ความเค็มของน้ำ มหาสมุทรเป็นคุณสมบัติหลักที่ทำให้พวกมันแตกต่างจากผืนน้ำของแผ่นดิน
ในมหาสมุทรวิทยา น้ำทะเลกวางหมายถึง ปริมาณของแข็งทั้งหมดเป็นกรัม (สารทั้งหมดที่ละลายในน้ำ ไม่ใช่แค่เกลือ) ที่ละลายในน้ำทะเล 1 กิโลกรัม โดยมีเงื่อนไขว่าฮาโลเจนทั้งหมดจะถูกแทนที่ด้วยคลอรีนในปริมาณที่เท่ากัน คาร์บอเนตทั้งหมดจะถูกแปลงเป็นออกไซด์ อินทรีย์ สสารถูกเผา ความเค็มวัดเป็น "‰" ("ppm")
ความเค็มเฉลี่ยของมหาสมุทรโลกคือ 35 ‰ นั่นคือในน้ำทะเล 1 กิโลกรัมจะละลายสารต่าง ๆ โดยเฉลี่ย 35 กรัม ตัวอย่างน้ำที่ถ่ายในอ่าวบิสเคย์ที่มีความเค็มใกล้กับ 35 ‰ ถือเป็นมาตรฐาน ใช้สำหรับสอบเทียบเครื่องมือ
ความเค็มของน้ำทะเลมีที่มาจากสมัยโบราณ เกลือจะเข้าสู่น้ำทะเลพร้อมกับการเกิดของมหาสมุทรเอง ในช่วงระยะเวลาของการศึกษา เปลือกโลกซึ่งเกิดขึ้นที่อุณหภูมิสูง สารต่างๆ ถูกปล่อยออกจากพื้นโลกสู่ชั้นบรรยากาศในรูปของก๊าซ การเย็นตัวของเปลือกโลกในเวลาต่อมาทำให้เกิดฝนตกหนัก พวกเขานำสารเหล่านั้นไปด้วยและเติมหลุมขนาดใหญ่บนพื้นผิวโลก
ความเค็มของน้ำทะเลไม่เท่ากันทุกที่ ความเค็มได้รับอิทธิพลจากกระบวนการต่อไปนี้:
1. การระเหยของน้ำ
2. การก่อตัวของน้ำแข็ง
3. ปริมาณน้ำฝน
4.แม่น้ำไหลบ่า
5. น้ำแข็งละลาย
ในเวลาเดียวกัน การระเหยและการก่อตัวของน้ำแข็งมีส่วนทำให้ความเค็มเพิ่มขึ้น ในขณะที่ปริมาณน้ำฝน การไหลบ่าของน้ำในแม่น้ำ และน้ำแข็งที่ละลายลดลง
อิทธิพลของกระบวนการทางชีวเคมีที่มีต่อความเค็มนั้นเล็กน้อยมาก
การผสมน้ำ (การแพร่กระจาย) และการเคลื่อนตัวของเกลือโดยกระแสน้ำก็มีส่วนเกี่ยวข้องกับการก่อตัวของความเค็มด้วย ความเค็มของน้ำที่ลึกและใกล้ด้านล่างถูกกำหนดโดย 2 กระบวนการนี้เท่านั้น เนื่องจากไม่มีแหล่งและแหล่งเกลือภายในที่ระดับความลึกและก้นมหาสมุทร
บทบาทหลักในการเปลี่ยนแปลงของความเค็มคือการระเหยและการตกตะกอน ดังนั้นความเค็มของชั้นผิวและอุณหภูมิจึงขึ้นอยู่กับ สภาพภูมิอากาศที่เกี่ยวข้องกับ ที่ตั้งทางภูมิศาสตร์ทะเล
ทะเลแดงเป็นทะเลที่เค็มที่สุดในมหาสมุทรโลก ความเค็มของมันถึง 42 ‰. เนื่องจากตั้งอยู่ในละติจูดเขตร้อน มีการตกตะกอนในบรรยากาศน้อยมากการระเหยของน้ำจากความร้อนจัดจากดวงอาทิตย์มีขนาดใหญ่มาก น้ำระเหยจากทะเล แต่เกลือยังคงอยู่ ไม่มีแม่น้ำสายเดียวไหลลงสู่ทะเลแดงและแหล่งเดียวของการเติมเต็มสมดุลของน้ำคือการไหลของน้ำจาก อ่าวเอเดน. ก๊าซประมาณ 1,000 ลูกบาศก์เมตรถูกนำเข้าสู่ทะเลผ่านช่องแคบ Bab el-Mandeb ในระหว่างปี กม. น้ำมีมากกว่าที่จะดึงออกมา จากการคำนวณจะใช้เวลา 15 ปีในการแลกเปลี่ยนน้ำในทะเลแดงอย่างสมบูรณ์
น้ำในทะเลแดงผสมกันอย่างเท่าเทียมกัน ตลอดทั้งปี. ในฤดูหนาว น้ำผิวดินจะเย็นลง หนาแน่นขึ้น และจมลง และสูงขึ้น น้ำอุ่นจากความลึก ในฤดูร้อน น้ำจะระเหยออกจากผิวทะเล ส่วนที่เหลือจะกลายเป็นความเค็ม หนัก และจมลง น้ำเค็มน้อยกว่าจะลอยขึ้นมาแทนที่ ดังนั้นทะเลแดงจึงมีอุณหภูมิและความเค็มเท่ากันตลอดปริมาตร
พบร่องน้ำเกลือร้อนในทะเลแดง ปัจจุบันรู้จักภาวะซึมเศร้ามากกว่า 20 รายการ ความกดดันถูกทำให้ร้อนจากด้านล่างโดยความร้อนภายในของโลก น้ำเกลือในบริเวณลุ่มน้ำจะไม่รวมกับน้ำโดยรอบ แต่มีความโดดเด่นอย่างชัดเจนและดูเหมือนพื้นโคลนที่ปกคลุมไปด้วยระลอกคลื่นหรือเหมือนหมอกที่หมุนวน เนื้อหาของโลหะหลายชนิด รวมทั้งของมีค่า ในน้ำเกลือของทะเลแดงนั้นสูงกว่าน้ำทะเลธรรมดาหลายร้อยเท่า
การไม่มีแม่น้ำไหลบ่าและสายฝน และด้วยเหตุนี้สิ่งสกปรกจากพื้นดินจึงทำให้น้ำทะเลแดงมีความโปร่งใสและความเค็มคงที่
ในทะเลบอลติก น้ำก่อตัวเป็นชั้นของความเค็มต่างกัน ความเค็มเฉลี่ย ทะเลบอลติกไม่เกิน 1%o และน้ำผิวดิน -5-8°/oo นี่เป็นเพราะความจริงที่ว่าทะเลนี้ตั้งอยู่ในเขตภูมิอากาศที่มีการระเหยน้อยลง แต่มีฝนตกมากขึ้น ในพื้นที่ชายฝั่งทะเลเพื่อความเค็ม อิทธิพลที่ยิ่งใหญ่ทำให้เกิดการไหลบ่าของแม่น้ำและในบริเวณขั้วโลก - กระบวนการของการก่อตัวและการละลายของน้ำแข็ง เมื่อน้ำแข็งกลายเป็นน้ำแข็ง เกลือบางส่วนจะไหลลงสู่น้ำและความเค็มจะเพิ่มขึ้น เมื่อละลาย น้ำแข็งทะเลและภูเขาน้ำแข็งก็ลดน้อยลงเรื่อย ๆ น้ำจืดเข้าสู่ทะเลบอลติกจากแม่น้ำ 250 แห่งในขณะที่น้ำเค็มเข้ามาเฉพาะจากช่องแคบเดนมาร์กแคบ ๆ เท่านั้น ส่งผลให้ความเค็มสูงที่สุดใน
ทางตะวันตกเฉียงใต้ของทะเลบอลติก และลดลงเมื่อคุณเคลื่อนตัวไปทางทิศตะวันออก อย่างไรก็ตาม ภาพโดยรวมอาจถูกกระแสน้ำรบกวนได้
น้ำเค็มที่ตกลงสู่ทะเลบอลติกจมลงสู่ก้นทะเล ก่อตัวเป็นชั้นที่มีความเค็มสูงที่นั่น ที่ความลึก 70-80 เมตร ปริมาณเกลือจะเพิ่มขึ้นอย่างมาก การกระโดดนี้เรียกว่าฮาโลไคลน์ halocline เกิดขึ้นเมื่อการเคลื่อนที่ของมวลน้ำที่เกิดจากพายุหยุดไปถึง
อินทรียวัตถุที่ตายแล้วจะจมลงสู่ก้นทะเลอย่างต่อเนื่อง ทุกๆ 15 ปีจะมีน้ำจำนวนมากเข้าสู่ทะเลบอลติกจากทะเลเหนือซึ่งน้ำนิ่งจะถูกผลักออกไป น้ำนิ่งผลักเข้าไปในส่วนเหนือและส่วนลึกที่สุดของทะเลบอลติกค่อยๆ ผสมกับน้ำโดยรอบที่นั่น ในช่วงเริ่มต้นของการเคลื่อนที่ของน้ำนิ่ง ความเค็มของน้ำทะเลบอลติกเพิ่มขึ้น
