18년 1회차

해류 중 평균유속이 가장 큰 것은 쿠로시오 해류이다. 쿠로시오 해류는 저위도에서 고위도로 흐르는 대표적인 난류로, 페루 해류·오야시오 해류·포클랜드 해류와 같은 한류보다 유속이 빠르다.

수심에 따라 밀도가 급격히 변하는 층은 Pycnocline(수온약층)이 아니라 Pycnocline(밀도약층)이다. Halocline은 염분, Thermocline은 수온이 수심에 따라 급격히 변하는 층이며, SOFAR Channel은 음파가 장거리 전파되는 수심대이다.

관성주기는 관성주파수에 반비례하고 코리올리 매개변수에 반비례하여, $T=2\pi/f$, $f=2\Omega\sin\phi$로 나타낸다. 따라서 위도가 낮을수록 $\sin\phi$와 $f$가 작아져 관성주기가 커지므로 3번이 옳다. 관성반경은 $R=U/f$이므로 속력이 빠를수록, 또 고위도일수록 커진다.

조석 분조의 주기는 각속도가 클수록 짧다. S₂ 분조는 태양의 반일주조로 약 12시간의 주기를 가지며, M₂는 약 12시간 25분, K₁과 O₁은 약 24시간의 주기이므로 S₂의 주기가 가장 짧다.

해수 중 소리의 전파속도는 수온이 높을수록 증가하며, 일반적으로 수심이 깊어져 압력이 커질수록 빨라지고 염분이 높을수록 증가한다. 따라서 수온 증가 시 전파속도가 빨라진다는 1번이 옳고, 나머지는 각 요인과의 관계를 부정하거나 방향을 반대로 설명하여 틀리다.

북반구에서 지형류는 수압경도력에 직각으로 흐르며, 해수면이 높은 동쪽에서 낮은 서쪽으로 향하는 수압경도력의 오른쪽에 놓이도록 흐른다. 따라서 지형류는 북향이다.

해수는 깊어질수록 압력이 증가하고, 단열적으로 압축되면 압축열이 발생하여 온도가 약간 상승한다. 따라서 수온은 4000 m의 주변 수온으로 변하는 것이 아니라, 단열 하강에 따른 압축 효과로 증가하므로 3번이 맞다.

물은 수소결합 때문에 증발 잠열이 매우 크며, 보기의 표현 중 옳은 것은 3번이다. 비열은 모든 액체 중 반드시 가장 높은 것은 아니고, 표면장력은 큰 편이므로 1·2번은 틀리며, 열전도도에 관한 4번의 비교도 일반적인 물의 물성 설명과 맞지 않는다.

일조부등은 태양의 적위가 클수록 커지고, 태양이 적도에 위치하는 분점 무렵에는 극히 작아진다. 따라서 이 시기의 조석은 분점조(equinoctial tide)이다.

조석파는 천체의 인력에 의해 주기적으로 발생하는 강제파이다. 반면 너울과 쓰나미는 주로 외력에 의해 발생한 파가 전파되는 진행파이고, 항만의 고유진동은 외력이 제거된 뒤에도 계속되는 자유진동에 해당한다.

역학적 해류계산법은 해수의 밀도분포로부터 압력장을 구하고, 이를 바탕으로 압력경도력과 코리올리힘의 평형 관계를 이용하여 해류를 계산한다. 기준면은 상대적인 유속을 산출하기 위한 기준으로 사용되지만, 마찰력은 이상적인 지형류 계산에서 고려하지 않으므로 관계가 없다.

역학적 심도는 평균 현장비용에 실제 깊이 차를 곱하여 구한다. $0.998\ \mathrm{cm^3/g}\times(200-100)\ \mathrm{m}=99.8\ \mathrm{dynamic\ meter}$이므로 두 깊이 사이의 역학적 심도는 99.8 dynamic meter이다.

우리나라 동해에는 동한난류, 북한한류, 연해주한류가 흐르지만, 오야시오 해류는 일본 홋카이도 동쪽과 태평양 북서부를 흐르는 한류이므로 동해에 흐르지 않는다.

조석형태수 F가 0.25 이하이면 주요 분조 중 반일주조 성분이 우세한 반일주조형으로 분류한다. 따라서 3번이 해당한다.

하구 유형 중 염수쐐기형은 하천 유입량이 조류에 의한 해수 교환량보다 상대적으로 커서 $Q/T$가 가장 크다. 반대로 완전혼합형은 조류의 영향과 해수 교환이 커 $Q/T$가 작으며, 부분혼합형과 피오르드형은 그 중간적 특성을 보인다.

