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용해물질 농도 |
질소 Nitrogen 500ppb 인 Phosphorus 70 실리콘 Silicon 3,000 탄소 Carbon 1,000-10,000 |
원 소 산소 탄소 질소 |
생물체중의 이론비 276 106 16 최근에 퇴적된 유기물 침전물중의 비 96 16 오랜 침전물중의 비 192 16 바닷물중에 용해된 유기물 에서 측정된 비 32 16 |
바닷물의 염분
바닷물 1Kg 중에 녹아있는 총염류의 양을 g수로 나타낸 것(0/00: Permilli(퍼밀리); 천분율)을 말한다.
즉 바닷물 중의 모든 탄산염(Carbonate)을 산화물(Oxide)로 바뀌고, 취소(Bromine)와 옥소(Iodine)가 염소(Chlorine)으로 취환되거나 또 모든 유기물(Organic matter)이 완전히 산화(Oxidize)될려고 할 때 바닷물 1kg 속에 녹아있는 고체물질들의 총량을 말한다.
염(鹽) 화학식 염분 (1,000에 대한) |
염화나트륨 Nacl 27.21 염화마그네슘 MgCl2 3.81 황산마그네슘 MgSO4 1.66 황산칼슘 CaSO4 1.26 황산칼륨 K2SO4 0.86 탄산칼슘 CaCO3 0.12 브롬마그네슘 MgBr2 0.08 ------------------------------------------ 합계 35.00 |
바닷물의 34.698g/kg를 34.6980/00로 표시한다.
홍해의 염분은 400/00, 북해 330/00 이고 전 바닷물의 평균염분은 350/00정도 이다. 해양의 75% 범위에서 염분도 범위가 34.500/00 - 35.000/00에 있다. 태평양에서는 바닷물의 반이 34.60/00 - 34.70/00에 있고, 깊은 태평양에서는 300S에서 34.700/00, 400N에서 34.670/00`인 0.030/00 정도 차이로 작지만, 수괴(Water mass)가 고염에서 저염해역인 북쪽으로 이동하여 바닷물순환을 일으킨다.
따라서 강하구가 있는 연안에서 바닷물의 염분도의 차이에 의한 바닷물순환이 생기므로, 염분도의 정확한 측정이 매우 중요하다.
외양수의 화학적 조성은 일정하기 때문에 바닷물의 주요염류는 항시 일정한 비를 갖는다.
따라서 바닷물의 염분을 알기 위해서는 주요성분 중 하나의 농도만을 측정하면 된다(질산은측정법에 의한 염소량측정). 염소량(Cl; Chlorinity)은 취소, 옥소 등 할로겐 원소를 염소로 바꾸었을 때 바닷물 1kg 중에 존재하는 염소의 전량을 gr수로 표시한 것이다.
(참고: 영국군함 Challenger호(1872-1876)가 전대양의 77곳에서 채집한 바닷물표본을 분석한 결과 바닷물 중의 각 염류의 조성비율이 해양 어디에서나 일정함을 발견)
바닷물 중의 용존기체
해양은 대기와 직접 접촉하고 있으므로 대기 중의 기체가 자유롭게 해양으로 용해되어 들어갈 수 있고, 바닷물에 녹아있는 용존기체들이 바닷물의 증발에 의해 대기로 들어 갈 수 있다. 이때 수압의 증가, 염분의 감소, 수온의 하강은 해면에 들어온 기체의 용해를 증가시킨다. 또한 바닷물 중에 있는 식물, 플랑크톤과 박테리아에 의해 용존기체 들의 농도가 크게 좌우된다.
대기의 주요구성원소는 질소(78%), 산소(21%), 아르곤(0.9%), 이산화탄소(0.03%), 수증기와 소량의 기체(Neon, Kryton, Helium, Radon, Xenon) 들이다.
바닷물 중에 녹아 있는 기체는 산소(O2), 질소(N2), 이산화탄소(CO2) 등이며, 대기 이외에서 기인한 용존기체량는 매우 적은 양인데, 해저로부터 용존질소이온에 박테리아가 작용하여 약간의 질소가 형성되고, 아르곤, 칼륨, 라듐, 우라늄 등의 원소들은 방사능감쇄의 생성물이다.
산소
해면에서 대기와의 접촉에 의한 산소의 진입과 식물의 광합성작용을 통한 산소의 방출에 의해 용존산소량(DO; Dissolved Oxygen)이 포화상태가 되며, 광합성작용이 최대일 때 바닷물 중의 산소가 과포화상태가 된다. 바닷물면에서는 표준기압(1000mb; 1기압)하에서 바닷물 중의 용존산소량의 포화치는 염소량과 수온에 따라 달라진다.
