해양

해수의 조성

개요

해수의 조성성분은 염(鹽)과 같은 용존 무기질, 용존 기체, 용존 유기질이며, 이외에도 매우 다양한 부유물질을 포함하고 있다.

이 부유물질들은 플랑크톤 같은 생물 및 무생물을 포함한다.

용존 무기질

'해수의 주요성분' 표는 기체를 제외한 해수의 주요무기성분을 보여준다.

물을 제외한 조성성분들은 화합물이 아닌 이온으로 나타냈다. 나트륨 이온과 염소 이온은 해수의 많은 부분을 차지하고 있어 그 무게로 볼 때 이 두 이온은 용해염의 85％ 이상을 차지하고 있다. 이 용해물질들의 양은 장소에 따라 또는 시간대에 따라 다소 차이가 있지만, 성분비는 매우 일정하다. 해수는 비·눈 등의 강수와 육수의 유입 또는 빙하가 녹은 물 등에 의해 희석될 수 있기 때문에 염 함량은 감소할 수 있으며, 시간이나 장소에 따라서는 증발에 의해 염 함량이 증가할 수도 있다.

그렇지만 이 2가지 경우 모두 염 성분의 비는 항상 일정하다. 대양과 바다의 전체 부피가 13억 7,000㎢이고 해수 내의 염 농도가 평균 0.036㎏/ℓ이기 때문에 해수 내의 전체 염 함량은 약 5×10¹⁶t으로 추정된다. 이를 추출해서 지표면에 깔아놓을 경우 지표면에 45m 두께의 층을 만들 수 있다.

'해수의 주요성분' 표에서 주어진 성분들이 가상적으로 용존물질들의 전체 무게를 설명해주고 있지만, 이외에도 해수에는 해양의 경제적 이점과 생물체에 꼭 필요한 미량원소들이 있다.

강물은 끊임없이 지각의 산물을 육지에서 바다로 운반하기 때문에 바다는 육지에서 발견되는 거의 모든 원소들을 포함하고 있다. 소량이기는 하나 방사성 물질도 자연적으로 해양에서 나타나고 있다. 우라늄의 농도는 3㎎/㎥, 라듐의 농도는 0.03×10^－9~0.15×10^－9g/㎥이지만 일반적으로 수심에 따라 그 농도가 증가한다.

더욱이 칼륨의 방사성동위원소(⁴⁰K)는 전체 칼륨 함량의 0.0118％로서 해양에서 방사능의 단일 출처로는 가장 큰 비중을 차지하고 있다. 탄소의 방사성동위원소(¹⁴C)와 수소의 동위원소(삼중수소 [3H])는 해양에서 심해 수괴의 '연령'을 측정하는 데 중요하다. 염분(salinity)은 해수의 시료에 포함된 전체 염들의 양을 나타내기 위해 사용된다.

염분은 브롬과 요오드 함유물이 이론적으로 같은 양의 염화물로 대치되고 모든 탄산염이 산화물로 변환되며, 모든 유기물질이 완전히 산화되었을 때 해수 1㎏에 용해되어 있는 전체 염의 양을 1g으로 나타낸 것이다(산화환원반응). 해수는 비교적 일정한 성분비를 갖고 있기 때문에 각 성분이 다른 요소나 염분을 측정하는 데 이용될 수 있다.

표준분석방법은 시료의 염소량(chlorinity)을 결정한다. 결과적으로 해수에 나타난 브롬과 요오드는 같은 양의 염소로 대치되는데, 그 이유는 이 2가지 요소가 염소 또는 질산은에 의해서 침전되기 때문이다. 염소량은 해수시료 0.3285233㎏ 내에 들어 있는 할로겐을 침전시키는 데 필요한 은의 g수와 동일하다. 염분(S)과 염소량(Cl) 사이의 실험적 관계는 S=1.805Cl＋0.03으로 주어진다. 오늘날 대부분의 염분은 전기전도율 측정에 의해 결정된다.

국제적으로 설정된 전도율-염소량 관계는 세계의 모든 해양에서 얻어진 시료에 기초를 두고 있다. 염소량과 염분 사이의 관계는 S=1.80655Cl로 주어진다. 염분과 염소량은 모두 퍼밀(‰) 단위를 사용하는데, 이는 1/1,000을 나타낸다. 해양의 대부분 지역에서 염분은 34~37‰의 값을 갖는다.

용존 유기질

해수는 다양한 용존 유기성분을 포함하고 있는데, 이 유기성분은 생물이 죽은 후 유기질이 분해되어 생긴 것이다.

해양에서 전체 용존 유기탄소의 양은 0.2~2.5㎎/ℓ이다(탄소). 흑해나 발트 해같이 육지로 둘러싸인 지역에서는 이 값이 높게 나타난다. 유기성분의 생산은 식물성 플랑크톤이 있는 수층보다 그 하부 수층에서 이루어지는 경향이 있다. 이러한 깊이에 있는 해수들은 해수의 순환계와 연안지역의 용승에 의해 상층부로 이동한다(유기화합물).

화학적 진화

개요

해양의 화학적 역사는 3단계로 나누어진다.

초기단계에는 지구의 지각이 냉각되고 높은 반응력을 가진 산성기체들이 반응하여 자연히 초기해양과 퇴적암괴로 나누어졌다. 이 단계는 35억 년 전까지 지속되었다. 2차 단계는 초기 해양과 3차 단계인 현대 해양 사이의 시기로 15억~20억 년 전에 끝났다. 이 시기 이후로는 해수 구성에 큰 변화가 없었던 것으로 추정된다(화학수문학).

초기 해양

지구는 50억 년 전에 고체물질들의 응축에 의해 생성되었다.

방사성 원소의 붕괴로 초기의 차갑고 분류되지 않은 역암이 가열되고, 열로 변환된 운동 에너지 및 위치 에너지는 지구의 액체 철 핵과 내부층들을 발달시켰다(지구중심핵). 지각의 온도가 600℃였던 초기에는 물(H₂O)을 비롯한 거의 모든 화합물들이 대기에 있었다. 지각이 식을 때 일어났을 사건들의 순서를 결정하기는 매우 어렵다.

100℃ 이하에서는 모든 물이 응축되었으며, 산성 기체는 초기의 화성암질 지각 광물들과 반응해 퇴적물과 초기의 해양을 형성했다(기체제거, 화성암, 퇴적암). 이 초기단계를 설명하는 과정은 적어도 2가지가 있다. 첫째 과정은 600℃의 대기가 다른 화합물과 함께 물·이산화탄소(CO₂)·염화수소(HCl)를 20 : 3 : 1의 비로 포함한 상태로 물의 임계온도까지 냉각된 것으로 가정한다.

따라서 물은 초기의 뜨거운 해양으로 되었고, 이 상태에서 염산은 해양에 용해되었으나 대부분의 이산화탄소는 대기에 남아서 해양에는 오직 0.5mol/ℓ 정도만 용해되었다. 이 초기의 산성 해양은 지각 광물들과 격렬하게 반응해 실리카와 양이온을 녹이고 초기 해양 분지의 퇴적물을 형성한 알루미나질 점토광물로 이루어진 잔류물들을 생성했다.