ทะเลบอลติกตามที่ตั้งมันเป็นของมหาสมุทรแอตแลนติกและตามการจำแนกประเภทของทะเล - ถึงทะเลเมดิเตอร์เรเนียน ล้อมรอบด้วยแผ่นดินทุกด้าน และผ่านช่องแคบ Øresund แคบและตื้นเท่านั้น Great Belt และ Small Belt ที่เชื่อมต่อกับทะเลเหนือและมหาสมุทรแอตแลนติก
พื้นที่ของทะเลบอลติกคือ 386,000 ตารางกิโลเมตร ค่อนข้างตื้น (ความลึกมากกว่า 40 ถึง 100 เมตร) และความลึกที่ยิ่งใหญ่ที่สุดคือ 459 เมตร (ที่ลุ่มดินทางเหนือของ Gotland) เนื่องจากการไหลเข้าของน้ำในแม่น้ำจำนวนมากและการแลกเปลี่ยนน้ำที่ไม่ดีกับมหาสมุทร ทะเลบอลติกมีความเค็มต่ำ: น้ำหนึ่งลิตรมีเกลือตั้งแต่ 4 ถึง 11 กรัม (น้ำในมหาสมุทรโลกมีมากถึง 35 กรัม ของเกลือ)
ชายฝั่งทะเลทะเลบอลติกถูกเยื้องโดยอ่าวมากมาย เหล่านี้รวมถึงอ่าวคูโรเนียนและคาลินินกราด - ลากูนตื้นที่แยกจากทะเลโดยถ่มน้ำลายแคบ เชื่อมกับทะเลด้วยช่องแคบกว้างเพียง 300-400 เมตร
คูโรเนียนลากูนมี พื้นที่ทั้งหมด 1.6 ตารางกิโลเมตร ในจำนวนนี้ 1.3 พันตารางกิโลเมตรเป็นของภูมิภาคคาลินินกราด อ่าวตื้น - ความลึกเฉลี่ยประมาณสี่เมตรและที่ใหญ่ที่สุดทางตะวันออกเฉียงใต้ของหมู่บ้าน Rybachy คือหกเมตร
ปริมาณมวลน้ำในอ่าวเกินหกลูกบาศก์กิโลเมตร แต่มีน้ำในแม่น้ำไหลมาที่นี่ทุกปีมากกว่าสามเท่าครึ่ง น้ำถูกนำเข้าสู่ทะเลผ่านช่องแคบใกล้เมืองไคลเปดา ปริมาณน้ำที่ไหลเข้ามากเป็นตัวกำหนดระดับน้ำใน Curonian Lagoon ที่สูงกว่าในทะเล - ค่าเฉลี่ยส่วนเกินคือสิบห้าเซนติเมตร การไหลของน้ำในช่องแคบส่งตรงจากอ่าวสู่ทะเลและ น้ำทะเลแทบจะไม่เคยเข้าไปในอ่าว ดังนั้นจึงเป็นน้ำจืด ยกเว้นตอนเหนือสุด
ระบอบอุณหภูมิของน่านน้ำของ Curonian Lagoon แตกต่างจากพื้นที่เปิดโล่งของทะเลบอลติกตะวันออกเฉียงใต้ เป็นที่ทราบกันดีว่าทะเลใกล้ชายฝั่งคาลินินกราดจะแข็งตัวในฤดูหนาวที่รุนแรงเท่านั้น ในคูโรเนียนลากูน น้ำแข็งมีอายุสองถึงห้าเดือน และความหนาสามารถสูงถึง 70-100 เซนติเมตร น้ำแข็งมักจะก่อตัวในช่วงต้นเดือนธันวาคม และจะละลายในเดือนมีนาคม-เมษายน ในฤดูร้อนเนื่องจากน้ำตื้นอ่าวอุ่นขึ้นได้ดีในเดือนกรกฎาคมอุณหภูมิของน้ำถึง 22-27 ° C ซึ่งสูงกว่าในบริเวณชายฝั่งทะเลเปิดซึ่งมีอุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนของเดือนที่อบอุ่นที่สุด 18 ค.ชายฝั่งทะเลบอลติก
ชายทะเลคาลินินกราดเป็นส่วนสำคัญของ "กรอบทองคำ" ของยุโรป มีความยาวเกือบ 150 กม. และรวมถึงชายฝั่งของคาบสมุทรแซมเบีย บางส่วนของ Vistula และ Curonian ทรายถ่มน้ำลาย ส่วนหลังซึ่งมีภูมิประเทศเป็นเนินทรายและมีความยาวมาก (ประมาณ 100 กม.) เป็นการก่อตัวตามธรรมชาติอันเป็นเอกลักษณ์ของทะเลบอลติก
ภายในภูมิภาคคาลินินกราดเป็นตอนเหนือของปากแม่น้ำวิสตูลา ยาว 25 กม. และทางตอนใต้ น้ำลายคูโรเนียนยาว 49 กม. ชายฝั่งพื้นเมืองของคาบสมุทรแซมเบียมีระยะทาง 74 กม. ความยาวของชายฝั่งทะเลคือ 148 กม. การก่อตัวของมันเกิดขึ้นก่อนหน้านี้และกำลังเกิดขึ้นภายใต้อิทธิพลของคลื่นพายุ กระแสน้ำชายฝั่ง และลม มันเกี่ยวข้องโดยตรงกับประวัติศาสตร์ของการพัฒนาของทะเลบอลติกซึ่งปรากฏเป็นแหล่งน้ำสมัยใหม่เฉพาะในปลายยุคน้ำแข็งเท่านั้น
คาบสมุทรแซมเบียนั้นก่อตัวขึ้นจากแนวหินซีโนโซอิกที่ยกสูงขึ้นซึ่งปกคลุมไปด้วยตะกอนน้ำแข็ง ดังนั้น ชายทะเลล้อมรอบด้วยหน้าผาชายฝั่ง ความสูงของหิ้งชายฝั่งถึง 50-61 ม. ที่ Cape Taran ค่อยๆลดลงเป็น 5-7 ม. เมื่อเข้าใกล้พื้นที่ชายขอบของคาบสมุทรและเมือง Baltiysk ทางตอนใต้และเมือง Zelenogradsk ทางตะวันออกที่ หิน Cenozoic ถูกตัดขาดจากธารน้ำแข็งมากหรือบางส่วน แนวชายฝั่งของคาบสมุทรมีการผ่าไม่ดีซึ่งอธิบายโดยลักษณะเฉพาะของโครงสร้างทางธรณีวิทยาของชายฝั่ง แหลมที่แยกอ่าวที่อ่อนโยนมักจะถูกกักขังอยู่ในโขดหินจารดินร่วนในหิ้งชายฝั่ง (Capes Taran, Obzorny, Bakalinsky, Kupalny, Gvardeisky) เว้าของชายฝั่งสอดคล้องกับพื้นที่ของการกระจายของตะกอนน้ำแข็งน้ำทรายที่กัดเซาะได้ง่าย (พุ่มไม้ Pokrovskaya, Yantarnenskaya, Donskaya, Filinsky, Svetlogorskaya, Pionerskaya)
ตามแนวชายฝั่งของคาบสมุทรแซมเบียมีชายหาดซึ่งมีความกว้างแตกต่างกันไปตั้งแต่ 5-7 ม. ภายในหิ้งชายฝั่งและแหลมถึง 40-50 ม. - ในอ่าวและเว้า ด้านหน้ากำแพงป้องกันชายฝั่งบนแหลม Taran ใกล้หมู่บ้าน ชายหาด Lesnoye นั้นหายไปจริง ๆ อันเป็นผลมาจากผลกระทบจากคลื่น ชายหาดมีการขยายตัวอย่างรวดเร็ว (สูงถึง 150 ม.) ในบริเวณดังกล่าวซึ่งเต็มไปด้วยวัสดุหลวม
บนแหลมที่ชายฝั่งทะเลลึกและคลื่นไปถึงหน้าผาชายฝั่งได้ง่าย ชายหาดประกอบด้วยวัสดุที่เป็นก้อนหิน ในบริเวณเว้าของชายฝั่งและอ่าวที่ชายฝั่งตื้นและได้รับการปกป้องจากคลื่นซัดเข้าหาชายหาดกว้าง โครงสร้างของพวกเขาถูกครอบงำด้วยการสะสมของทรายที่มีส่วนผสมของกรวดและกรวดในเขตริมน้ำ ความหนาของตะกอนชายหาดอยู่ระหว่าง 0 ถึง 2.4 ม.