파랑에너지 보존에 따라 굴절이 없고 마찰을 무시하면 파고 제곱과 군속도의 곱이 일정하다. 천해파에서는 군속도 $C_g \propto \sqrt{h}$이므로 $H_2=H_1\left(\frac{h_1}{h_2}\right)^{1/4}=1\left(\frac{40}{10}\right)^{1/4}=\sqrt{2}\approx1.41\text{ m}$이다. 따라서 수심 10 m에서의 파고는 약 1.4 m이다.

해양에 가장 많이 용해되어 있는 온실효과기체는 이산화탄소이다. 이산화탄소는 대기와 해수 사이에서 교환되며 해수에 용해된 뒤 탄산수소 이온과 탄산 이온 형태로도 존재하므로, 메탄·질소산화물·염화불화탄소보다 해양에 훨씬 많이 분포한다.

심해저 망간단괴는 매우 느리게 성장하므로 장기간의 연대 측정이 가능한 ²³⁰Th(반감기 약 7.5 × 10⁴년)가 가장 많이 이용된다. 반감기가 수십 년 또는 수년인 ²⁰¹Pb, ²²⁸Th, ²¹⁰Po는 망간단괴의 장기 성장속도 측정에는 적합하지 않다.

해수의 주요 음이온은 농도 순으로 Cl^-가 가장 높고, 그다음이 SO₄^2-이다. HCO₃^-와 Br^-는 황산 이온보다 농도가 낮으므로 해당 보기의 물질이 2번째로 높은 음이온이다.

해수 중 암모니아는 시료의 암모늄 이온을 차아염소산과 페놀계 시약으로 반응시켜 생성되는 청색의 인도페놀을 측정하는 인도페놀법으로 분석한다. 윙클러법은 용존산소, Cd-Cu 환원법은 질산성 질소의 환원 측정에 주로 사용되며, GR법은 암모니아 측정법이 아니다.

²²²Rn은 비활성 기체인 라돈의 방사성 동위원소로, 보기 중 화학적 성질이 기체이다. ²²⁸Ra는 라듐, ²¹⁰Pb는 납, ²³⁸U는 우라늄의 핵종으로 모두 상온에서 고체이다.

방산충은 규산질 골격을 만들어 CaCO₃ 외각을 형성하지 않는다. 반면 익족충·코콜리드·유공충은 탄산칼슘으로 외각 또는 석회질 껍데기를 만든다.

해중 방류관은 오염물질을 해수 중에 확산·희석시키기 위해 해표면이 아닌 일정 수심 아래에 설치하는 것이 바람직하므로 2번이 틀린 설명이다. 해양의 자정능력은 한정되어 있으며, 연안 오염물질은 주로 육상에서 유입된다. 또한 해양에서는 일반적으로 오염물질의 확산이 수직방향보다 수평방향으로 더 크게 나타난다.

대양의 평균 염분은 해수 1kg당 약 35‰이므로 35‰가 가장 적합하다. 19‰, 25‰, 30‰는 일반적인 대양 평균 염분보다 낮은 값이다.

NaN₃(아지드화나트륨)는 시료 중 아질산이온(NO₂⁻)을 제거하여 Winkler 적정에서 발생하는 양의 오차를 억제한다. 따라서 NaN₃를 첨가하는 이유는 아질산이온에 의한 정량 오차를 막기 위해서이다.

카드뮴(Cd)은 표층에서 식물플랑크톤의 흡수로 고갈되고, 유기물 분해와 중층수 재순환으로 중층에서 최대값을 나타낸다. 또한 인산염 등 영양염류와 정의 상관관계를 보이는 생물제한 원소형 수직 분포를 가지므로 해당 금속은 Cd이다.

해수 중 특정 화학성분의 유입량과 제거량이 평형을 이루어 시간에 따른 농도 변화가 없는 상태는 정상상태이다. 열린상태는 물질의 유입·유출이 가능한 계, 폐쇄상태는 물질 교환이 없는 계를 의미하며, 체류상태는 이러한 물질수지 평형을 뜻하지 않는다.

알파붕괴 1회마다 질량수는 4 감소, 원자번호는 2 감소하며, 베타붕괴 1회마다 질량수는 변화 없고 원자번호는 1 증가한다. 알파붕괴 4회: 질량수 230 − 4×4 = 214, 원자번호 90 − 4×2 = 82. 이어서 베타붕괴 1회: 원자번호 82 + 1 = 83, 질량수는 그대로 214. 따라서 a = 214, b = 83이 되어 Bi(비스무트)와 일치한다.

호흡률(RQ)은 생성된 CO2 / 소비된 O2의 분자비로 정의된다. 반응식에서 CO2는 106, O2는 138 몰이 사용되므로, 호흡률 = $106/138 \approx 0.77$이다.