이 과정에 대한 가정은 반응속도가 냉각속도보다 느리다는 것이다. 둘째 과정에 대한 가정은 냉각속도가 반응속도보다 느리다는 것이다. 이 경우에는 약 400℃의 온도에서 휘석·감람석과의 수화반응에 의해 대부분의 물이 대기에서 제거되었다고 본다. 이 조건하에서 물은 일정 온도에 도달하기까지는 응축되지 않기 때문에 지구는 오늘날의 금성과 매우 유사하게, 역사의 초기에는 이산화탄소가 풍부한 대기만이 있었고 해양은 없었던 것 같다.

초기의 지구환경을 나타낼 수 있는 위의 2가지 경우 모두 지구표면이 100℃로 냉각된 후에 화성암 내 광물과의 반응에 산성 기체가 이용된 것은 지질학적으로 매우 짧은 시간 동안 일어난 것 같다. 30억 년 이상 된 암석 화석에 세균이나 조류(藻類)가 나타나는 것은 이 시기에 지구 표면이 100℃ 이하로 냉각되었고, 초기 산성 기체의 중화가 일어났음을 나타낸다.

지구 내부에서 원시 휘발성 물질로부터 기체가 방출되었다면 염산과 암석 광물이 반응해서 생긴 염소가 해양에서 발견되었을 것이고, 해양은 오늘날과 비교될만한 염분과 부피를 가졌을 것이다. 이러한 결론은 지질학적 시간을 지나오면서 휘발성 물질의 비는 커다란 변화가 없었다는 가정에 기초를 두고 있다.

변환기 해양(15억~35억 년 전)

첫번째 퇴적암이 생성되었던 시기(약 35억 년 전)로부터 약 15억~20억 년 전의 암석 기록은 지구 대기의 산소량이 지금보다 상당히 적었으며, 형성된 퇴적암과 해양 화합물에는 계속적인 화학반응이 있었음을 보여준다.

이 시기 동안의 암석은 그 이후의 암석보다 현무암적 성질이 더 많이 나타난다. 퇴적물은 산소가 결핍된 대기에서 이러한 암석의 변환에 의해 형성되었고, 혐기성(嫌氣性) 해양조건하에서 우선적으로 퇴적되었다. 이 시기의 반응과 오늘날의 반응 사이의 주된 차이점은 철(Ⅱ) 성분의 역할이었다.

오늘날의 해양에서는 산화된 산화철의 불용성으로 인해 용해된 철의 농도가 낮게 나타난다. 15억~35억 년 전에는 산소가 결핍된 환경이 만연했다. 이 환경은 현무암을 철(Ⅱ)을 함유한 광물로 변화시켰다. 휘발성 산성 기체의 중화가 오늘날과 같이 육지에만 한정되지 않았기 때문에 많은 변화들이 수중과정에 의해 일어났다. 이 시기의 대기에는 산소가 부족해 약 10^－2.5 기압의 내부 이산화탄소를 가진 혐기성 퇴적환경이 우세했고, 대기도 10^－2.5 기압의 이산화탄소를 가졌던 것 같다. 이러한 조건하에서라면 초기 해수의 pH는 오늘날 해수의 pH보다 낮았고 칼슘 농도는 높았으며, 또한 비정질 실리카로 포화되었던 것 같다(약 120ppm).

현대 해양

해양은 15억~20억 년 전에 현대와 같은 성질을 갖게 된 것 같다.

이 시대의 화학적·광물학적 구성과 퇴적암의 상대적 비율은 고생대와 비슷하다. 후기 선캄브리아시대에 퇴적된 황산칼슘은 산성의 황 기체가 이 시기에 황산염으로 중화되었음을 입증한다. 후기 선캄브리아시대 퇴적암에 화학적으로 침전된 산화철(Ⅱ)은 그 함량에 관계없이 유리(遊離)된 산소가 있었음을 나타낸다. 중기와 후기 선캄브리아시대 셰일에 대한 화학과 광물학은 고생대 셰일에 대한 화학 및 광물학과 유사하다.

따라서 오늘날의 퇴적물 순환과 같은 퇴적물 순환이 15억~20억 년 전에 일어났고 이 퇴적물이 해양의 조성을 조정해온 것 같다. 한때는 현대 해양의 염분을 암석의 풍화작용으로부터 생겨 해양으로 유입되어 축적된 염이라고 생각한 적도 있었다. 염이 해양으로 유입되는 속도를 오늘날과 같은 속도 또는 훨씬 느린 속도라고 본다면, 총염의 양과 각 염의 질량은 지구연령에 비해 지질학적으로 상당히 짧은 기간 내에 얻어진 것을 알 수 있다. 해양에 있는 전체 염의 질량은 오늘날 강물에 의해 운반되는 속도로 볼 때 1,200년이면 충분히 설명된다.

해수에 있는 용존 실리카의 질량은 강물에 의해 운반되는 실리카와 합해져 그 양이 2배가 되는 데 2만 년이 걸리고 소듐(나트륨)의 경우는 7,000만 년이 걸린다. 이를 통해 볼 때 해양은 단순히 염의 집적소가 아니며, 물이 해양으로부터 약간의 염만을 갖고 증발하기 때문에 유입된 염은 광물의 형태로 제거되어야 한다.

1961년 L. G. 질렌은 〈해수의 물리화학 The Physical Chemistry of Sea Water〉이라는 논문에서 주요 화학적 성분들의 비율은 일정하나 이들의 절대적인 농도는 염화소듐(염화나트륨)(NaCl)의 농도변화에 따라 늘거나 줄어들 수 있음을 지적했다.

질렌의 모델은 해양계에 유입되는 물질의 유입속도가 변하거나 유입되는 광물의 비가 변할지라도 해수의 화학적 성분은 변하지 않음을 의미한다. 해수가 수십 억 년 동안 유입된 규산염과 거의 평형을 유지한다면, 해수의 조성은 그 상(相)과 평형상태에 있는 용액의 조성을 열역학적으로 계산한 것과 일치해야 한다. 물론 해수가 여러 요소 가운데 수온과 수압에만 의존해 평형을 이루는 것은 불가능하다. 그 이유는 해수의 수온은 0~35℃ 범위를 갖고, 수압은 1~1,000기압을 갖기 때문이다.

더욱이 해수는 유입되는 모든 광물과 동시에 평형을 이룰 수는 없다. 즉 깁사이드와 장석은 이들이 서로 반응하는 용액에 함께 놓이면 한 가지는 사라지고 다른 하나는 중간 상으로 남아 있게 되기 때문에 이 둘은 서로 양립할 수 없다. 해수의 화학적 평형관계는 오늘날의 해수가 다양한 광물들과 계속적으로 반응하는 용액에서 기대할 수 있는 화학조성을 갖고 있음을 시사한다.