ประวัติศาสตร์ทะเลบอลติก
เมื่อที่ราบลุ่มบอลติกเป็นอิสระจากน้ำแข็ง การก่อตัวของทะเลบอลติกก็เริ่มขึ้น ลักษณะ Hypsometry ของระเบียงใต้น้ำตั้งอยู่ที่ระดับความลึกต่างๆ ของทะเล เช่นเดียวกับการวิเคราะห์สปอร์และละอองเกสรของพืชที่เติบโตตามแนวชายฝั่งของทะเลสาบบอลติกและจากทะเล ทำให้สามารถกำหนดขั้นตอนต่างๆ ในการพัฒนาได้หลายขั้นตอน
หลังจากการละลายของธารน้ำแข็ง ความกดอากาศต่ำของบอลติกทั้งหมดถูกครอบครองโดยทะเลสาบน้ำแข็งบอลติกที่สดใหม่ซึ่งมีอยู่ประมาณ 4 พันปี; 10,000 ปีที่แล้ว ทะเลสาบผ่านช่องแคบเดนมาร์กเชื่อมต่อกับสระน้ำ มหาสมุทรแอตแลนติกและเนื่องจากการล่วงละเมิดนั้น ทะเล Yoldian ก็เกิดขึ้น ซึ่งดำรงอยู่ประมาณ 500 ปี
ในอนาคต การสื่อสารกับมหาสมุทรต้องหยุดชะงักลงเนื่องจากระดับน้ำทะเลที่ลดลงและการเพิ่มขึ้นของเฟนนอสแคนเดียที่อาจเกิดขึ้นได้ ในช่วงเวลาที่เกิดขึ้นเมื่อ 9500 - 8000 ปีก่อน ทะเลสาบน้ำจืดอันซีลัสปรากฏขึ้น การเติมเต็มของทะเลสาบอันซีลุสและการเพิ่มขึ้นของระดับมหาสมุทรทำให้เกิดการกัดเซาะของช่องแคบเดนมาร์กและความเชื่อมโยงของทะเลสาบกับทะเลเหนือ อันเป็นผลมาจากการล่วงละเมิดที่เริ่มขึ้นทะเล Litorin เกิดขึ้นซึ่งมีอยู่ในระยะเวลาประมาณ 3.5 พัน - 4.5 พันปีก่อน ขั้นตอนต่อไปในการพัฒนาลุ่มน้ำคือทะเล Limnea ซึ่งค่อยๆลดลงใกล้ทะเล Mia ที่ทันสมัย ระดับน้ำทะเลในปัจจุบันอยู่ต่ำกว่าทะเลลิตโตรินา 6 เมตร ซึ่งนำไปสู่การท่วมท้นของที่ราบชายฝั่งทะเลรอบทะเลบอลติก
ในปัจจุบัน ระดับของมหาสมุทรโลกและด้วยเหตุนี้ทะเลที่รวมอยู่ในแอ่งของมหาสมุทรจึงเพิ่มขึ้นในอัตรา 1.5 มิลลิเมตรต่อปี หรือ 1.5 เมตรต่อสหัสวรรษ เมื่อรวมกับการแปรสัณฐานของชายฝั่งของภูมิภาคในอัตราประมาณ 1-2 มม. ต่อปี ระดับโดยรวมจะเพิ่มขึ้น 2.5 - 3.5 ม. ต่อสหัสวรรษ ซึ่งหมายความว่าในอาณาเขตของภูมิภาคคาลินินกราดชายฝั่งอยู่ในระบอบที่ล่วงละเมิดเช่น ทะเลมาถึงแผ่นดิน
โดยทั่วไป โฮโลซีนถูกแบ่งออกเป็นห้าขั้นตอนทางภูมิอากาศ: ก่อนวัยอันควร เหนือ แอตแลนติก ใต้เหนือ และใต้มหาสมุทรแอตแลนติก โครงการนี้ได้รับการพัฒนาเมื่อต้นศตวรรษที่ 20 นักวิทยาศาสตร์ชาวสแกนดิเนเวียบนพื้นฐานของการศึกษาทางจุลชีววิทยาของตะกอนพรุในสแกนดิเนเวีย มีการใช้กันอย่างแพร่หลายในการแบ่งชั้นของตะกอนทะเลในทะเลบอลติกหลังยุคน้ำแข็งและดินแดนที่อยู่ติดกัน รวมทั้งภูมิภาคคาลินินกราด
ทะเลบอลติกที่ตัดลึกเข้าไปในแผ่นดินมีโครงร่างที่ซับซ้อนมากของชายฝั่งและก่อตัวเป็นอ่าวขนาดใหญ่: โบเนียน ฟินแลนด์ และริกา ทะเลนี้มีพรมแดนติดกับแผ่นดินเกือบทุกแห่ง และเฉพาะจากช่องแคบเดนมาร์ก (Great and Small Belt, Sound, Farman Belt) เท่านั้นที่คั่นด้วยเส้นเงื่อนไขที่ลากผ่านระหว่างจุดบางจุดบนชายฝั่ง เนื่องจากระบอบการปกครองที่แปลกประหลาด ช่องแคบเดนมาร์กจึงไม่อยู่ในทะเลบอลติก พวกเขาเชื่อมโยงกับทะเลเหนือและผ่านไปยังมหาสมุทรแอตแลนติก ความลึกเหนือธรณีประตูที่แยกทะเลบอลติกออกจากช่องแคบมีขนาดเล็ก: เหนือธรณีประตูดาร์เซอร์ - 18 ม. เหนือธรณีประตู Drogden - 7 ม. พื้นที่หน้าตัดในสถานที่เหล่านี้คือ 0.225 และ 0.08 กม. 2 ตามลำดับ ทะเลบอลติกเชื่อมต่อกับทะเลเหนือเพียงเล็กน้อยและมีการแลกเปลี่ยนน้ำกับมันอย่างจำกัด และยิ่งกว่านั้นกับมหาสมุทรแอตแลนติก
มันเป็นของประเภทของทะเลใน พื้นที่ของมันคือ 419,000 กม. 2 ปริมาตร - 21.5,000 กม. 3 ความลึกเฉลี่ย - 51 ม. ความลึกสูงสุด - 470 ม.
โล่งอก
ความโล่งใจด้านล่างของทะเลบอลติกไม่สม่ำเสมอ ทะเลอยู่ในหิ้งทั้งหมด ก้นอ่างเว้าแหว่ง ภาวะซึมเศร้าใต้น้ำแยกจากกันด้วยเนินเขาและหมู่เกาะต่างๆ ในส่วนตะวันตกของทะเลมีลุ่มน้ำ Arkon (53 ม.) และบอร์นโฮล์ม (105 ม.) ที่ลุ่มคั่นด้วยประมาณ บอร์นโฮล์ม. วี ภาคกลางในทะเล พื้นที่ค่อนข้างกว้างขวางถูกครอบครองโดยแอ่ง Gotland (สูงถึง 250 ม.) และแอ่ง Gdansk (สูงถึง 116 ม.) ทางเหนือประมาณ. Gotland อยู่ใน Landsort Depression ซึ่งมีการบันทึกความลึกที่สุดของทะเลบอลติก ที่ลุ่มนี้ก่อตัวเป็นร่องลึกที่มีความลึกมากกว่า 400 ม. ซึ่งทอดยาวจากตะวันออกเฉียงเหนือไปตะวันตกเฉียงใต้ จากนั้นไปทางทิศใต้ ระหว่างร่องน้ำนี้กับความกดอากาศต่ำนอร์เชอปิงที่ตั้งอยู่ทางทิศใต้ เนินเขาใต้น้ำมีความลึกประมาณ 112 ม. ห่างออกไปทางใต้ ความลึกจะเพิ่มขึ้นเล็กน้อยอีกครั้ง บนพรมแดนของภาคกลางที่มีอ่าวฟินแลนด์มีความลึกประมาณ 100 ม. โดยที่ Bothnian - ประมาณ 50 ม. และกับริกา - 25-30 ม. ความโล่งใจด้านล่างของอ่าวเหล่านี้ซับซ้อนมาก
ความโล่งใจด้านล่างและกระแสน้ำของทะเลบอลติก
ภูมิอากาศ
ภูมิอากาศของทะเลบอลติกมีละติจูดพอสมควรทางทะเลและมีลักษณะแบบทวีป ลักษณะเฉพาะของทะเลและความยาวที่สำคัญจากเหนือจรดใต้และจากตะวันตกไปตะวันออกสร้างความแตกต่างในสภาพภูมิอากาศในพื้นที่ต่างๆ ของทะเล
ค่าต่ำสุดของไอซ์แลนด์ เช่นเดียวกับแอนติไซโคลนของไซบีเรียและอะซอเรส ส่งผลต่อสภาพอากาศมากที่สุด ธรรมชาติของการโต้ตอบจะกำหนดลักษณะตามฤดูกาลของสภาพอากาศ ในฤดูใบไม้ร่วงและโดยเฉพาะอย่างยิ่ง ฤดูหนาว Icelandic Low และ Siberian High โต้ตอบกันอย่างเข้มข้น ซึ่งช่วยเพิ่มกิจกรรมไซโคลนเหนือทะเล ในเรื่องนี้ ในฤดูใบไม้ร่วงและฤดูหนาว พายุไซโคลนระดับลึกมักจะพัดผ่าน ซึ่งทำให้อากาศมีเมฆมาก โดยมีลมตะวันตกเฉียงใต้และลมตะวันตกมีกำลังแรง
ในเดือนที่หนาวที่สุด - มกราคมและกุมภาพันธ์ - อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยในภาคกลางของทะเลคือ -3° ทางเหนือและ -5-8° ทางตะวันออก ด้วยการบุกรุกของอากาศอาร์กติกเย็นที่หายากและในระยะสั้นที่เกี่ยวข้องกับการเสริมความแข็งแกร่งของโพลาร์ไฮ อุณหภูมิอากาศเหนือทะเลจึงลดลงถึง -30° และแม้กระทั่งถึง -35°
