZASOLENIE: im większe zasolenie tym większa gęstość; rozpuszczone substancje mineralne są
cięższe od wody, im jest ich więcej w jednostce objętości, tym jej masa jest większa. (Wzrost
zasolenia o 1 promil powoduje wzrost gęstości o 0,0008g/cm3).
2. TEMPERATURA: im większa temperatura, tym gęstość mniejsza; temp. określa rozszerzalność
objętościową wody, im wyższa temp., tym ta sama masa ma większą objętość.
3. CIŚNIENIE: im wyższe ciśnienie, tym większa gęstość - ciśnienie określa stopień ściśliwości wody,
im woda poddana zostaje większemu ciśnieniu, tym "upakowanie" cząstek w jednostce objętości staje
się większe. (Wzrost ciśnienia odpowiadający przejściu wody od powierzchni do głębokości 1000m
spowoduje wzrost gęstości o 0,0045g/cm3).
G
STOŚĆ WODY NA POWIERZCHNI - zmienia się stosunkowo wyraz
nie wraz ze zmianÄ… temp.
wody.
Wody w strefie ZWROTNIKOWEJ - zasolenie 36,5 promila, tw. = 28oC - mają gęstość 1,0235
Wody w strefie BLISKIEJ GRANICY LODÓW - zasolenie 32 promile, tw. = 0oC - mają gęstość
1,0257; Największą gęstość mają zimowe wody Północnego Atlantyku w wyższych szerokościach
(zasolenie 36 promile, tw.= ok.0oC), wynosi ona 1,029 (10,2895).
Z NAJMNIEJSZYMI gęstościami wody spotkać się można w rejonach ujściowych rzek stref
tropikalnej. Przy zasoleniu 1 promila i temp. wody równej 30oC gęstość wody wyniesie 0,9965.
Podobnie DUŻE zmiany gęstości w stosunku do gęstości występujących na otwartych przestrzeniach
oceanicznych na morzach o UTRUDNIONEJ WYMIANIE WÓD Z OCEANAMI.
Obniżenie zasolenia - BAA
TYK ; zasolenie 7,5 promila, *gęstość zimą: temp. wody +2oC, gęstość
wody ok. 1,006. * gęstość latem: temp. wody +17oC, gęstość wody ok. 1,004.
Wysokie zasolenie - Morze Czerwone - ok. 40 promili - wobec występowania STALE WYSOKIEJ
TEMP. wody (ok. 30oC). gęstość wody nie jest bardzo wysoka i wynosi 1,0251.
Zmiany gęstości wody morskiej na powierzchni wywierają WPA
YW NA ZANURZENIE STATKU,
zgodnie z prawem Archimedesa. Z1 = (ro0 / ro1)*Z0
gdzie: Z1 - zanurzenie po zmianie gęstości wody morskiej z ro0 do ro1
Z0 i ro0 - zanurzenie i gęstość wody w stanie początkowym
Jest to bardzo ważne przy obliczaniu BEZPIECZNEGO ZAPASU WODY POD ST
PK
statku -
zwłaszcza w strefach płytkowodzia, gdzie może szybko zmieniać się gęstość wody z powodu zmian
temp. i zasolenia. PRZYKA
AD: CIEÅšNINY DUC
SKIEJ - szybkie zmiany zasolenia na krótkich
odległościach, oraz zmiany poziomu wody wywołane zmianami kierunku i siły wiatru.
9. Pionowa wymiana wód
Zmiany gęstości wody morskiej mają ważne znaczenie dla szeregu procesów przyrodniczych.
Zachodzące pod wpływem zmian temp. w cyklu rocznym zmiany gęstości wody na powierzchni
stanowią niezmienne ważny mechanizm pionowej wymiany wód, stanowiący element CYRKULACJI
TERMOHALINOWEJ.
Jesień i zima - *temp. wody spada - oddanie ciepła do atmosfery - wzrost gęstości wody; * woda staje
się gęstsza i "cięższa" - zaczyna "tonąć"; * na powierzchnię wypływa woda cieplejsza JEST TO
PROCES KONWEKCJI.
Chłodniejsza woda opadająca przenosi rozpuszczony w niej tlen do głębszych warstw oceanu,
niezbędnego do utrzymania tam życia i zachowania procesów mineralizacji. Proces pionowej
wymiany wód teoretycznie powinien trwać tak długo, jak nie dojdzie do wyrównania temp. w
pionowej kolumnie wody (homotermia). - zima jest na to zbyt krótka.
W morzach głębokich bez skoku zasolenia wraz z głębokością w związku z konwekcją nie dochodzi
do zlodzenia zimą - woda jest cieplejsza. Morze Borentsa, północna część Morza Norweskiego, Morze
Labradorskie.
Wysokie szerokości geograficzne: Bardzo silnie wychłodzone wody, o dużej gęstości, opadają tam w
głąb, formując masy wód głębinowych. *Północny Atlantyk (Morze Labradorskie), tzw. Wir
Grenlandzki; * Wybrzeża Antarktydy - Morze Weddela - zimą występują tzw. POA
YNIE.
POA
YNIA (płoń) - naturalny przerębel w lodach pokrywających ocean w Arktyce i wokół
Antarktydy. *połynia wiatrowa - tworzą się przeważnie w pobliżu lądu, gdy wiatr wieje stale w
jednym kierunku, odganiając lód od brzegu. * połynia ciepła - powstaje, gdy do powierzchni dociera
ciepły prąd, lokalnie uniemożliwiający zamarzanie wody.