해수의 물리적 성질

염분 분포

공해에서 염분의 변화 범위는 비교적 좁다. 대부분의 지역에서 염분은 34~37‰의 값을 갖는다. 강수량이 많은 곳이나 커다란 강으로부터 담수가 유입되는 지역의 염분은 최저치를 갖는데, 보통 34‰ 이하로 나타난다. 공해에서의 일반적인 염분 분포는 대기와의 물 교환에 의해 좌우된다. 즉 증발량과 강수량의 차에 의존한다. 증발보다 강수가 많은 적도지방에서는 염분이 낮고, 증발이 더 많은 아열대지역에서는 염분이 높다. 대서양 중간인 북위 25° 정도에 위치한 사르가소 해에서는 여름에 염분이 37‰ 이상이다. 또한 지중해(38‰)나 홍해(41‰)도 높은 염분을 보인다. 이러한 높은 염분은 육수의 유입이 적고 증발이 많기 때문이다. 더욱이 이 지역은 바다가 폐쇄된 형태이기 때문에 공해와의 연계가 거의 없다. 심해에서의 염분차는 표층수간의 염분차에 비해 매우 적어 34.5~35.0‰을 유지한다.

수온 분포

표층 해수의 수온은 세계 각 지역에 따라 크게 변한다(→ 온도). 극지역에서는 －1.9℃이며 남중국해나 멕시코 만과 같은 아열대지역에서는 30℃까지 올라간다. 페르시아 만과 같은 지역에서의 수온은 특히 높아 33℃까지도 흔히 나타난다. 해양에서 가장 추운 달과 가장 더운 달을 살펴보면, 북반구에서는 열대를 제외한 전지역에서 각각 2월과 8월이며 남반구에서는 각각 8월과 2월이다(→ 계절). 열대지역과 극지역에서는 연중변화가 1~2℃ 정도로 작다. 북대서양의 북위 40~45° 공해에서는 연중 변화가 8~9℃ 정도이며 북태평양에서는 9~10℃ 정도이다. 차가운 연안풍으로 인해 겨울바다의 수온이 낮아지기 때문에 연중변화 범위는 커진다. 남반구에서는 이같은 요인이 거의 없기 때문에 남위 30~40°에서의 연중 수온변화는 5~6℃로 나타난다. 수심이 낮은 연해에서는 주위 육지의 영향으로 공해에서보다 수온의 변화폭이 크게 나타난다. 그러나 수심이 증가할수록 연중 수온변화는 작다. 일반적으로 수심 300m까지 이러한 변화가 감지되지만 때로는 수심 100m 이하에서 거의 변화가 나타나지 않기도 한다. 해수 표면에서는 수평적 수온분포가 짧은 거리에서 큰 변화를 보이는 수온 전선이 형성되는 지역이 있다. 수직적 수온 감소는 때로 급격히 낮아지는데 수온 전선 위의 수직적 수온분포는 등온 현상을 보인다. 즉 깊이에 따라 수온이 변하지 않는다. 이 현상은 바람에 의한 혼합 때문인 것으로 보이는데 특히 추운 계절에는 상층부의 냉각에 의한 수직적 순환에 의해 일어나거나, 바람과 냉각 2가지 모두에 의해 일어나기도 한다. 이 요소들은 겨울이나 봄에는 상당한 깊이(약 100m)까지 혼합층을 형성한다. 혼합층 아래에서 수온이 급격히 감소하는 층은 수온약층이라 한다. 수온약층 이하의 수심에서는 수온이 천천히 감소하는 경향을 보인다. 열대지방에서도 수심 2,000m에서 3.5℃인 수온이 수심 5,000m에서는 1℃까지 내려간다(→ 열전달).

열 성질

압력의 증가는 해수의 부피를 약간 감소시키는데, 이 과정이 단열적으로 일어나면 생성된 에너지가 수온을 상승시키게 된다. 예를 들면 염분이 35‰이고 수온이 18℃인 해수가 표면에서 수심 1,000m로 단열적으로 이동하면 수온은 0.18℃만큼 상승한다. 이 효과는 해수의 압축률과 열팽창계수에 의해 좌우되는데, 이 값들은 수온과 수압에 따라 달라진다. 또한 이들은 해수의 비열에도 좌우된다. 해수가 하층에서 상층으로 이동하면 단열변화는 같은 원리로 수온을 감소시킨다(→ 단열과정). 이 관계로부터 온위의 개념이 도입된다. 온위란 일정량의 물이 어느 표준수위까지 옮겨졌다는 가정하에 계산된 수온이다. 만일 해수가 실질적으로 다른 깊이에 놓여진다면 해수의 수온은 변하게 되지만 온위는 변하지 않는다. 이러한 성질을 보존성이라 하며 심해에서 해수괴의 추적에 사용된다. 해수의 비열은 일정 부피와 일정 수압하에서 해수 1㎏의 수온을 1℃ 올리는 데 필요한 열량이다. 수온 17.5℃, 염분 35‰을 갖는 해수의 비열은 932㎈/㎏이다. 비열은 수온이나 수압이 증가함에 따라 약간 감소한다(→ 열용량).

해수 밀도

해수의 밀도는 단위 부피당 질량으로서 ㎏/㎥로 표시된다. 해수의 밀도는 염분이나 수압이 증가하면 증가하고 수온이 증가하면 감소한다. 염분에 대한 의존도는 다음과 같다. 대기압하에서 수온 0℃인 물의 밀도는 999.9㎏/㎥이며 염분 20‰과 35‰인 해수의 밀도는 각각 1,016.1㎏/㎥와 1,028.1㎏/㎥이다. 밀도에 대한 수압의 영향은 뚜렷하여 수온 0℃, 염분 35‰인 해수의 밀도는 수심 1,000m에서 1,033㎏/㎥이다. 해수 밀도의 수온 의존도는 특별하다. 담수와는 달리 최대 해수 밀도는 4℃보다 낮은 수온에서 나타난다. 염분이 높으면 높을수록 최대 해수 밀도는 더 낮은 수온에서 얻어진다. 만일 염분이 24.7‰ 이상이면 해수 밀도는 수온이 감소되어 빙점에 이를 때까지 증가한다. 이 사실은 해수의 동결과 관련해 매우 중요하다(→ 해빙). 해수가 위로부터 냉각되고 표층수가 아랫물보다 더 냉각된다면 표층수는 가라앉게 되고 하부 해수가 그 자리를 메우게 될 것이다. 이와 같은 이유로 표층수의 수온은 해수가 수직적으로 고루 냉각되기 전까지는 빙점에 도달할 수 없다. 이 현상은 해수의 빙점이 낮다는 것 외에 해수가 담수처럼 빨리 얼지 않는 이유를 설명해준다(→ 열염분순환).

수압

해수의 수압은 데시바(decibar) 단위로 표시된다. 1데시바는 해수 약 1m의 수압과 같다. 해수에 가해지는 수압은 밀도에 의존한다. 해수가 중력과 평형을 유지하고 있다면, 수압은 밀도×중력가속도×해수의 높이로 계산된다. 바다에서의 수압 계산은 해류의 역학적 면에서 특히 중요하다.