ในฤดูใบไม้ผลิ-ฤดูร้อน พื้นที่สูงไซบีเรียจะถล่ม และทะเลบอลติกได้รับผลกระทบจากพื้นที่ต่ำของไอซ์แลนด์ อะซอเรส และขั้วโลกสูงในระดับหนึ่ง ทะเลตั้งอยู่ในเขตความกดอากาศต่ำซึ่งพายุไซโคลนจากมหาสมุทรแอตแลนติกมีความลึกน้อยกว่าในฤดูหนาว ในเรื่องนี้ ในฤดูใบไม้ผลิ ลมจะมีทิศทางที่ไม่คงที่และความเร็วต่ำ ลม ทิศเหนือทำให้เกิดความหนาวเย็นตามปกติในทะเลบอลติก
ในฤดูร้อน ลมตะวันตกเฉียงเหนือ ตะวันตกเฉียงเหนือ และตะวันตกเฉียงใต้ มีกำลังอ่อนถึงปานกลางมีลมพัดแรง มีความเกี่ยวข้องกับลักษณะอากาศฤดูร้อนที่เย็นและชื้นของทะเล อุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนของเดือนที่อบอุ่นที่สุด - กรกฎาคม - คือ 14-15° ในอ่าวโบทาเนีย และ 16-18° ในพื้นที่อื่นๆ ของทะเล อากาศร้อนหายาก เกิดจากการไหลเข้าของอากาศเมดิเตอร์เรเนียนที่อบอุ่นในระยะสั้น
อุทกวิทยา
แม่น้ำประมาณ 250 สายไหลลงสู่ทะเลบอลติก จำนวนมากที่สุดน้ำถูกนำมาต่อปีโดย Neva - เฉลี่ย 83.5 กม. 3, Vistula - 30 กม. 3, Neman - 21 กม. 3, Daugava - ประมาณ 20 กม. 3 ปริมาณน้ำที่ไหลบ่ากระจายไม่เท่ากันทั่วภูมิภาค ดังนั้นในอ่าวโบทเนียคือ 181 กม. 3 /ปีในฟินแลนด์ - 110 ในริกา - 37 ในภาคกลางของทะเลบอลติก - 112 กม. 3 /ปี
ตำแหน่งทางภูมิศาสตร์ น้ำตื้น ภูมิประเทศด้านล่างที่ซับซ้อน การแลกเปลี่ยนน้ำอย่างจำกัดกับทะเลเหนือ แม่น้ำที่ไหลบ่า และลักษณะภูมิอากาศมีอิทธิพลอย่างเด็ดขาดต่อสภาพอุทกวิทยา
ทะเลบอลติกมีลักษณะเฉพาะบางประการของชนิดย่อยทางทิศตะวันออกของโครงสร้าง subarctic อย่างไรก็ตาม ในทะเลบอลติกตื้น ส่วนใหญ่แสดงโดยผิวน้ำและน้ำปานกลางบางส่วน ซึ่งเปลี่ยนแปลงอย่างมีนัยสำคัญภายใต้อิทธิพลของสภาพท้องถิ่น (การแลกเปลี่ยนน้ำจำกัด การไหลบ่าของแม่น้ำ ฯลฯ) มวลน้ำที่ประกอบเป็นโครงสร้างน่านน้ำของทะเลบอลติกมีลักษณะไม่เหมือนกันในพื้นที่ต่างๆ และเปลี่ยนแปลงไปตามฤดูกาล นี่เป็นหนึ่งในลักษณะเด่นของทะเลบอลติก
อุณหภูมิของน้ำและความเค็ม
ในพื้นที่ส่วนใหญ่ของทะเลบอลติก มวลผิวน้ำและน้ำลึกมีความแตกต่างกัน โดยแบ่งเป็นชั้นเฉพาะกาล
น้ำผิวดิน (0-20 ม. ในบางสถานที่ 0-90 ม.) ที่อุณหภูมิ 0 ถึง 20 °ความเค็มประมาณ 7-8‰ เกิดขึ้นในทะเลอันเป็นผลมาจากการมีปฏิสัมพันธ์กับบรรยากาศ (ฝน ระเหย) และด้วยกระแสน้ำที่ไหลบ่าของทวีป น้ำนี้มีการปรับเปลี่ยนฤดูหนาวและฤดูร้อน ในฤดูร้อนจะมีการพัฒนาชั้นกลางที่เย็นจัดซึ่งรูปแบบที่เกี่ยวข้องกับความร้อนในฤดูร้อนที่สำคัญของพื้นผิวทะเล
อุณหภูมิของน้ำลึก (50-60 ม. - ด้านล่าง, 100 ม. - ด้านล่าง) - ตั้งแต่ 1 ถึง 15 °, ความเค็ม - 10-18.5‰ การก่อตัวของมันเกี่ยวข้องกับการเข้าสู่น้ำลึกลงไปในทะเลผ่านช่องแคบเดนมาร์กและกระบวนการผสม
ชั้นเฉพาะกาล (20-60 ม., 90-100 ม.) มีอุณหภูมิ 2-6°C ความเค็ม 8-10‰ และส่วนใหญ่เกิดจากการผสมพื้นผิวและน้ำลึก
ในบางพื้นที่ของทะเล โครงสร้างของน้ำมีลักษณะเฉพาะของตัวเอง ตัวอย่างเช่น ในภูมิภาค Arkon ไม่มีชั้นกลางที่เย็นในฤดูร้อน ซึ่งอธิบายได้จากความลึกที่ค่อนข้างตื้นของทะเลส่วนนี้และอิทธิพลของการเคลื่อนตัวในแนวนอน ภูมิภาคบอร์นโฮล์มมีลักษณะเป็นชั้นที่อบอุ่น (7-11°) ซึ่งพบได้ในฤดูหนาวและฤดูร้อน เกิดจากน้ำอุ่นที่ไหลมาจากแอ่ง Arkona ที่อุ่นกว่าเล็กน้อย
ในฤดูหนาว อุณหภูมิของน้ำใกล้ชายฝั่งจะต่ำกว่าใน เล็กน้อย ชิ้นส่วนเปิดทะเลในขณะที่ชายฝั่งตะวันตกจะสูงกว่าชายฝั่งตะวันออกเล็กน้อย ดังนั้น อุณหภูมิน้ำเฉลี่ยรายเดือนในเดือนกุมภาพันธ์ใกล้กับ Ventspils คือ 0.7° ที่ละติจูดเดียวกันในทะเลเปิด - ประมาณ 2° และใกล้ชายฝั่งตะวันตก - 1°
อุณหภูมิของน้ำและความเค็มที่พื้นผิวทะเลบอลติกในฤดูร้อน
ในฤดูร้อน อุณหภูมิของน้ำผิวดินจะไม่เท่ากันในส่วนต่างๆ ของทะเล
อุณหภูมิที่ลดลงใกล้ชายฝั่งตะวันตกในภาคกลางและภาคใต้อธิบายได้จากความเด่นของลมตะวันตกซึ่งขับชั้นผิวน้ำออกจากชายฝั่งตะวันตก น้ำเบื้องล่างที่เย็นกว่าจะลอยขึ้นสู่ผิวน้ำ นอกจากนี้ กระแสน้ำเย็นจากอ่าวโบทาเนียยังพัดผ่านชายฝั่งสวีเดนไปทางทิศใต้
การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิน้ำตามฤดูกาลที่เด่นชัดจะครอบคลุมเฉพาะช่วงบน 50-60 ม. ลึกลงไปอุณหภูมิเปลี่ยนแปลงน้อยมาก ในฤดูหนาวมันจะยังคงเท่าเดิมจากพื้นผิวถึงขอบฟ้า 50-60 ม. และลึกลงไปที่ด้านล่างบ้าง
อุณหภูมิของน้ำ (°C) บนส่วนตามยาวในทะเลบอลติก
ในฤดูร้อนอุณหภูมิของน้ำที่เพิ่มขึ้นอันเป็นผลมาจากการผสมจะขยายไปถึงขอบฟ้า 20-30 ม. จากที่นี่จะลดลงอย่างกะทันหันถึงขอบฟ้า 50-60 ม. แล้วเพิ่มขึ้นเล็กน้อยไปทางด้านล่างอีกครั้ง ชั้นกลางที่เย็นยะเยือกยังคงอยู่ในฤดูร้อน เมื่อชั้นผิวอุ่นขึ้นและเทอร์โมไคลน์จะเด่นชัดกว่าในฤดูใบไม้ผลิ
การแลกเปลี่ยนน้ำอย่างจำกัดกับทะเลเหนือและการไหลบ่าของแม่น้ำที่สำคัญส่งผลให้เกิดความเค็มต่ำ บนผิวน้ำทะเลจะลดลงจากตะวันตกไปตะวันออกซึ่งมีความสัมพันธ์กับกระแสน้ำในแม่น้ำไหลลงสู่ ภาคตะวันออกบอลติก ในพื้นที่ภาคเหนือและภาคกลางของลุ่มน้ำ ความเค็มค่อนข้างลดลงจากตะวันออกไปตะวันตก เนื่องจากในระบบหมุนเวียนน้ำเกลือจะขนส่งจากใต้สู่ตะวันออกเฉียงเหนือตลอดแนว ชายฝั่งตะวันออกทะเลไปไกลกว่าทางทิศตะวันตก ความเค็มที่พื้นผิวที่ลดลงยังสามารถสืบหาได้จากใต้สู่เหนือ เช่นเดียวกับในอ่าว