PCB는 높은 화학적 안정성, 낮은 휘발성, 높은 절연성을 나타내는 난분해성 유기오염물질이다. 반면 물에 잘 녹지 않아 수중에서의 높은 용해도는 PCB의 특성이 아니므로 4번이 해당된다.

해양환경에서 식물플랑크톤의 생장에 가장 큰 제한요소로 작용하는 영양염은 질소이다. 질소는 단백질과 핵산 합성에 필수적이며, 해양에서 이용 가능한 질소가 부족하면 일차생산이 제한된다.

다시마는 엽상부(①)와 줄기(가근) 사이의 경계부인 ②(생장대)에 분열조직이 위치하여 이 부분의 세포분열로 엽상체가 길이 생장을 한다. ①은 이미 분화된 엽상부, ③은 줄기 부분, ④는 바위에 부착하는 가근으로 분열조직과 무관하다.

군소는 패각이 퇴화하여 성체에서 외부에 드러나는 외골격(패각)이 없다. 딱지군부와 몰레고둥은 복족류로 패각을 가지며, 피조개는 이매패류로 두 장의 패각을 가진다.

어류는 물속에서도 후각을 사용하므로 코가 없다는 설명은 옳지 않다. 옆줄은 물의 유동과 압력 변화를 감지하고, 귀는 주로 평형감각을 담당하며, 어류의 눈은 포유류의 눈과 상당히 유사한 구조를 가진다.

여름에는 강한 일사로 해수 표층의 수온이 상승하고 바람에 의한 혼합이 약해져, 따뜻한 표층수와 차가운 심층수 사이에 수온약층이 잘 발달한다. 반면 겨울에는 표층 냉각과 강한 혼합으로 수온이 수직적으로 균일해져 수온약층이 약해진다.

해양 생태계의 먹이연쇄는 출발점과 먹이 관계에 따라 초식먹이연쇄, 부식먹이연쇄, 기생먹이연쇄 등으로 구분된다. 질병은 생물 간 먹이 섭취 관계를 나타내는 먹이연쇄의 유형이 아니므로 적합하지 않다.

갈조류는 다시마이며, 갈색 색소인 푸코잔틴을 포함한다. 풀가사리·김·우뭇가사리는 홍조류에 속한다.

적조 원인생물 중 편모조류는 독성 물질을 생성하는 종도 있으나, 규조류·야광충류·남조류에 비해 일반적으로 가장 유독한 분류군으로 보지 않는다. 따라서 가장 유독종이 아닌 것은 2번 편모조류이다.

물속에서 마찰저항을 줄이는 적응에는 표피의 점액질과 매끈한 체표면으로 물과의 마찰을 감소시키고, 둥근 체형으로 유체 저항을 줄이는 것이 포함된다. 반면 돌출된 눈은 체표의 돌기를 만들어 물의 흐름을 방해하므로 마찰저항을 줄이는 적응현상이 아니다.

부유생물이 해류의 흐름에 따라 수동적으로 이동하는 회유를 유기회유라고 한다. 산란회유는 산란을 위한 이동, 계절회유는 계절 변화에 따른 이동, 색이회유는 먹이를 찾아 이동하는 회유이다.

곤쟁이(Mysid)는 체장 2~3 cm의 연감류 부유생물로, 단백질과 영양가가 높아 어류의 천연먹이로 주로 이용된다. 남조류·양서류·조개류보다 양식 어류의 먹이생물로 활용되는 것이 알맞다.

해면동물은 물속에 고착하여 생활하며, 몸의 구멍으로 물을 받아들여 물속의 미세한 유기물과 미생물을 여과 섭식하므로 해수 속을 헤엄치며 작은 어류를 잡아먹지 않는다. 십각류는 보행각이 5쌍으로 다리가 10개이고, 말미잘은 촉수의 침세포로 먹이를 마비시켜 포획한다. 고둥류는 일반적으로 패각이 1개이며, 일부는 패각이 퇴화하거나 없는 종류도 있다.

규조류(Diatom)는 세포벽인 규산질 껍질을 형성하므로 성장과 세포벽 형성에 규산염이 중요하다. 질산염·인산염·암모니아도 생장에 필요한 영양염이지만, 규조류의 세포벽 형성에 직접 필요한 것은 규산염이다.

해구는 판이 섭입하는 깊은 골로, 퇴적물이 쌓이기 전에 사면을 따라 이동하거나 섭입판과 함께 끌려 들어가 퇴적층이 가장 얇고 적게 분포한다. 반면 대륙대·대륙사면·심해저 평원은 육상에서 운반된 퇴적물이 비교적 넓게 축적되는 환경이다.