바닷물면에서의 용존산소량은 표면수와 기포의 혼합, 광합성생성물 (예, 식물성플랑크톤 수의 증가)에 의해 유지되며, 수심이 깊을수록 동물(고기, 동물성플랑크톤 등)의 호흡, 유기물의 분해가 산소를 소모시켜 용존산소량이 감소한다. 용존산소는 수심에 따라 감소하며, 약 700m 수심에서는 최소치를 나타낸다.
그러나 800m 이하 수심의 저층수의 용존산소량이 중층수 보다 약간 증가하는데 이것은 최근까지의 표층수가 저층으로 이동하여 저층수를 형성하게 되었기 때문이다.
바닷물 중의 유기물질의 분해작용은 산소의 농도에 좌우되므로, 용존산소량이 많으면 바닷물의 청정도가 높다(예; 7ml(약 7ppm)상태는 매우 청청한 바닷물이며, 1ml(약 1ppm)은 매우 부패된 바닷물다).
질소
바닷물 중의 용존질소의 분포는 온도, 염분, 해류의 혼합에 의해 좌우된다. 질소는 비교적 불활성 기체로서 바닷물 중의 농도는 8ml/l - 15ml/l 정도 인데, 바닷물이 대기 중의 질소에 의해 포화된 상태에서 있을 수 있는 농도이다. 바닷물의 질소순환은 유기체와도 관련이 있는데 특히 해조가 대기 중의 질소를 결합하는 능력이 있기 때문이다.
이산화탄소
식물과 동물은 호흡시에 이산화탄소를 방출하고, 식물은 광합성작용시에 이를 흡수한다. 바닷물 중에 용해된 이산화탄소는 이산화탄소, 수소이온, 탄산염이온, 중탄산염이온, 퇴적물 중의 고체탄산칼슘 사이에 평형상태가 성립한다.
생물학작용은 바닷물 중의 이산화탄소 양을 변화시키지 못한다. 과잉이 생기면 탄산칼슘이 용해되고, 부족하면 탄산칼슘이 침전하는 반응(탄산원형계통)을 하며, 바닷물에 용해된 이탄화탄소의 양을 일정하게 45 - 54ml/l을 유지하게 한다.
대기 중의 이산화탄소는 대양수(Ocean)에 용해된다. 이것은 수온과 염분에 의해 용해력에 차이가 있다. 바닷물에는 막대한 양의 용해CO2, 탄산염이온, 원형질, 고형의 탄산염을 내포하고 있어, 대기중의 이산화탄소 양이 이로 인해 조절된다.
대기 중의 이산화탄소는 태양의 복사에너지를 통과시키고, 지구로부터 나오는 장파복사에너지를 흡수하여 지구의 지표 부근의 기온을 일정하게 높혀주는 온실효과를 유발하는 중요한 기체이므로 기온의 상승에 매우 중요하다.
대기의 이산화탄소에 흡수된 열이 대부분은 대양에 저장된다. 따라서 대기와 바닷물 중의 이산화탄소량의 균형이 이루워지게 되고, 평균온도도 년중 어느 정도 일정하게 유지된다. 이 균형은 대기의 온도를 조절하게 되고, 대기 중의 수증기의 양을 조절되므로, 결국 바닷물의 증발량과 대기로 부터의 강수량를 조절하게 된다.
이산화탄소는 대류와 확산에 의해 분포되며, 또한 바닷물표면과 해저를 통한 교환 및 생화학적 반응에 좌우된다.
산소동위원소
산소의 안정상동위원소 O16은 일반동위원소 O16보다 큰 질량을 갖이며, 보다 불활성이다. 이것은 생화학반응시에 분리되어 유기체는 바닷물 중에서보다 적은 O18/O16의 비를 갖는다. 온도가 높고 무거운 동위원소는 더 불활성이므로 O18/O16 비는 온도에 따라 증가한다.
고대 해양유기체에서 O18/O16 비를 시험하여 바닷물의 고대온도를 탐지하는데 이용하기도 한다.
기타
기타 기체는 비활성인 기체들이며, He, Ne, Ar, Krypton, Xenon, Ra는 대기로부터 바닷물로 용해된다. 한번 용해되면 해면으로부터 혼합되어 멀리 이동하게 된다. 이 기체들은 확산과 대류에 의해서만 분포하는데 비교적 비활성이므로 생화학적 반응에 개입하지 않기 때문이다.
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