ในฤดูใบไม้ร่วง-ฤดูหนาว ความเค็มของชั้นบนจะเพิ่มขึ้นเล็กน้อยเนื่องจากการไหลบ่าของแม่น้ำและความเค็มลดลงระหว่างการก่อตัวของน้ำแข็ง ในฤดูใบไม้ผลิและฤดูร้อน ความเค็มบนพื้นผิวลดลง 0.2-0.5‰ เมื่อเทียบกับช่วงครึ่งปีหลังที่หนาวเย็น สิ่งนี้อธิบายได้จากผลของการแยกเกลือออกจากน้ำที่ไหลบ่าของทวีปและการละลายของน้ำแข็งในฤดูใบไม้ผลิ เกือบทั่วทั้งทะเลจะสังเกตเห็นความเค็มที่เพิ่มขึ้นอย่างมากจากพื้นผิวสู่ด้านล่าง
ตัวอย่างเช่น ในลุ่มน้ำบอร์นโฮล์ม ความเค็มที่พื้นผิวคือ 7‰ และประมาณ 20‰ ที่ด้านล่าง การเปลี่ยนแปลงของความเค็มที่มีความลึกนั้นโดยทั่วไปจะเหมือนกันทั่วทั้งทะเล ยกเว้นอ่าวโบทาเนีย ในภาคตะวันตกเฉียงใต้และบางส่วนของทะเลตอนกลางค่อยๆเพิ่มขึ้นเล็กน้อยจากพื้นผิวถึงขอบฟ้า 30-50 ม. ด้านล่างระหว่าง 60-80 ม. มีชั้นกระโดดที่คมชัด (ฮาโลไคลน์) ลึกกว่านั้น ความเค็มเพิ่มขึ้นเล็กน้อยไปทางด้านล่างอีกครั้ง ในภาคกลางและภาคตะวันออกเฉียงเหนือ ความเค็มจะเพิ่มขึ้นอย่างช้าๆ จากพื้นผิวถึงขอบฟ้า 70–80 ม. ลึกลงไปที่ขอบฟ้า 80-100 ม. จะมีลิ่มรัศมี จากนั้นความเค็มจะเพิ่มขึ้นที่ด้านล่างเล็กน้อย ในอ่าวโบทาเนีย ความเค็มจะเพิ่มขึ้นจากพื้นผิวเป็นด้านล่างเพียง 1-2‰
ในฤดูใบไม้ร่วงฤดูหนาวการไหลของน้ำทะเลเหนือสู่ทะเลบอลติกเพิ่มขึ้นและในฤดูร้อนและฤดูใบไม้ร่วงจะลดลงบ้างซึ่งนำไปสู่การเพิ่มขึ้นหรือลดลงของความเค็มของน้ำลึกตามลำดับ
นอกจากความเค็มที่ผันผวนตามฤดูกาลแล้ว ทะเลบอลติกซึ่งแตกต่างจากทะเลหลายแห่งในมหาสมุทรโลก มีลักษณะเฉพาะด้วยการเปลี่ยนแปลงข้ามปีที่สำคัญ
การสังเกตความเค็มในทะเลบอลติกตั้งแต่ต้นศตวรรษนี้จนถึงไม่กี่ปีมานี้แสดงให้เห็นว่ามีแนวโน้มเพิ่มขึ้น เมื่อเทียบกับความผันผวนในระยะสั้นที่ปรากฏ การเปลี่ยนแปลงของความเค็มในแอ่งของทะเลถูกกำหนดโดยการไหลเข้าของน้ำผ่านช่องแคบเดนมาร์ก ซึ่งจะขึ้นอยู่กับกระบวนการอุทกอุตุนิยมวิทยา ซึ่งรวมถึงโดยเฉพาะอย่างยิ่งความแปรปรวนของการหมุนเวียนของบรรยากาศขนาดใหญ่ การอ่อนตัวลงในระยะยาวของกิจกรรมไซโคลนและการพัฒนาระยะยาวของสภาวะแอนติไซโคลนในยุโรปทำให้ปริมาณน้ำฝนลดลงและเป็นผลให้การไหลบ่าของแม่น้ำลดลง การเปลี่ยนแปลงของความเค็มในทะเลบอลติกยังสัมพันธ์กับความผันผวนของค่าน้ำที่ไหลบ่าของทวีป ด้วยการไหลบ่าของแม่น้ำขนาดใหญ่ ระดับของทะเลบอลติกจะสูงขึ้นเล็กน้อยและน้ำเสียจากที่นั่นทวีความรุนแรงมากขึ้น ซึ่งในเขตน้ำตื้นของช่องแคบเดนมาร์ก (ความลึกที่เล็กที่สุดที่นี่คือ 18 ม.) จำกัดการเข้าถึงน้ำเค็มจาก Kattegat ถึง ทะเลบอลติก ด้วยการไหลของแม่น้ำที่ลดลง น้ำเกลือจึงไหลลงสู่ทะเลได้อย่างอิสระมากขึ้น ในเรื่องนี้ความผันผวนของการไหลเข้าของน้ำเกลือสู่ทะเลบอลติกนั้นสอดคล้องกับการเปลี่ยนแปลงของปริมาณน้ำในแม่น้ำในลุ่มน้ำบอลติก ในช่วงไม่กี่ปีที่ผ่านมา ความเค็มที่เพิ่มขึ้นไม่เพียงแต่สังเกตได้จากชั้นล่างสุดของแอ่งน้ำ แต่ยังรวมถึงในขอบฟ้าด้านบนด้วย ปัจจุบันความเค็มของชั้นบน (20-40 ม.) เพิ่มขึ้น 0.5‰ เมื่อเทียบกับค่าเฉลี่ยระยะยาว
ความเค็ม (‰) บนส่วนตามยาวในทะเลบอลติก
ความแปรปรวนของความเค็มในทะเลบอลติกเป็นหนึ่งในปัจจัยที่สำคัญที่สุดที่ควบคุมกระบวนการทางกายภาพ เคมี และชีวภาพจำนวนมาก เนื่องจากความเค็มของน้ำทะเลผิวดินต่ำ ความหนาแน่นของน้ำทะเลก็ต่ำและลดลงจากใต้สู่เหนือ ซึ่งจะแปรผันเล็กน้อยตามฤดูกาล ความหนาแน่นเพิ่มขึ้นตามความลึก ในพื้นที่การกระจายน้ำเค็ม Kattegat โดยเฉพาะอย่างยิ่งในแอ่งที่ขอบฟ้า 50-70 ม. จะเกิดชั้นความหนาแน่นคงที่ (pycnocline) เหนือมัน ในขอบฟ้าพื้นผิว (20-30 ม.) ชั้นตามฤดูกาลของการไล่ระดับความหนาแน่นในแนวตั้งขนาดใหญ่เกิดขึ้น อันเนื่องมาจากการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิของน้ำที่เส้นขอบฟ้าเหล่านี้อย่างรวดเร็ว
การไหลเวียนของน้ำและกระแสน้ำ
ในอ่าวโบทาเนียและในพื้นที่น้ำตื้นที่อยู่ติดกันนั้นมีการกระโดดอย่างหนาแน่นในชั้นบน (20-30 ม.) เท่านั้นซึ่งจะเกิดขึ้นในฤดูใบไม้ผลิเนื่องจากการทำให้สดชื่นจากการไหลบ่าของแม่น้ำและในฤดูร้อนเนื่องจาก ความร้อนของชั้นผิวน้ำทะเล ส่วนล่างของความหนาแน่นกระโดดถาวรไม่ได้เกิดขึ้นในส่วนเหล่านี้ของทะเล เนื่องจากน้ำเค็มลึกไม่ทะลุมาที่นี่ และที่นี่ไม่มีการแบ่งชั้นน้ำตลอดทั้งปี
การไหลเวียนของน้ำในทะเลบอลติก
การกระจายตามแนวตั้งของลักษณะทางมหาสมุทรในทะเลบอลติกแสดงให้เห็นว่าในภาคใต้และภาคกลาง ทะเลถูกแบ่งโดยชั้นกระโดดที่มีความหนาแน่นในชั้นบน (0-70 ม.) และชั้นล่าง (จาก 70 ม. ถึงด้านล่าง) ในช่วงปลายฤดูร้อน - ต้นฤดูใบไม้ร่วง เมื่อลมอ่อนพัดปกคลุมทะเล ลมที่พัดรวมกันแผ่ขยายไปถึงขอบฟ้า 10-15 ม. ทางตอนเหนือของทะเลและขอบฟ้า 5-10 ม. ในภาคกลางและ ภาคใต้และทำหน้าที่เป็นปัจจัยหลักในการก่อตัวของชั้นบนที่เป็นเนื้อเดียวกัน ในช่วงฤดูใบไม้ร่วงและฤดูหนาวด้วยความเร็วลมในทะเลที่เพิ่มขึ้น แทรกซึมเข้าสู่ขอบฟ้า 20-30 ม. ในภาคกลางและ ภาคใต้และทางทิศตะวันออก - สูงถึง 10-15 ม. เนื่องจากลมที่ค่อนข้างอ่อนพัดมาที่นี่ เมื่อความหนาวเย็นในฤดูใบไม้ร่วงทวีความรุนแรงมากขึ้น (ตุลาคม - พฤศจิกายน) ความเข้มข้นของการผสมแบบพาความร้อนจะเพิ่มขึ้น ในช่วงหลายเดือนเหล่านี้ในพื้นที่ลุ่มน้ำ Arkon, Gotland และ Bornholm ในภาคกลางและใต้ของทะเลจะครอบคลุมชั้นหนึ่งจากพื้นผิวสูงถึงประมาณ 50-60 ม. ) และถูก จำกัด ด้วยชั้นกระโดดหนาแน่น ในตอนเหนือของทะเล ในอ่าวโบทาเนียและทางตะวันตกของอ่าวฟินแลนด์ ซึ่งการระบายความร้อนในฤดูใบไม้ร่วงมีความสำคัญมากกว่าในพื้นที่อื่น การพาความร้อนจะทะลุผ่านขอบฟ้า 60-70 ม.