대륙붕에서 개발되는 해저자원에는 석유·천연가스, 모래·자갈 등의 토목자재, 모나자이트·저어콘·사금 등의 중사가 포함된다. 반면 망간단괴는 주로 수심이 깊은 심해저에 분포하므로 일반적인 대륙붕 개발 자원으로 보지 않는다.

P파의 음영대는 지구 외핵에서 P파의 굴절 및 경로 변화가 일어나기 때문에 진원으로부터 약 103°~142° 범위에 형성된다. 따라서 제시된 범위 중 이 구간이 해당한다.

원마도가 가장 높은 사질 퇴적물은 장거리 이동 중 입자끼리 반복적으로 충돌·마찰하는 바람에 의해 운반된다. 빙하와 유수에 의한 퇴적물은 상대적으로 각진 입자가 많고, 해수 운반 퇴적물은 파랑과 연안류의 작용 정도에 따라 원마도가 달라진다.

석유는 지층이 휘어지거나 단층·암염의 이동으로 형성된 배사구조, 단층구조, 암염 돔 구조 등에 집적될 수 있다. 반면 함몰사태구조는 지층의 함몰과 사태로 형성된 구조로, 석유를 가두는 대표적인 구조가 아니므로 해당하지 않는다.

산호초 해안은 산호의 석회질 골격과 유기물 잔해가 쌓여 형성된 해안이다. 셸 해안은 조개껍데기 퇴적, 리아스 해안은 침수된 하곡, 톰볼로 해안은 연안 퇴적물에 의해 섬과 육지가 연결된 지형이다.

방해석을 주성분으로 하는 생화학적 퇴적암은 석회암이다. 사암은 주로 석영, 셰일과 이암은 점토 광물 등이 주성분이다.

인회석, 해록석, 망간단괴는 물속에서 침전·집적되어 형성되는 수성기원 퇴적물이다. 텍타이트는 운석 충돌 때 지표 물질이 녹아 공중으로 튀어 올라 냉각된 유리질 물질이므로 수성기원이 아니다.

자생기원 해양퇴적물은 해저 퇴적분지에서 침전 또는 화학적 작용으로 현지에서 생성된 물질이다. 해록석은 해저에서 생성되는 대표적인 자생광물이며, 석영은 육상 쇄설물, 산호는 생물기원 물질, 자철석은 주로 육상에서 유래한 쇄설성 광물이다.

Galloway의 삼각주 분류는 퇴적층 형태에 영향을 주는 강의 하천 작용, 파도 작용, 조석 작용을 기준으로 한다. 바람은 주요 분류 요인이 아니므로 해당하지 않는다.

대륙사면은 대륙붕 끝에서 심해저 평원으로 이어지는 급경사 지형으로, 일반적인 수심 범위는 약 200~3,700m이다. 500m보다 얕은 범위는 주로 대륙붕에 해당하며, 4,000m 이상은 심해저 평원이나 해구의 수심 범위에 가깝다.

부우게 보정은 관측지점과 기준면인 geoid 사이에 존재하는 암석층의 질량이 중력 관측값에 미치는 영향을 제거하는 보정이다. 1번은 위도 보정, 2번은 지형 보정, 3번은 고도 보정에 해당하므로 옳지 않다.

상자형 시추기는 해저면에 상자형 채취기를 수직으로 삽입하여 표층 퇴적물의 구조와 층서를 비교적 교란 없이 넓은 면적으로 채취할 수 있다. 중력 시추기는 낙하 충격으로 시료가 교란될 수 있고, 진동형 시추기는 진동으로 층서가 흐트러질 수 있으며, 피스톤 시추기는 주로 긴 연속 코어 채취에 적합하다.

대륙판과 대륙판이 충돌하는 수렴형 판경계에서는 두 판이 서로 밀어 올리면서 거대한 습곡 산맥이 형성되며, 대표적인 사례가 히말라야 산맥이다. 마리아나 해구는 해양판과 해양판의 충돌, 대서양 중앙해령은 발산형 경계, 샌안드레아스 단층대는 보존형 경계에 해당한다.

우리나라 서해 연근해저 표층 퇴적물의 점토광물 중 가장 흔한 것은 일라이트(illite)이다. 일라이트는 한반도 주변 육상 암석의 풍화·침식 산물이 하천을 통해 유입되면서 널리 분포하며, 녹니석·고령석·스멕타이트보다 상대적으로 우세하다.

피펫방법은 물속에서 입자가 침강하는 속도와 입자 크기의 관계를 이용하며, 이는 점성 유체 속 구형 입자의 침강 속도를 설명하는 스톡스의 법칙에 근거한다. 뉴턴의 법칙, 샤를의 법칙, 오일러의 법칙은 세립질 퇴적물의 피펫 입도분석 원리가 아니다.