광학적 성질

빛과 해수의 상호작용에는 흡수와 산란이라는 2가지 주요효과가 있다. 흡수는 복사 에너지가 다른 형태의 에너지(대부분 열)로 전환되는 것으로 정의되며, 산란은 직진하는 빛이 불규칙한 형태로 퍼지는 것이다. 해수를 통해 전파되는 평행광선은 이 2가지 효과의 복합된 과정에 의해 변화된다. 빛의 흡수와 산란은 물, 용존 염분, 용존 유기물, 부유물질 등 4가지 요인에 기인한다. 긴 파장의 빛보다는 짧은 파장의 빛이 더 잘 흡수되나 산란은 파장에 무관하다. 태양광선에서 기원한 해수면에 비춰지는 빛의 광도는 해수표면과 수중에서의 빛의 반사량과 해수층의 투명도에 의해 좌우된다. 해수표면이 파도에 의해 거칠어지면 반사는 태양의 고도가 낮을 때 감소하고 태양의 고도가 높을 때 증가한다. 또한 날씨가 흐리면 태양의 고도에 따른 반사의 정도는 별차이가 없다. 낮 동안 해수의 투명도는 작은 부유물질과 공기방울 때문에 수심이 수m 이내에 불과하다(→ 태양복사).

음향학적 특성

해수 내의 음속은 1,450~1,570㎧이다. 음속은 수온이 1℃ 증가함에 따라 4.5㎧씩 증가하며, 염분이 1‰ 증가함에 따라 1.3㎧씩 증가한다. 또한 수심이 100m 증가할 때마다 음속은 1.7㎧씩 증가한다. 염분 35‰, 수온 10℃인 해수표면에서의 음속은 1,501m/s이다. 해양에서 수직적 음속은 수심 1,500m까지는 수심의 증가에 따라 감소하는 양상을 보인다. 이는 수심에 따른 수온 감소의 영향 때문인 것 같다. 해양의 상층 0~100m의 수층은 수온과 염분의 변화가 작은 혼합층을 형성하고 있기 때문에, 수압의 영향으로 수심에 따라 음속이 증가한다. 음의 굴절은 그림자 영역(Shadow Zone)과 같은 현상을 일으키는데, 이 영역은 수심이 증가함에 따라 음속이 감소하는 층 위에 음속이 증가하는 층이 놓였을 때 형성된다. → 물의 순환

해양과 대기의 상호작용

복사·열·물의 수지

햇빛은 대기·해양·육지에서 에너지의 원천이다.

지구 내부에서 해저를 통해 흐르는 열류량은 약 0.1W/㎡이다. 직접적 또는 분산된 태양복사에 의해 해양으로 공급되는 평균 에너지는 150W/㎡로 추정되는데 이는 350W/㎡에 달하는 대기 상부에서 측정된 태양 에너지의 1/2에도 못 미친다. 태양 에너지 손실은 공기에 의한 산란과 흡수, 구름에 의한 반사, 해양표면에서의 반사 때문이다. 대기로부터 얻는 복사 에너지는 매우 불규칙하여 수증기량, 대기 저층의 온도, 구름의 양에 따라 달라진다. 전세계 해양에 걸친 평균 에너지 양은 235W/㎡에 달한다.

한편 지표면은 복사, 증발 및 대기와의 접촉에 의한 직접적 전도에 의해 열을 빼앗긴다. 복사에 의한 열손실은 절대온도의 4제곱에 비례한다. 전세계 해양에서 나오는 평균 복사 에너지는 300W/㎡로 추정된다. 증발에 의한 평균 열손실은 75W/㎡이며 대기로의 평균 열전도는 10W/㎡로 추정된다.

따라서 총 열흡수와 열손실은 모두 385W/㎡에 달한다. 지표면의 온도에 미치는 대기의 하향 복사 에너지의 영향을 대기의 온실효과라고 한다. 증발이나 전도에 의한 열손실은 장소나 시간에 따라 크게 다르다. 열손실은 음수일 수도 있는데, 그 이유는 해양표면의 어떤 장소에서 증발 대신 응축이 일어나 열이 증가될 수 있기 때문이다. 여름이나 한류가 있는 지역에서처럼 해수가 대기보다 차면 대기로부터 해양으로 열전도가 일어나기도 한다.

일반적으로 증발은 겨울에 강한데, 이때는 해수가 해수 위의 공기보다 따뜻하기 때문이다. 전반적으로 세계 해양의 열흡수와 열손실은 균형을 이루고 있는데, 그 까닭은 해류의 작용에 의해 해양 내에서 열전달이 일어나기 때문이다. 대서양의 북동쪽에서 노르웨이 서쪽까지는 해수에서 대기로 방출되는 열과 에너지가 해수로 들어오는 방출 에너지를 초과한다.

이 결손은 멕시코 만류 체계에 의해 해양을 통해 이동된 내부 열전달에 의해 균형을 이룬다. 이와 반대되는 현상은 대서양 북서부에서 일어나는데, 이곳에서는 래브라도 해류에 의해 운반된 한류가 대기로부터 받은 과잉열과 균형을 이룬다.

대기와 해양 사이의 전달과정

수증기의 상하수송 및 해수표면으로 유입되는 열과 해수표면에서 나오는 열은 해양과 대기와의 에너지 교환으로 언급될 수 있다.

이 수송은 해수면 바로 위에 있는 공기의 수직적 변화운동에 의해 일어난다. 분자운동이 지배하는 해수와 대기 사이의 1㎜ 내의 층을 제외하고는 물질과 열 수직수송의 주요인은 교란운동이다. 물질과 열의 수송과 관련된 다른 중요한 성질은 수평적 운동량이다. 단위 질량당 운동량은 속도이고, 운동량이 공급되는 비율은 힘이며 표면의 단위 면적당 전달되는 수평적 운동량의 비율은 단위 면적당 힘으로서, 이는 해수 표면에 작용되는 응력이다.

해양표면을 통해 아래로 전달되는 수평적 운동량은 물에 미치는 바람의 응력을 의미한다. 교란운동에 의해 어떤 성질이 전달되는 속도는 그 성질의 공간적 차이인 기울기에 의존하며, 교란운동 속도의 크기에도 의존한다.

해양에서의 교란운동

규칙적인 해류와 교란운동 사이의 차이는 절대적일 수가 없는데, 그 이유는 커다란 해류 체계의 테두리 내에서 한정된 차원으로 변하는 해류 체계도 이 커다란 체계의 관점에서 볼 때는 교란운동의 한 요소로 비쳐지기 때문이다.

또한 작은 소용돌이라는 관점이나 그 자체의 중첩된 교란운동으로 볼 때는 규칙적인 해류 체계로 간주할 수도 있다. 교란운동의 효과는 분자운동이 분자확산·열전도·점성도의 교환을 일으키는 것과 마찬가지로 질량·열·운동량의 교환을 일으키는 데 있다. 유출 또는 교란운동에 의해 단위 시간당 단위 면적을 지나는 물질, 열·운동량의 순수한 양은 단위 부피당 평균질량의 기울기에 비례한다.