การฟื้นฟูน้ำลึก ทะเลส่วนใหญ่เกิดจากการไหลเข้าของน้ำคัตเตกัต ด้วยการไหลเข้าที่ไหลเข้าของพวกมัน ชั้นที่ลึกและด้านล่างของทะเลบอลติกมีการระบายอากาศได้ดี และด้วยน้ำเกลือจำนวนเล็กน้อยที่ไหลลงสู่ทะเลที่ระดับความลึกมาก ความซบเซาเกิดขึ้นในความกดอากาศต่ำจนถึงการก่อตัวของไฮโดรเจนซัลไฟด์
คลื่นลมจะแรงที่สุดในฤดูใบไม้ร่วงและฤดูหนาวในบริเวณที่เปิดโล่งและลึกของทะเล โดยมีลมตะวันตกเฉียงใต้ที่พัดแรงและยาวนาน ลมพายุ 7-8 จุด คลื่นสูง 5-6 เมตร ยาว 50-70 เมตร ในอ่าวฟินแลนด์ ลมแรงจากทิศทางเหล่านี้ก่อตัวเป็นคลื่นสูง 3-4 เมตร ในอ่าวโบทาเนียคลื่นพายุ ถึงความสูง 4-5 เมตร คลื่นขนาดใหญ่มาในเดือนพฤศจิกายน ในฤดูหนาวที่มีลมแรง น้ำแข็งจะป้องกันการก่อตัวของคลื่นสูงและยาว
เช่นเดียวกับในทะเลอื่นๆ ของซีกโลกเหนือ การหมุนเวียนของพื้นผิวทะเลบอลติกมีลักษณะเป็นพายุหมุนทั่วไป กระแสน้ำที่ผิวน้ำก่อตัวขึ้นในตอนเหนือของทะเลอันเป็นผลมาจากการบรรจบกันของน้ำที่โผล่ออกมาจากอ่าวโบทาเนียและอ่าวฟินแลนด์ กระแสน้ำทั่วไปมุ่งตรงไปตามชายฝั่งสแกนดิเนเวียไปทางทิศตะวันตกเฉียงใต้ วนเวียนอยู่สองข้างทาง. บอร์นโฮล์ม เขากำลังมุ่งหน้าผ่านช่องแคบเดนมาร์กไปยังทะเลเหนือ ที่ ชายฝั่งทางตอนใต้กระแสน้ำพุ่งไปทางทิศตะวันออก ใกล้อ่าวกดัญสก์ หันไปทางเหนือและเคลื่อนไปตามชายฝั่งตะวันออกไปประมาณ คำ. ที่นี่แยกออกเป็นสามลำธาร หนึ่งในนั้นผ่านช่องแคบอีร์เบนไปยัง อ่าวริกาที่ไหนเมื่อรวมกับน่านน้ำของ Daugava มันสร้างกระแสน้ำวนที่หมุนทวนเข็มนาฬิกา ลำธารอีกสายหนึ่งเข้าสู่อ่าวฟินแลนด์และตามแนวชายฝั่งทางตอนใต้เกือบถึงปากแม่น้ำเนวาจากนั้นหันไปทางทิศตะวันตกเฉียงเหนือและเคลื่อนตัวไปตามชายฝั่งทางเหนือออกจากอ่าวพร้อมกับแม่น้ำ กระแสที่สามไปทางเหนือและผ่านช่องแคบ Aland skerries แทรกซึมเข้าไปในอ่าว Bothnia ที่นี่กระแสน้ำตามแนวชายฝั่งฟินแลนด์ขึ้นไปทางเหนือโค้งไปรอบ ๆ ชายฝั่งทางเหนืออ่าวและตามแนวชายฝั่งของสวีเดนลงไปทางทิศใต้ ในตอนกลางของอ่าวมีกระแสน้ำทวนเข็มนาฬิกาปิดเป็นวงกลม
ความเร็วของกระแสน้ำถาวรของทะเลบอลติกนั้นต่ำมากและจะอยู่ที่ประมาณ 3-4 ซม./วินาที บางครั้งเพิ่มขึ้นเป็น 10-15 ซม./วินาที รูปแบบปัจจุบันไม่เสถียรมากและมักถูกลมรบกวน
กระแสลมในทะเลจะรุนแรงเป็นพิเศษในฤดูใบไม้ร่วงและฤดูหนาว และในช่วงที่มีพายุรุนแรง ความเร็วจะสูงถึง 100-150 ซม./วินาที
การไหลเวียนลึกในทะเลบอลติกถูกกำหนดโดยการไหลของน้ำผ่านช่องแคบเดนมาร์ก กระแสน้ำเข้าในพวกมันมักจะผ่านไปยังขอบฟ้า 10-15 ม. จากนั้นน้ำที่มีความหนาแน่นมากขึ้นจะลงไปในชั้นที่อยู่เบื้องล่างและค่อย ๆ ไหลผ่านกระแสน้ำลึกไปทางทิศตะวันออกก่อนแล้วจึงไปทางเหนือ ด้วยลมตะวันตกที่พัดแรง น้ำจาก Kattegat จะไหลลงสู่ทะเลบอลติกเกือบตลอดช่องแคบช่องแคบ ในทางกลับกัน ลมตะวันออกจะเพิ่มกระแสไฟออกซึ่งขยายไปถึงขอบฟ้า 20 ม. และกระแสไฟเข้ายังคงอยู่ใกล้ด้านล่างเท่านั้น
เนื่องจากการแยกตัวออกจากมหาสมุทรโลกในระดับสูง กระแสน้ำในทะเลบอลติกแทบจะมองไม่เห็น ความผันผวนในระดับของลักษณะน้ำขึ้นน้ำลงในแต่ละจุดไม่เกิน 10-20 ซม. ระดับน้ำทะเลเฉลี่ยประสบความผันผวนฆราวาส ระยะยาว ระหว่างปีและภายในปี พวกเขาสามารถเชื่อมโยงกับการเปลี่ยนแปลงของปริมาณน้ำในทะเลโดยรวมแล้วมีค่าเท่ากันสำหรับจุดใด ๆ ในทะเล ความผันผวนของระดับฆราวาส (ยกเว้นการเปลี่ยนแปลงของปริมาณน้ำในทะเล) สะท้อนถึงการเคลื่อนไหวในแนวดิ่งของชายฝั่ง การเคลื่อนที่เหล่านี้สังเกตเห็นได้ชัดเจนที่สุดในตอนเหนือของอ่าวโบทาเนีย ซึ่งอัตราการเพิ่มของแผ่นดินอยู่ที่ 0.90-0.95 ซม./ปี ส่วนทางใต้ ส่วนที่เพิ่มขึ้นจะถูกแทนที่ด้วยการจมของชายฝั่งในอัตรา 0.05-0.15 ซม. /ปี.
ตามฤดูกาลของระดับทะเลบอลติก แสดงค่าต่ำสุดสองค่าและค่าสูงสุดของค่าสูงสุดสองค่าอย่างชัดเจน ระดับต่ำสุดจะสังเกตได้ในฤดูใบไม้ผลิ ด้วยการมาถึงของน้ำท่วมฤดูใบไม้ผลิ จะค่อยๆ เพิ่มขึ้นถึงสูงสุดในเดือนสิงหาคมหรือกันยายน หลังจากนั้นระดับจะลดลง ฤดูใบไม้ร่วงรองลงมากำลังมา ด้วยการพัฒนาของกิจกรรมไซโคลนที่รุนแรง ลมตะวันตกขับน้ำผ่านช่องแคบลงสู่ทะเล ระดับจะสูงขึ้นอีกครั้งและถึงระดับสูงสุดรอง แต่เด่นชัดน้อยกว่าในฤดูหนาว ความแตกต่างของความสูงระหว่างค่าสูงสุดของฤดูร้อนและขั้นต่ำของสปริงคือ 22-28 ซม. มันมากกว่าในอ่าวและน้อยกว่าในทะเลเปิด
ความผันผวนของไฟกระชากในระดับเกิดขึ้นค่อนข้างเร็วและถึงค่าที่มีนัยสำคัญ ในพื้นที่เปิดโล่งของทะเลจะอยู่ที่ประมาณ 0.5 ม. และที่ยอดของอ่าวและอ่าวจะมีความสูง 1-1.5 และ 2 ม. ผลกระทบจากลมและการเปลี่ยนแปลงที่คมชัด ความกดอากาศ(ระหว่างการเคลื่อนตัวของพายุไซโคลน) ทำให้เกิดความผันผวนของพื้นผิวระดับด้วยระยะเวลา 24-26 ชั่วโมง การเปลี่ยนแปลงระดับที่เกี่ยวข้องกับ seiches ไม่เกิน 20-30 ซม. ในส่วนเปิดของทะเลและถึง 1.5 ม. ในอ่าวเนวา . ความผันผวนของระดับ seiche ที่ซับซ้อนเป็นหนึ่งใน ลักษณะเด่นระบอบการปกครองของทะเลบอลติก
ภัยพิบัติน้ำท่วมในเซนต์ปีเตอร์สเบิร์กเกี่ยวข้องกับความผันผวนของระดับน้ำทะเล เกิดขึ้นเมื่อระดับที่เพิ่มขึ้นเกิดจากการกระทำหลายปัจจัยพร้อมกัน พายุไซโคลนที่พัดผ่านทะเลบอลติกจากทิศตะวันตกเฉียงใต้ไปตะวันออกเฉียงเหนือทำให้เกิดลมที่พัดน้ำจากภูมิภาคตะวันตกของทะเลและพัดผ่านเข้าสู่ภาคตะวันออกเฉียงเหนือของอ่าวฟินแลนด์ที่ระดับน้ำทะเลสูงขึ้น พายุไซโคลนที่พัดผ่านยังทำให้เกิดความผันผวนในระดับซึ่งระดับเพิ่มขึ้นในภูมิภาค Aland จากที่นี่คลื่น seiche ฟรีซึ่งขับเคลื่อนโดยลมตะวันตกเข้าสู่อ่าวฟินแลนด์และเมื่อรวมกับกระแสน้ำทำให้เกิดการเพิ่มขึ้นอย่างมีนัยสำคัญ (สูงถึง 1-2 ม. และ 3-4 ม.) ในระดับที่ สูงสุด. เพื่อป้องกันการไหลของน้ำ Neva ไปยังอ่าวฟินแลนด์ ระดับน้ำในเนวาเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว ซึ่งนำไปสู่น้ำท่วม รวมทั้งระดับภัยพิบัติ
ครอบคลุมน้ำแข็ง
ทะเลบอลติกถูกปกคลุมด้วยน้ำแข็งในบางพื้นที่ น้ำแข็งแรกสุด (ประมาณต้นเดือนพฤศจิกายน) ก่อตัวขึ้นในภาคตะวันออกเฉียงเหนือของอ่าวโบทาเนียในอ่าวเล็กๆ และนอกชายฝั่ง จากนั้นพื้นที่ตื้นของอ่าวฟินแลนด์ก็เริ่มกลายเป็นน้ำแข็ง การพัฒนาสูงสุดของน้ำแข็งปกคลุมถึงต้นเดือนมีนาคม มาถึงตอนนี้น้ำแข็งที่ยังคงครอบครองอยู่ ภาคเหนืออ่าวโบธเนีย บริเวณ Aland skerries และทางตะวันออกของอ่าวฟินแลนด์ น้ำแข็งที่ลอยอยู่เกิดขึ้นในพื้นที่เปิดของภาคตะวันออกเฉียงเหนือของทะเล
การแพร่กระจายของความนิ่งและ น้ำแข็งลอยในทะเลบอลติกขึ้นอยู่กับความรุนแรงของฤดูหนาว ยิ่งกว่านั้นในฤดูหนาวที่ไม่หนาวจัด น้ำแข็งที่ปรากฏขึ้นอาจหายไปอย่างสมบูรณ์แล้วปรากฏขึ้นอีกครั้ง ในฤดูหนาวที่รุนแรงความหนาของน้ำแข็งที่ไม่สามารถเคลื่อนที่ได้จะสูงถึง 1 ม. และน้ำแข็งลอยได้ - 40-60 ซม.