Jeśli jednak w wodach występuje stratyfikacja zasolenia (uwarstwienie) w postaci: * warstwa wody o
MNIEJSZYM ZASOLENIU LEŻY NA WARSTWIE O NIECO WI
KSZYM ZASOLENIU, to na
granicy tych warstw tworzy siÄ™ strefa skoku zasolenia - HALOKLINA.
HALOKLINA - strefa skoku wielkości zasolenia oraz TERMOKLINA- strefa skoku temp. wraz z
rosnącą głębokością.
PIKNOKLINA - strefa skoku gęstościowego wody morskiej, występująca w wodach o wyraz
nej
stratyfikacji wód względem zasolenia, pokrywa się generalnie z halokliną.
MORZE BAA
TYCKIE - silnie zaznaczone uwarstwienie wód względem zasolenia i gęstości =
konwekcja sięga tylko głębokości położenia piknokliny. * brak wymiany wód głębinowych - zużycie
tlenu; * wody wysycone siarkowodorem; * odnowa wód przez wlew natlenionych i zasolonych wód
Cieśninami Duńskimi - sztormy zimowe.
10. Prąd morski  duże i niemal niezmienne ruchy wody w oceanach wywołane przede wszystkim
występowaniem wiatrów stałych oraz różnicami temperatur, bądz
zasolenia, a także ruchem
obrotowym Ziemi, który modyfikuje ich kierunek. Na poszczególnych oceanach tworzą one 5
wielkich kręgów cyrkulacji wody morskiej. W pobliżu brzegów układ prądów modyfikowany jest
przez pływy morskie, spływ wód rzecznych i ukształtowanie linii brzegowej.
Ze względu na genezę, prądy morskie można podzielić na: WIATROWE  związane z działalnością
silnych wiatrów, G
STOŚCIOWE  wynikające z różnic ciężaru objętościowego wód w różnych
miejscach. Bardzo często tworzą się pod powierzchnią wody, rzadziej na jej powierzchni,
SPA
YWOWE  powstające wskutek wyrównywania poziomu wód w różnych miejscach. Pośrednią
ich przyczyną jest dopływ wód słodkowodnych do mórz i oceanów, a także zwiększone parowanie,
KOMPENSACYJNE  przywracające równowagę hydrostatyczną, naruszoną przez różne siły, np.
przez wiatry stałe. Ważniejsze prądy morskie\ * OCEAN ATLANTYCKI: Antylski, Benguelski,
Brazylijski, Falklandzki, Florydzki, Gujański, Gwinejski, Irmingera, Kanaryjski, Karaibski,
Labradorski, A
omonosowa, Malstrom, Norweski, Południoworównikowy, Północnoatlantycki,
Północnorównikowy, Wiatrów Zachodnich, Wschodniogrenlandzki, Zachodniogrenlandzki, Zatokowy
(Golfsztrom); * OCEAN INDYJSKI: Agulhas, Madagaskarski, Monsunowy, Mozambicki,
Południoworównikowy, Równikowy Prąd Wsteczny, Somalijski, Wiatrów Zachodnich,
Zachodnioaustralijski; * OCEAN SPOKOJNY: Alaskański, Aleucki, Cromwella, Kalifornijski, Kuro
Siwo, Oja Siwo (Kurylski), Peruwiański, Południoworównikowy, Północnorównikowy, Równikowy
Prąd Wsteczny, Wiatrów Zachodnich, Wschodnioaustralijski.
RODZAJE PR
DÓW MORSKICH: -powierzchniowe  powstają pod wpływem stałych wiatrów
(głownie pasatów) -głębinowe powstają w wyniku różnic gęstości wody wywołanych
nierównomiernym nagrzaniem powierzchni mórz i oceanów;
*Klasyfikacja ze względu na termikę niesionych wód : -PR
DY CIEPA
E  o temperaturze wód
niesionych prądem większej niż temperatura wód otaczających . Kierunek : płyną z niższych do
wyższych szerokości geograficznych. -PR
DY ZIMNE  o temp. wód niesionych prądem mniejszych
niż temp. wód otaczających . Kierunek : płyną z wyższych do niższych szerokość geograficznych.
Przebieg prądów zależy od :*-SIA
Y CORIOLISA  która powoduje odchylenie prądów od
właściwego kierunku : w prawo na półkuli północnej i w lewo na półkuli południowej; *-
ROZMIESZCZENIA L
DÓW I MÓRZ; *-ZARYSU LINI BRZEGOWEJ; *-UKSZTAA
TOWANIA
POWIERZCHNI DNA OCEANICZNEGO
Duży wpływ na klimat mają prądy morskie ciepłe i zimne. Prądy ciepłe przenoszą ciepłe wody w
wyższe szerokości geograficzne. Tym samym przyczyniają się do zwiększenia temperatury na
obszarach, obok których przepływają oraz do zwiększenia wilgotności, ponieważ prądy ciepłe
przynoszą duże opady. Dlatego zachodzą nad nimi ruchy konwekcyjne sprzyjające powstawaniu
chmur i opadów. Prądy zimne natomiast wpływają na ochłodzenie i osuszenie klimatu. Często
przyczyniają się do powstawania pustyń nadbrzeżnych.