비례계수는 각각 소용돌이 확산, 소용돌이 전도도 또는 소용돌이 점성도라고 하는데, 이는 물리적 상수가 아닌 교란운동의 성질이나 평균 규모에 의존하는 수이다. 이 계수는 0.1~10⁹㎠/s의 값을 갖는데, 수직적 교환보다는 수평적 교환 때 훨씬 큰 값을 가지며 현상의 규모가 커지면 증가한다. 수직적으로는 성층의 안정도에도 좌우되는데, 안정도는 교란운동의 발달에 반대로 작용한다.

파도

개요

파도에는 여러 가지가 있는데 여기서는 중력파만을 다루기로 한다.

중력파는 표면파이거나 내부파이다. 어떤 경우든 이는 진행파나 정재파로 분류된다. 조석(潮汐)은 본질적으로 진행하거나 정지 또는 그 중간 상태에 있는 중력파이다. 조석은 강제파로 일컬어지는데 조석이 달·지구·태양의 상대적인 움직임에 따라 결정되는 일정한 주기를 갖고 있기 때문이다. 때로 세계의 조석은 넓은 의미로 폭풍조석, 즉 기상학적 조석이라고 하는 해일과 같은 현상을 포함한다.

표면파

진행하는 표면파 가운데 비조석파는 풍랑, 너울, 해일 및 지진에 기원을 둔 쓰나미 등 3가지로 구분된다.

풍랑은 바람에 의해 생긴 파로서 바람 또는 바람장에 의해 지배되고 강화된다. 바람이 약해지거나 파도가 바람장을 떠났을 때, 풍랑은 너울과 마찬가지로 독립적으로 진행한다. 파도의 크기가 바람장에 의존하는 것은 풍력계급에 따른 해양의 상태를 기술하는 보퍼트 풍력계급에 나타나 있다(→보퍼트 풍력계급). 파도의 주기와 파장 사이의 관계는 다음과 같다. 파장은 주기×파속(L=TC으로, L은 파장, T는 주기, C는 파속)이다.

표면중력파의 파속은 수심과 파장 또는 주기에 의존한다. 속도는 수심이 증가하거나 파장 또는 주기가 증가할수록 증가한다. 수심이 충분히 깊으면 파속은 다음과 같은 식으로 주어진다. 즉 C는 gT/2л 또는 C은 gL/2л로C는 파속, g는 중력가속도인 9.8m/s, T와 L은 각각 주기와 파장이다.

여기서 수심이 깊고 얕다는 것은 상대적 의미로서 수심과 파장의 비를 나타낸다. 실질적으로 수심이 깊다는 것은 수심이 파장의 1/2보다 큰 경우이다. 천해파에 대해서는 C은 gD와 같은 공식이 적용되는데, D는 수심이며 여기서는 파장과 파고가 사용되지 않는다.

실질적으로 이 공식은 수심이 파장의 1/25보다 작은 경우에 적용된다. 이 식은 천해파를 나타내는 식이라기보다는 장파를 나타내는 공식으로 사용된다. 쓰나미는 해저나 해안의 지진, 토사, 화산폭발에 의해 생기는 지진 기원의 파장이 매우 긴 파도이다. 이와 같은 파도는 그 파장이 수백km이고, 주기가 15분 정도이다. 이 파도는 빠른 속도로 이동하는데 4,000m 깊이에서 파속은 200㎧, 즉 720km/h나 된다.

해양에서 쓰나미의 파고는 30~60cm 정도로 감지되지도 않은 채 지나간다. 그러나 이 쓰나미가 대륙붕에 이르면 그 속도가 감소되고 파고는 굉장히 증가되어 많은 인명과 재산 피해를 일으킨다.

내부파

표면보다 어느 일정 깊이에서 최대 에너지를 갖는 파를 내부파라 한다.

이 파는 상부의 밀도가 작은 해수와 하부의 밀도가 큰 해수를 분리하는 층에 의해 전달된다. 내부파는 내부파가 있는 층을 중심으로 규칙적으로 상승·하강하면서 나타난다. 내부파는 표면파보다 훨씬 느린데, 그 이유는 복원력이 표면파보다 훨씬 작기 때문이다. 같은 파장이 주어진다면 내부파의 주기는 훨씬 길고 진행속도는 훨씬 느릴 것이다. 표면파의 속도에 대한 공식은 중력가속도를 포함하나, 내부파의 속도에 대한 공식은 중력 요소에 상층수 밀도와 하층수 밀도의 차를 곱하고 그들의 합으로 나눈다.

내부파의 생성은 조석작용의 힘이나 바람의 작용 또는 압력변동에 기인한다.

조석

조석의 일부는 진행파이고 일부는 정재파인 강제파로 간주된다.

조석은 해수표면의 수직운동과 수평운동인 조석해류로 나타난다. 조석을 일으키는 힘은 지구와 달 또는 지구와 태양 체계의 공통된 중력 중심 주위를 지구가 회전함으로써 생기는 관성력(원심력)이다. 지구-달 체계를 보면, 조석을 발생시키는 힘은 달이 수직을 이루는 지구의 두 곳에서는 수직으로 위를 향하고, 달이 수평을 이루는 모든 곳에서는 수직으로 아래를 향한다.

이 힘의 형태는 지구에 대한 달의 상대적 위치에 따라 다르지만 지구 표면의 어느 장소에서도 달의 상대적 위치가 24시간 50분의 주기를 갖기 때문에 어느 장소에서든 같은 주기를 갖게 된다. 그러나 달이 적도 평면에 있을 때는 조석주기가 12시간 25분이 된다. 이것은 달의 반일주조(半日週潮)이다. 태양은 12시간의 주기를 가진 태양의 반일주조와 24시간의 주기를 가진 태양의 일주조를 일으키는 요인이 된다. 태양 기조력과 달 기조력의 간섭은 대조(大潮)와 소조(小潮) 사이의 규칙적인 조차를 생기게 한다.

지구가 안정된 해수로만 둘러싸여 있지 않고 바다와 육지로 불규칙하게 구성되어 있기 때문에 기조력에 대한 해양의 반응체계는 매우 복잡하다. 더욱이 코리올리 힘이라 부르는 지구 자전에 의한 편향력은 이 복잡함을 더욱 증가시킨다.

지중해, 흑해, 발트 해와 같이 거의 폐쇄된 바다에서는 지역적 기조력의 작용에 의해 정재파가 생성되는데, 이와 같은 해양에서의 간만의 차는 불과 수cm 정도이다. 만이나 연해에서는 간만의 차가 훨씬 큰데, 그 이유는 만이나 연해의 모양이 조석의 발달에 영향을 미치기 때문이다. 조석 보어(bore)는 간만의 차가 크고 들어오는 밀물이 좁은 해협에 갇힌 해안 가까이의 강이나 삼각주에서 형성된다. 조석 보어는 파도나 연속파에 의해 급속히 상승하며 전진하는 해일로 이루어져 있다.

강에서 조석 보어가 지나갈 때 물의 진행방향은 돌연히 바뀐다. 보어가 도달하기 전에는 고요한 담수 해류가 바다 쪽으로 흘러나가나 보어가 도달하면 조석은 '물벽' 형태로 변해 강으로 밀려들어온다. 물벽 또는 보어 뒤에서는 해류가 강을 거슬러 흐른다.