การหลอมจะเริ่มขึ้นในปลายเดือนมีนาคม - ต้นเดือนเมษายน การปลดปล่อยแห่งท้องทะเล น้ำแข็งกำลังจะมาจากตะวันตกเฉียงใต้ไปตะวันออกเฉียงเหนือ
เฉพาะในฤดูหนาวที่รุนแรงทางตอนเหนือของอ่าวโบทาเนียเท่านั้นที่สามารถพบน้ำแข็งได้ในเดือนมิถุนายน อย่างไรก็ตาม ทะเลมีน้ำแข็งใสทุกปี
ความสำคัญทางเศรษฐกิจ
สายพันธุ์ปลาน้ำจืดอาศัยอยู่ในน่านน้ำที่สดชื่นอย่างมีนัยสำคัญของอ่าวของทะเลบอลติก: ปลาคาร์พ crucian, ทรายแดง, ปลาน้ำจืด, หอก ฯลฯ นอกจากนี้ยังมีปลาที่ใช้ชีวิตเพียงบางส่วนในน้ำจืดตลอดเวลาที่เหลือ ในน้ำเค็มของทะเล ปัจจุบันเหล่านี้เป็นปลาทะเลบอลติกที่หายาก ซึ่งอาศัยอยู่ในทะเลสาบ Karelia และ Siberia ที่เย็นและสะอาด
ปลาที่มีคุณค่าอย่างยิ่งคือปลาแซลมอนบอลติก (ปลาแซลมอน) ซึ่งเป็นฝูงเดี่ยวที่นี่ แหล่งที่อยู่อาศัยหลักของปลาแซลมอนคือแม่น้ำในอ่าวโบทาเนีย อ่าวฟินแลนด์ และอ่าวริกา เธอใช้เวลาสองหรือสามปีแรกของชีวิตส่วนใหญ่ในภาคใต้ของทะเลบอลติก แล้วไปวางไข่ในแม่น้ำ
ล้วนๆ วิวทะเลปลาพบได้ทั่วไปในภาคกลางของทะเลบอลติกที่มีความเค็มค่อนข้างสูงแม้ว่าบางปลาจะเข้าสู่อ่าวที่ค่อนข้างสด ตัวอย่างเช่น ปลาเฮอริ่งอาศัยอยู่ในอ่าวฟินแลนด์และริกา ปลาน้ำเค็มมากขึ้น - ปลาทะเลบอลติก - อย่าเข้าไปในอ่าวที่สดและอบอุ่น ถึง สายพันธุ์เฉพาะใช้กับสิว
ในการตกปลาสถานที่หลักถูกครอบครองโดยปลาเฮอริ่ง ปลาทะเลชนิดหนึ่ง ปลาคอด ปลาลิ้นหมาแม่น้ำ กลิ่นเหม็น ปลาคอน และปลาน้ำจืดประเภทต่างๆ
ตัดมาที่แผ่นดินใหญ่อย่างหนัก มันไม่รุนแรงเท่ากับภูมิอากาศของทะเลอาร์กติก แม้ว่าทะเลบอลติกจะตั้งอยู่ทางตะวันตกเฉียงเหนือของรัสเซีย ทะเลนี้ถูกจำกัดด้วยแผ่นดินเกือบทั้งหมด จากทิศตะวันตกเฉียงใต้เท่านั้นที่ทะเลนี้เชื่อมต่อกับน่านน้ำด้วยช่องแคบต่างๆ ทะเลบอลติกอยู่ในประเภทของทะเลภายใน
ชายฝั่งที่ทะเลล้างนี้มีที่มาที่แตกต่างกัน ค่อนข้างซับซ้อนและ ทะเลบอลติกมีความลึกค่อนข้างน้อยเนื่องจากตั้งอยู่ภายในขอบเขตของไหล่ทวีป
ความลึกที่สุดของทะเลบอลติกถูกบันทึกไว้ในลุ่มน้ำ Landsort ช่องแคบเดนมาร์กมีลักษณะความลึกตื้น ความลึกของ Great Belt คือ 10 - 25 ม., Small Belt - 10 - 35 ม. น้ำเสียงมีความลึก 7 ถึง 15 ม. ความลึกตื้นของช่องแคบขัดขวางการแลกเปลี่ยนน้ำระหว่าง ทะเลบอลติกและ. ทะเลบอลติกครอบคลุมพื้นที่ 419,000 ตารางกิโลเมตร ปริมาณน้ำ 321.5 km3 ความลึกของน้ำเฉลี่ยประมาณ 51 ม. ความลึกของน้ำทะเลสูงสุด 470 ม.
สภาพภูมิอากาศของทะเลบอลติกได้รับอิทธิพลจากตำแหน่งที่ตั้งในเขตละติจูดพอสมควร ความใกล้ชิดของมหาสมุทรแอตแลนติก และตำแหน่งของทะเลส่วนใหญ่ภายในแผ่นดินใหญ่ ปัจจัยทั้งหมดเหล่านี้มีส่วนทำให้สภาพภูมิอากาศของทะเลบอลติกใกล้เคียงกับสภาพภูมิอากาศทางทะเลของละติจูดพอสมควรในหลาย ๆ ด้าน และยังมีลักษณะบางประการของภูมิอากาศแบบทวีปด้วย เนื่องจากระดับน้ำทะเลค่อนข้างสูง จึงมีลักษณะเด่นบางประการของสภาพอากาศในส่วนต่างๆ ของทะเล
ในทะเลบอลติก ส่วนใหญ่เป็นผลมาจากอิทธิพลของไอซ์แลนดิก ไซบีเรียน และ. คุณลักษณะตามฤดูกาลแตกต่างกันไปขึ้นอยู่กับอิทธิพลของใคร ในฤดูใบไม้ร่วงและฤดูหนาว ทะเลบอลติกได้รับอิทธิพลจาก Icelandic Low และ Siberian High ด้วยเหตุนี้ ทะเลจึงมีอำนาจ ซึ่งแผ่กระจายในฤดูใบไม้ร่วงจากตะวันตกไปตะวันออก และในฤดูหนาวไปทางตะวันออกเฉียงเหนือ ช่วงนี้มีสภาพอากาศมีเมฆมาก โดยมีลมตะวันตกเฉียงใต้และลมตะวันตกขนาดใหญ่
ในเดือนมกราคมและกุมภาพันธ์ เมื่อสังเกตอุณหภูมิต่ำสุด อุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนในภาคกลางของทะเลคือ -3°C และทางเหนือและตะวันออก - 5-8°C ด้วยการเสริมความแข็งแกร่งของโพลาร์ไฮ อากาศเย็นเข้าสู่ทะเลบอลติก ส่งผลให้อุณหภูมิลดลงเหลือ – 30 – 35°C แต่ความหนาวเย็นนั้นค่อนข้างหายากและตามกฎแล้วพวกมันมีอายุสั้น
ในช่วงฤดูใบไม้ผลิ-ฤดูร้อน Siberian High จะสูญเสียความแข็งแกร่ง และ Azores และ Polar High มีอิทธิพลเหนือทะเลบอลติกในระดับที่น้อยกว่า ช่วงนี้เห็นทะเล. พายุไซโคลนที่พัดมาจากมหาสมุทรแอตแลนติกมายังทะเลบอลติกนั้นไม่สำคัญเท่ากับในฤดูหนาว ทั้งหมดนี้ทำให้ทิศทางลมไม่คงที่ซึ่งมีความเร็วต่ำ ในฤดูใบไม้ผลิ ลมเหนือมีอิทธิพลอย่างมากต่อสภาพอากาศ ทำให้เกิดอากาศเย็น
ในฤดูร้อนจะมีลมพัดมาจากทิศตะวันตกและทิศตะวันตกเฉียงเหนือ ลมเหล่านี้มีกำลังอ่อนเป็นส่วนใหญ่หรือ เนื่องจากอิทธิพลของพวกเขาทำให้อากาศเย็นและชื้นในฤดูร้อน อุณหภูมิเฉลี่ยในเดือนกรกฎาคมอยู่ที่ +14 - 15°C ในอ่าวโบทาเนีย และ +16 - 18°C ในพื้นที่อื่นๆ ของทะเล ไม่ค่อยมีมวลอากาศอุ่นเข้าสู่ทะเลบอลติก ซึ่งทำให้อากาศร้อน
อุณหภูมิของน่านน้ำของทะเลบอลติกขึ้นอยู่กับตำแหน่งเฉพาะ ในฤดูหนาว อุณหภูมิของน้ำใกล้ชายฝั่งจะต่ำกว่าในทะเลเปิด ทางทิศตะวันตก ทะเลมีอากาศอุ่นกว่าทางตะวันออก ซึ่งสัมพันธ์กับผลกระทบจากความเย็นของแผ่นดิน ในฤดูร้อน น้ำทะเลที่เย็นที่สุดจะอยู่ใกล้ชายฝั่งตะวันตกในโซนกลางและใต้ของทะเล การกระจายของอุณหภูมิดังกล่าวเกิดจากการที่น้ำทางทิศตะวันตกเคลื่อนตัวน้ำอุ่นบนจากชายฝั่งตะวันตก สถานที่ของพวกเขาถูกน้ำลึกที่เย็นจัด
ชายฝั่งทะเลบอลติก
แม่น้ำขนาดใหญ่และเล็กประมาณ 250 แห่งไหลลงสู่ทะเลบอลติก ในระหว่างปีให้ทะเลประมาณ 433 กม. 3 ซึ่งคิดเป็น 2.1% ของปริมาณทะเลทั้งหมด ที่ไหลเต็มที่ที่สุดคือ: Neva ซึ่งเท 83.5 กม. 3 ต่อปี, Vistula (30.4 กม. 3 ต่อปี), Neman (20.8 กม. 3 ต่อปี) และ Daugava (19.7 กม. 3 ต่อปี) ในพื้นที่ต่างๆ ของทะเลบอลติก สัดส่วนไม่เท่ากัน ตัวอย่างเช่นในอ่าวโบทาเนียแม่น้ำให้ 188 กม. 3 ต่อปีปริมาณน้ำในทวีปคือ 109.8 กม. 3 / ปี อ่าวริกาได้รับ 36.7 กม. 3 /ปี และในภาคกลางของทะเลบอลติกคือ 111.6 กม. 3 /ปี ดังนั้นภาคตะวันออกของทะเลจึงได้รับน้ำในทวีปมากกว่าครึ่งหนึ่ง
ในระหว่างปี แม่น้ำจะนำปริมาณน้ำลงสู่ทะเลไม่เท่ากัน หากกระแสน้ำทั้งหมดถูกควบคุมโดยทะเลสาบ เช่น ใกล้แม่น้ำเนวา กระแสน้ำที่มากขึ้นก็จะเกิดขึ้นในช่วงฤดูใบไม้ผลิ-ฤดูร้อน หากการไหลของแม่น้ำเต็มรูปแบบไม่ได้ถูกควบคุมโดยทะเลสาบเช่นใกล้แม่น้ำ Daugava การไหลสูงสุดจะถูกบันทึกไว้ในฤดูใบไม้ผลิและเพิ่มขึ้นเล็กน้อยในฤดูใบไม้ร่วง
ในทางปฏิบัติไม่ได้สังเกต กระแสน้ำที่กระทบผิวดินเกิดขึ้นภายใต้อิทธิพลของลมและการไหลบ่าของแม่น้ำ ในฤดูหนาวน่านน้ำของทะเลบอลติกจะถูกปกคลุมด้วยน้ำแข็ง แต่ในฤดูหนาวปีเดียวกัน น้ำแข็งสามารถละลายได้หลายครั้งและเกาะกับน้ำอีกครั้ง ทะเลนี้ไม่เคยถูกปกคลุมด้วยน้ำแข็งอย่างสมบูรณ์
การตกปลาได้รับการพัฒนาอย่างกว้างขวางในทะเลบอลติก ปลาเฮอริ่งทะเลบอลติก ปลาทะเลชนิดหนึ่ง ปลาค็อด ปลาไวต์ฟิช ปลาแลมป์เพรย์ ปลาแซลมอน และปลาประเภทอื่นๆ ถูกจับได้ที่นี่ นอกจากนี้ในน่านน้ำเหล่านี้ยังมีการขุดสาหร่ายจำนวนมาก มีฟาร์มทางทะเลหลายแห่งในทะเลบอลติกซึ่งมีพันธุ์ปลาที่เป็นที่ต้องการมากที่สุด มีเพลเยอร์จำนวนมากบนชายฝั่งทะเลบอลติก มีการทำเหมืองอำพันในพื้นที่ มีน้ำมันอยู่ในลำไส้ของทะเลบอลติก
การนำทางได้รับการพัฒนาอย่างกว้างขวางในน่านน้ำของทะเลบอลติก มีการขนส่งทางทะเลของสินค้าต่าง ๆ อย่างต่อเนื่องที่นี่ ต้องขอบคุณทะเลบอลติกที่รักษาความสัมพันธ์ทางเศรษฐกิจและการค้าที่ใกล้ชิดกับประเทศในยุโรปตะวันตก มีท่าเรือจำนวนมากบนชายฝั่งทะเลบอลติก
ชมจีฉันอู๋หลี่สุดขีด จุดเหนือทะเลบอลติกตั้งอยู่ใกล้ Arctic Circle (65 ° 40 "N) ทางใต้สุดใกล้กับเมือง Wismar (53 ° 45" N)
จุดตะวันตกสุดตั้งอยู่ในภูมิภาคเฟลนส์บวร์ก (9°10"E) จุดตะวันออกสุดอยู่ในภูมิภาคเซนต์ปีเตอร์สเบิร์ก (30°15"E)
พื้นที่ผิวน้ำทะเล (ไม่มีเกาะ) คือ 415,000 ตารางกิโลเมตร ปริมาณน้ำคือ 21.5,000 km³ เนื่องจากกระแสน้ำไหลมาก น้ำจึงมีความเค็มต่ำ ทำให้ทะเลมีความกร่อย เป็นทะเลที่ใหญ่ที่สุดในโลกที่มีคุณสมบัติดังกล่าว
ประวัติศาสตร์ธรณีวิทยา
ความรุนแรงของน้ำแข็งทำให้เกิดการโก่งตัวของเปลือกโลกอย่างมีนัยสำคัญ ซึ่งบางส่วนอยู่ต่ำกว่าระดับน้ำทะเล เมื่อสิ้นสุดยุคน้ำแข็งสุดท้าย ดินแดนเหล่านี้ก็ปราศจากน้ำแข็ง และความหดหู่ที่เกิดจากร่องของเปลือกโลกก็เต็มไปด้วยน้ำ:
ร่างทางกายภาพและภูมิศาสตร์
ทะเลบอลติกลึกเข้าไปในดินแดนของยุโรป ล้างชายฝั่งของรัสเซีย เอสโตเนีย ลัตเวีย ลิทัวเนีย โปแลนด์ เยอรมนี เดนมาร์ก สวีเดน และฟินแลนด์
อ่าวขนาดใหญ่ของทะเลบอลติก: ฟินแลนด์, Bothnian, Riga, Curonian (อ่าวน้ำจืดที่แยกจากทะเลโดย Curonian Spit ที่เป็นทราย)
แม่น้ำสายสำคัญที่ไหลลงสู่ทะเลบอลติก ได้แก่ Neva, Narva, Zapadnaya Dvina (Daugava), Neman, Pregolya, Vistula, Oder และ Venta
โล่งอก
ทะเลบอลติกอยู่ในไหล่ทวีป ความลึกเฉลี่ยของทะเลคือ 51 เมตร มีความลึกเล็กน้อย (สูงถึง 12 เมตร) ในบริเวณสันดอนริมตลิ่งใกล้เกาะ มีแอ่งน้ำหลายแห่งซึ่งมีความลึกถึง 200 เมตร ที่สุด ลุ่มน้ำลึก- Landsortskaya ( 58°38′ น. ซ. 18°04′ นิ้ว ง. ชมจีฉันอู๋หลี่) โดยมีความลึกของน้ำทะเลสูงสุด 470 เมตร ในอ่าวโบทาเนีย ความลึกสูงสุด- 293 เมตร ในลุ่มน้ำ Gotland - 249 เมตร
ก้นทะเลทางตอนใต้เป็นที่ราบทางตอนเหนือ - ไม่สม่ำเสมอและเป็นหิน ในพื้นที่ชายฝั่งทะเล ทรายมักจะพบได้ทั่วไปในตะกอนด้านล่าง แต่พื้นทะเลส่วนใหญ่ปกคลุมด้วยตะกอนดินเหนียวสีเขียว สีดำ หรือสีน้ำตาลที่มีต้นกำเนิดจากน้ำแข็ง
ระบอบอุทกวิทยา
คุณลักษณะของระบอบอุทกวิทยาของทะเลบอลติกคือน้ำจืดจำนวนมากซึ่งเกิดจากการตกตะกอนและการไหลบ่าของแม่น้ำ น้ำผิวดินที่กร่อยของทะเลบอลติกผ่านช่องแคบเดนมาร์กไปยังทะเลเหนือ และน้ำเค็มของทะเลเหนือจะเข้าสู่ทะเลบอลติกด้วยกระแสน้ำลึก ในช่วงที่มีพายุ เมื่อน้ำในช่องแคบผสมลงไปที่ด้านล่างสุด การแลกเปลี่ยนน้ำระหว่างทะเลจะเปลี่ยนไป - ตลอดช่องแคบทั้งหมดของช่องแคบ น้ำสามารถไหลไปทางเหนือและไปยังทะเลบอลติกได้
ในปี 2546 มี 21 รายของ อาวุธเคมีในอวนจับปลา - ทั้งหมดเป็นก้อนก๊าซมัสตาร์ดที่มีน้ำหนักรวมประมาณ 1,005 กก.
ในปี พ.ศ. 2554 พาราฟินถูกปล่อยลงสู่ทะเลซึ่งแผ่กระจายไปทั่วทะเล นักท่องเที่ยวพบพาราฟินชิ้นใหญ่บนชายหาด [ ]
ทรัพยากรธรรมชาติ
การพัฒนาของแหล่งสะสมอาจถูกขัดขวางโดยข้อกำหนดด้านสิ่งแวดล้อมที่เข้มงวดซึ่งเกี่ยวข้องกับการแลกเปลี่ยนน้ำที่ไม่มีนัยสำคัญระหว่างทะเลและมหาสมุทร มลพิษทางน้ำที่มนุษย์สร้างขึ้นพร้อมกับการไหลบ่าจากอาณาเขตของรัฐชายฝั่ง มีส่วนทำให้เกิดภาวะยูโทรฟิเคชันที่เพิ่มขึ้น
ท่อส่งก๊าซ Nord Stream วางอยู่ที่ด้านล่างของทะเลบอลติก
การขนส่งทางทะเล
แหล่งนันทนาการ
ชื่อเรื่อง
ชื่อครั้งแรก ทะเลบอลติก(lat. mare balticum) พบใน Adam of Bremen ในบทความของเขา Acts of the Archbishops of the Hamburg Church" (lat. Gesta Hammaburgensis Ecclesiae Pontificum) .
ในเรื่อง Tale of Bygone Years ทะเลบอลติกได้ชื่อว่า วารังเกียนทางทะเล ตามประวัติศาสตร์ ภาษารัสเซียเรียกว่าทะเล วารังเกียน, แล้วก็ Sveisky(สวีเดน). ภายใต้ Peter I ชื่อภาษาเยอรมันนั้นแข็งแกร่งขึ้น - Ostseeทะเล. ตั้งแต่ปี พ.ศ. 2427 มีการใช้ชื่อที่ทันสมัย
ดูสิ่งนี้ด้วย
หมายเหตุ
- // สารานุกรมทหาร: [ใน 18 เล่ม] / ed. V.F. Novitsky [ฉันดร.] - เซนต์ปีเตอร์สเบิร์ก. ; [ ม. ] : ชนิด. t-va I.D. Sytin, 2454-2458