해류와 해양

지구의 수괴는 해류의 체계와 연관되어 있다. 해수운동을 일으키는 힘은 해수 표면에 작용하는 바람에 의한 마찰과 해수의 수평적·수직적 밀도차이이다. 차별적인 가열과 냉각, 강수, 증발은 해수 표면의 밀도차를 유발시킨다. 수괴의 전도와 혼합은 표면과 깊은 수층의 밀도차 분포체계를 제공한다. 이는 다시 수평적 밀도차를 유발하고 결과적으로 다시 수평적 압력차와 해양의 모든 수심에서 해류를 생성한다(→ 물의 순환, 해류).

해양분지

개요

해양분지(해분)와 대륙들은 지구 표면의 3/5을 덮고 있으며 지구에서 가장 큰 기복 형태를 이룬다. 물은 실질적으로 지구의 71％를 차지하는데 이중 60％가 심해 분지수에 해당하며 수심 2,000m 등심선 아랫부분을 차지하고 있다.

해양의 평균수심은 3,790m인 데 반해 대륙의 평균고도는 840m이다. 따라서 전체 평균기복은 4,630m이다. 해양분지는 주로 남반구에 분포하고 있고 남극해 분지는 지구를 둘러싸고 있다. 분리 독립되어 있는 대륙들과는 달리 해양분지는 서로 연결되어 실질적으로는 전세계에 걸쳐 하나의 해양분지를 이루고 있다. 이러한 해양분지들은 편의상 개개의 분지들로 나누어진다(해양분지의 자세한 내용에 대해서는 '해분' 및 '해저지형').

대륙사면

대륙사면은 대륙의 가장자리이며 대륙붕과 대륙대 사이의 지형이다.

대륙사면의 기울기는 1°~90°까지의 범위를 갖는다. 그러나 평균적으로 2,000m의 기울기는 4° 정도이다. 대륙사면의 전체길이는 30만km 로서 지구 원주의 약 8배이다. 대부분의 대륙사면은 화산회 또는 조개껍질이 섞인 점토와 미사로 이루어진 미세한 진흙으로 덮여 있다. 그러나 경사의 기울기가 10°를 넘는 지역에서는 암석 바닥이 노출된다.

대륙대 와 해저 삼각주의 코어에서는 종종 정상적인 심해퇴적 물 사이에서 모래층이 나오기도 한다. 그 구조와 성분은 이 모래층이 저탁류에 의해 퇴적되었음을 보여주고있다.

해저 협곡

해저 협곡들은 큰 기복, 급경사의 절벽, V자 모양의 횡단면을 갖고 있다. 해저에는 육지의 계곡과 비교되는 많은 종류의 계곡들이 있다. 해저에는 적어도 3가지 형태의 해저 협곡들이 육지 계곡과 구분되어 나타난다. 대륙붕을 가로지르는 낮고 불연속적인 계곡, 커다란 삼각주 부근에서 나타나며 대륙붕을 가로질러 대륙사면까지 이르는 한쪽 면이 비교적 직선인 해구, 해저를 가로지르는 벽이 낮은 해구가 그것이다.

대부분의 협곡들은 그 절벽높이가 수천m정도 이나 바하마에 있는 협곡의 절벽높이는 거의 5km에 이르기도 한다. 어떤 협곡은 그 길이가 320km나 되기도 하나, 대부분은 48km 미만이다. 보통 이들은 대륙사면의 가장 경사가 큰 부분까지 뻗어 있고, 때로 수심은 1.6km 이상까지 이르기도 한다. 바하마에 있는 5km 깊이의 협곡은 가장 깊은 지점에서 그 너비가 37km이다. 이와 비교하여 그랜드캐니언의 너비는 약 19km이다. 바다 쪽으로의 평균 경사는 매km마다 57m이나 해안선에 접근하면 기울기가 커져 45°에 이르기도 한다.

협곡의 해저는 일반적으로 자갈이나 조립질 퇴적물로 덮여 있으며 지역적으로는 암반이 돌출되기도 한다.

대륙붕

대륙붕은 해안에서 수심 100~200m에 뻗은 해저의 넓고 낮은 지각들로 구성되어 있다. 대륙붕의 너비와 해양 쪽 경계의 수심은 다양하게 변화한다. 대륙붕의 해양 쪽은 대륙사면과 대륙대로 이어진다.

해안선의 특징

대륙붕의 바다 쪽 경계는 섬들이나 낮은 둑들로 되어 있기도 한데, 가장 극단적인 예는 산호초들이 보초와 환초를 형성하는 곳에서 나타난다(→ 산호초). 또한 석호는 해양에 근접해 있으나 보초에 의해 해양과 격리된 비교적 수심이 얕은 호수이다(→ 석호). 그밖에 해안선의 가장 두드러진 특징으로 만을 들 수 있는데, 크기·수심·모양이나 지질학적 구조에 관계없이 해안의 요면이나 바다 요각을 만이라 한다.

만의 모양이나 해저지형은 매우 다양하다. 깊고 각진 만은 단구·단층·균열 지역을 따라 형성되며, 보통 불규칙한 해저지형을 이룬다. 평행단구는 캘리포니아 만과 같은 평행한 해안을 따라 매우 깊고 좁은 만을 형성한다. 피오르드 만은 너비에 비해 길이가 상당히 길다. 불규칙한 변형과 상승이 일어난 지역에서는 복잡하고 불규칙한 모양의 해저지형을 이루는 만이 형성된다. 그 예로는 로렌스 만이 있다.

만은 하나 이상의 해협으로 해양과 연결된다. 해안선이 불규칙하고 복잡한 지질구조를 가졌으면 비슷한 지형의 만이 생긴다. 만의 크기와 모양은 지역적 특성에 의해 크게 영향을 받는다. 만은 해수의 특성·퇴적과정·퇴적역학에 있어 인접한 해양과는 다르다. 이와 같은 차이는 만의 크기·모양·수심·해저지형에 의해 결정되고 어느 정도 해양과 고립되었느냐에 따라 결정된다.

기후도 중요한 요인으로 작용한다. 건조지역의 만은 강한 증발과 적은 강수로 피해를 받는다. 이러한 지역에서는 염분이 현저히 증가해 페르시아 만에서는 60‰까지 올라가고 카스피 해 만에서는 350‰까지 올라간다. 염분에 미치는 영향과 더불어 육수의 유입은 만에 있는 생물의 특성을 결정할 영양염류와 유기질을 들여온다. 만의 생물은 그 종류는 적으나 수적으로 많이 발달하는 경향이 있다. 그러므로 새우·굴 및 다른 어류들이 만에 집중되어 자라는 것을 볼 수 있다.

만의 지질학적 구조와 발달과정은 대륙 또는 해양의 발달과 같이 다양하다. 만은 그 지형학적 특성에 따라 다음과 같이 나누어진다.

첫째, 대륙해안의 열려진 요각에 위치한 만이다. 이러한 만에는 알래스카 만, 비스케이 만, 기니 만, 그레이트오스트레일리아 만, 벵골 만 등이 있다. 이러한 만의 수심은 수km 정도이고 대륙붕과 대륙사면이 우세하다. 입구의 너비는 길이보다 크다.

둘째, 멕시코 만이나 배핀 만과 같이 해양으로부터 고립된 커다란 만이다. 멕시코 만은 지구 향사를 포함하는데 중생대에 기초를 이루었고 제3기 동안 그 모양을 갖추었다. 이 만은 좁고 얕은 플로리다와 유카탄 해협에 의해 해양과 연결되어 있다. 일반적으로 수심은 1km를 넘으며 한 번의 변형을 거친 지역에서 형성된다.

셋째, 펀디 만, 허드슨 만과 같이 대륙붕에 위치한 만이다. 이 만들의 수심은 200m 이상이며 모양은 지질학적 조건에 의해 결정된다. 빙하기 동안 해수면이 하강했던 관계로 대륙붕은 자주 마른 땅이 되었기 때문에, 이 만들의 최후 모양은 플라이스토세 동안에 형성되었다. 대륙 사이와 대륙 연변에는 또다른 범주에 속하는 만이 형성된다. 이 만들은 분지로 이루어져 있는데, 심해 부분만 포함한 것이 있고 심해·대륙붕 부분을 모두 포함한 것이 있다. 마지막으로 또다른 범주에 속하는 만으로는 발트 해 만, 백해 만, 카펜테리아 만, 보하이 만이 있다.

경제적 활용

개요

해양은 지구에서 생물이 시작된 곳으로 알려져 있으며, 해양 없이는 오늘날과 같은 생물이 존재할 수 없었다.

해양은 커다란 열 탱크로서의 역할을 하므로 온도를 조절하여 결과적으로 사막이 확산되는 것을 방지한다. 해양은 인간에게 손쉬운 수송방법을 제공하며 해양 주변은 휴양지로 이용된다. 또한 식량의 주요공급원이며 거대한 쓰레기 처리장이기도 하다. 해양은 단백질·광물·전력 등 산업화된 사회에서 필요로 하는 모든 것을 제공해주는 주요잠재원이다.

수송과 통신

역사 이래 인간은 해양을 수송수단으로 이용해왔다(수상운송). 즉 인간 자체의 수송을 비롯해 세계로 생산품을 수송하는 수단으로 이용해왔다.

오늘날 세계로 수송되는 많은 생산물들은 배를 이용한다. 배의 크기는 불과 몇 t의 양을 운반할 수 있는 작은 배로부터 50만t의 석유를 운반할 수 있는 대형선까지 있다. 해양의 상품 수송비는 생산품, 수송형태, 선박의 종류에 따라 다른데, 알려진 가장 싼 수송형태는 유조선으로 육지 수송가에 비해 100배나 싼 가격이다. 19세기에 대서양 관통 케이블(cable)이 설치된 이후 해양은 대륙과 섬 사이의 주요통신수단으로 이용되어왔다.

수백 개의 해저 케이블은 세계의 인구집중지역을 연결한다. 그러나 통신위성이 발달함에 따라 통신수단으로서의 해저 케이블은 그 중요성이 감소되어가는 경향이 있다. 그러나 앞으로 수세기 동안은 정보수송의 역할을 계속할 것이다. 통신뿐만 아니라 해저에 설치된 케이블과 파이프는 전기 에너지 및 석유와 다른 생산품을 세계 도처로 운반한다(통신 시스템).

식량과 물

인류는 어업으로 1년에 약 7,000만t의 식량을 해양으로부터 얻는다.

해양의 식량생산 잠재력은 현재 생산율의 수백 배이다. 과거에 인류가 해양으로부터 식량을 얻는 수단은 비효율적이었으며, 특정 종류의 고기만을 잡는 고기잡이는 더욱 비효율적이다. 고기를 효과적으로 수확한다면 매년 20억t의 식량을 생산할 수 있을 것이다. 페루 앞바다와 같이 해저층의 해수가 자연적으로 용승되는 곳에서는 거대한 물고기 떼가 발견된다. 이와 같은 용승을 인위적으로 발생시킨다면 물고기 떼가 크게 증가하게 될 것이다. 이러한 기술의 발달은 해양의 잠재생산력을 현재보다 10배 이상 증가시킬 수 있을 것이다.

해양에서 용승을 유지시키는 에너지는 해저의 핵반응 등과 같은 몇 가지 근원에 의해 생산될 수 있다. 또한 흥미를 끄는 것은 해수의 담수화에 대한 기대이다. 세계적으로 하루 수천ℓ에서 수천 만ℓ를 생산하는 수백 개의 담수화 기구가 작동중이다. 일반적으로 담수화 공장은 인구가 해안지역의 물공급을 능가하는 곳이나 비싼 탈염수(脫鹽水)가 공급되는 곳에 있다(탈염). 이러한 상황은 주로 해안 사막지대나 인구가 집중된 섬 지역에서 일어난다.

해수로부터 생산되는 담수는 증발과 농축 형태로 생산된다. 이 기술의 원리는 아주 간단하지만 큰 효과를 얻는 방법은 매우 복잡할 수 있다. 미래에는 해양이 점진적으로 담수의 중요 원천이 될 것으로 기대된다.

에너지원으로서의 해양

해양으로부터 에너지를 추출할 수 있는 기술은 매우 많다.

해양으로부터 에너지를 얻는 데 있어 주요문제는 에너지 자원이 넓은 지역에 확산되어 있다는 것이다. 경제적으로 이를 개발하려면 한 점에 집중된 에너지 근원이 필요하다. 오늘날에는 조석(潮汐)으로부터 에너지를 생산하지만 파도가 조석으로부터 에너지를 끌어내게 하는 정도의 기술은 아직 발달하지 못했다(조력발전).

해양의 또다른 잠재적 근원은 해양의 표층과 하층 사이의 수온차이다.

해양의 한 지역에서는 90m 깊이차에 수온차가 50℃나 되기도 한다. 수년 동안 프랑스인들은 이 수온차로 전기를 생산하는 실험을 해왔다. 이러한 과정들은 성공적이었으나 발전소가 육지에 있었기 때문에 비경제적이었다. 이 시스템에서 얻은 대부분의 에너지는 발전소로 물을 퍼들이고 퍼내는 데 사용되었다. 미국의 한 연구 팀은 물을 퍼올리는 문제가 없는 발전선(發展船)으로 에너지를 끌어내는 시스템을 개발했다. 이 시스템에서는 표층의 수온에서 끓는 프로판이나 이와 유사한 다른 유체가 이용된다.

기체 상(相)은 이후 터빈 발전기로 옮겨져 전력을 생산한다. 오늘날의 세계 에너지 소비율로 볼 때 해양의 에너지 자원은 수천 년 동안 사용가능한 것으로 평가된다. 더욱 의미 있는 것은 이 에너지의 차이가 태양에 의해 만들어지기 때문에, 오늘날 세계의 전체 에너지 소비를 충당할 수 있을 정도로 해양은 그 에너지를 재생산하고 있다.

인류는 해양으로부터 매일 1시간당 2억MW의 에너지를 얻는다. 해양에서는 전력을 생산하는 데 연료값이 들지않고, 발전소 운영과 자재가격은 자원을 이용해 발전하는 기존의 방식보다 발전가가 낮다.

1950년도 중반에는 해양으로부터 석유 가스를 생산하는 것은 거의 무시되었다. 1980년대초까지는 세계 총생산량의 1/4에 해당하는, 하루 약 1,400만 배럴을 해저 유전에서 생산했다. 알려진 바에 의하면 해양의 잠재 석유자원은 약 2조 배럴로서 현재 알려진 육지 석유 자원의 1/2 정도이다.

예전에는 오직 대륙붕에만 유정(油井)이 있을 것으로 생각했으나 멕시코 만의 심해에서 발견된 유정으로 이 개념은 바뀌게 되었다. 오늘날에는 대륙사면과 이에 근접한 심해저에 많은 유정이 있을 것으로 추정되기 때문에 해저의 잠재적인 석유 부존량은 증가되었다(석유지질학). 하천은 해양에 매년 수십억t의 퇴적물을 유입시키고 있다. 해저의 돌출과 화산폭발은 수백만t의 퇴적물을 더 첨가시킨다. 바람도 퇴적물을 해양으로 운반한다.

이 퇴적물의 대부분은 근해지역의 해저에 빠르게 퇴적된다. 광물들은 심해저를 제외한 모든 환경에서 채취된다. 1970년에는 심해저에 믿을 수 없을 정도의 많은 양과 경제적 가치를 지닌 광물들이 보존되어 있음이 밝혀졌다. 자연에서 일어나는 화학적·물리적 침식에도 침식되지 않고, 지구의 일반 광물보다 큰 밀도를 가진 광물들은 사력광상(砂礫鑛床)에 농집되는 경향이 있다.

또한 상당한 흥미를 끄는 것은 많은 국가들의 대륙붕에 인회토(燐灰土) 퇴적물이 퇴적되어 있다는 것이다. 캘리포니아 앞바다의 인회토는 평평한 슬래브 모양 및 울라이트(oolite)라고 하는 작은 구형(球形) 단괴들로 나타난다. 단괴들은 공통적으로 조립질 퇴적물로 이루어진 표층에서 단일층으로 발견된다.

캘리포니아 근해에 있는 인회토의 구조는 놀랄 만하게 일정하고 경제적 가치가 있는 인을 함유하고 있다.

또다른 인산염의 퇴적 형태는 멕시코의 서해안 근해에서 발견되는데, 이는 수심 50m 정도에서 고화되지 않은 퇴적물로 발견된다. 이 퇴적물에는 40％의 인회석이 함유되어 있으며 약 200억t의 인산염암이 매장되어 있을 것으로 추정된다. 상당한 크기의 잠재적 경제성을 갖는 광물들은 심해에서 발견되며, 이러한 광물들은 종종 높은 농도로 집적되어 있다.

이는 이 지역에 화학적 침전을 약화시킬 수 있을 정도의 쇄설물들이 거의 생성되지 않기 때문이다. 부유성 생물의 석회질 껍질과 골격에 의해 형성된 약 10¹⁶t의 석회질 연니(軟泥)는 1억 3,000만㎢의 해저를 덮고 있다. 홍해의 해저에는 역사상 가장 풍부한 금속을 함유한 퇴적분지가 있다. 이와 같은 분지 가운데 가장 큰 것은 아틀란티스 해연2로 추정되는데, 20억 달러가 넘는 구리·아연·은·금을 포함하고 있다.

이 분지는 수단과 아라비아 반도 중간 지역의 수심 약 2,000m 지점에 놓여 있다. 이 퇴적물을 표면으로 끌어올리는 것은 퇴적물의 겔 같은 성질 때문에 비교적 어렵지 않다. 경제적인 관점에서 볼 때 가장 흥미 있는 해양퇴적물은 망간단괴이다. 이 망간단괴는 작고 검정색 또는 갈색이며 부서지기 쉬운 덩어리로, 19세기에 행해진 챌린저호와 앨버트로스호 탐사에 의하면 3대양에 널리 분포하는 것으로 알려졌다.

망간단괴의 생성에 관해서는 여러 가지 이론이 있으나 가장 설득력 있는 이론은 해양이 오늘날의 산성-알칼리성 상태에서 철과 망간으로 포화되었다는 것이다. 이러한 이유로 이들은 점차 크기가 증가하는 콜로이드 입자로 침전되어 해저를 덮게 된다. 태평양 해저에는 약 1조 5,000억t의 망간단괴가 있는데, 이들은 연평균 1,000만t씩 새로 생성되는 것 같다.

지름은 평균 약 4cm로 1㎢당 3만 8,600t이 농집되어 있으며, 구리 2.5％, 니켈 2.0％, 코발트 0.2％, 망간 35％를 함유하고 있다. 어느 퇴적물에서는 코발트와 망간의 양이 각각 2.5％와 50％이다. 이와 같은 농집상태가 육지에서 발견된다면 높은 등급의 광석으로 간주되며, 특히 해양의 퇴적물은 광범위하게 수평적으로 분포하고 있기 때문에 많은 중요 산업금속의 잠재적 자원이 되고 있다.

비교적 간단한 케이블 버킷이나 물에 잠긴 모터와 펌프를 사용하는 수력학적 준설(浚渫)로 망간단괴를 수심 6,000m에서부터 하루 1만~1만 5,000t을 채굴할 수 있다.

쓰레기 처리장으로의 활용

해양의 또다른 중요한 역할은 쓰레기 처리장으로 이용하는 것이다.

과거에는 사회의 쓰레기를 공해문제를 일으키지 않고 해양에 처리할 수 있었다(폐기물처리계통). 그러나 사회가 발달함에 따라 해양으로 버리는 쓰레기는 해양의 쓰레기 정화능력을 압도하고 있다. 세계 해양의 대륙 주변지역들은 하수를 비롯해 인간들이 버리는 쓰레기로 인해 심하게 오염되어왔다. 좀더 불분명한 오염에는 핵폐기물, 화학폐기물, 유조선들로부터 유출된 기름 및 열 등이 있다(해양 오염). 대규모 발전소는 수냉식 콘덴서의 열을 식히는 데 드는 비용을 줄이기 위해 주로 해안지역에 위치해 있다.

이러한 발전소로부터 확산되는 열에 의해 해양 전체가 영향을 받지는 않는다고 하지만 발전소가 위치해 있는 지역의 환경은 큰 영향을 받게 된다. 근해 유정에서 새어나온 원유, 침수된 탱크로부터 나온 원유, 석유를 연료로 하는 모든 배로부터 버려진 오수(汚水)에 섞여 있는 기름은 세계의 많은 해변을 오염시켜왔다. 생물에 치명적인 독극물인 수은은 1970년경 바다와 담수어류에 축적되어 있음이 밝혀진 이후 상당한 주목을 받고 있다.

인류는 앞으로도 해양을 쓰레기 처리장으로 계속 이용할 수 있지만, 공해가 적당한 수준을 유지할 수 있도록 어느 곳에 어떠한 형태로 쓰레기를 처리할 것인가를 조정해 나가야만 한다.→ 대서양, 북극, 인도양, 태평양