noemt men de samenhangende watermassa die de vastelanden der aarde aan alle zijden omgeeft en met een totaal-oppervlak van 361 millioen km2 71 pct van het gehele aardoppervlak beslaat (van het N. Halfrond 61 pct, van het Z.
Halfrond 81 pct). Betreffende de grenzen en oppervlakten van de drie oceanen, waarin men de gehele wereldzee verdeelt — de Atlantische, de Indische en de Grote of Stille Oceaan —, z oceaan. Het grote aaneengesloten zeegebied om het Zuidpoolcontinent heen, bestaande uit delen van alle drie oceanen, noemt men wel de Zuidelijke Oceaan. Men zie ook de artikelen over de afzonderlijke oceanen en zeeën.Geophysisch speelt de zee een belangrijke rol, met name voor de warmte- en waterhuishouding van de aarde in het algemeen en van de atmosfeer in het bijzonder.
De zee is een groot warmtereservoir, dat in het warme jaargetijde veel warmte opzamelt zonder dat de oppervlaktetemperatuur sterk toeneemt en in het koude jaargetijde veel warmte kan afgeven zonder dat die temperatuur sterk afneemt (zie beneden bij de bespreking van de zeetemperaturen); vandaar de invloed van de zee op het klimaat (z ook Continentaal en Nederland, klimaat). De zee levert verder door verdamping per jaar gemiddeld, volgens schatting, een hoeveelheid waterdamp overeenkomend met 340 000 kubieke kilometer water, hetgeen beantwoordt aan een laag van 90 cm over het gehele oppervlak der wereldzee; dit water wordt, samen met het water dat van het land verdampt en dat op 60 000 km per jaar begroot wordt, door de atmosfeer als waterdamp over de gehele aarde gedistribueerd en levert de neerslag (regen, sneeuw, hagel enz.), waarvan er 100 000 km3 op het land neerkomt en 300 000 km3 op de zee. De neerslaghoeveelheid op zee is dus kleiner dan de verdamping; het verschil van 40 000 km3 wordt gedekt door het overschot van het land, dat in de vorm van beken en rivieren, en ook ijsbergen, in de zee terug komt.
De hoogte van het gemiddelde zeeniveau is ten opzichte van de kust op vele plaatsen niet precies constant, vnl. doordat het land in de loop van eeuwen zeer langzame stijgingen of dalingen ondergaat.
Zo daalde de Nederlandse kust t.o.v. de gemiddelde zeespiegel in een eeuw (1840-1940) ca 18 cm. In geologische tijdperken kan groei of afsmelting van de landijskappen bij de polen een reële verandering van het zeeniveau bewerkstelligen; zou bijv. al het ijs van Groenland en het Zuidpoolcontinent smelten en zich als water bij de zee voegen, dan zou het zeeniveau over de gehele wereld met ca 50 m verhoogd worden.
Het natuurwetenschappelijk onderzoek en de leer van de verschijnselen der zeeën in het algemeen noemt men oceanografie. Betreffende het natuurkundig onderzoek der zee z Oceanografie, physische.
Diepten, bodemvormen
De gemiddelde diepte der wereldzee is ca 3800 m (de gemiddelde hoogte van het land is 840 m; het volume der wereldzee is 11 maal de inhoud van het land boven zeeniveau). De grootste bekende diepte was tot voor kort 10 500 m, gevonden in de Mindanaotrog, O. van de Philippijnen; in 1951 heeft de Engelse „Challenger” (II) in de Marianentrog een grootste diepte gepeild van 10 860 m (op 110 19' N.Br., 1420 15' O.L.). De grootste diepte in de Atlantische Oceaan is 8750 m, gevonden in de Porto Rico-Trog, en in de Indische Oceaan 7450 m, in de Soenda-Trog (ten Z. van Java).
Terwijl in vroegere tijden dieptebepalingen alleen in ondiepe zeegebieden (nabij kusten) van practisch belang waren, werden in de vorige eeuw ook grote diepten nauwkeurig gepeild toen dit wegens het leggen van telegraafkabels van practisch belang werd. Nam men eerst, op grond van weinig talrijke draadlodingen, aan dat de bodem van de zee bijna overal een veel gelijkmatiger „landschap” vertoont dan de vastelanden en eilanden, de veel talrijker waarnemingen, die men in de laatste tientallen jaren met behulp van echolodingen verkreeg en die bijv. in de Oost-Indische diepzeebekkens (de Snellius-expeditie) het aantal bekende diepten tot het 10-voudige opvoerden, hebben iets anders aan het licht gebracht; ook de zeebodem kan zeer geaccidenteerd en ongelijk zijn.
Van de kust naar de diepzee gaande vindt men eerst een betrekkelijk vlakke strook zeebodem, het zgn. vastelandsplat (c.q. eilandsplat),dateen flauwe helling van gemiddeld bijv. 1 op 500 heeft. Waar een diepte van 180 à 200 m berekt is, wordt de helling echter veel groter; daar begint de veel steilere vastelandsglooiing (helling bijv. 1 op 20), op sommige plaatsen doorsneden met zeer steile dwarsdalen, de onderzeese „canyons”. Op diepten van 3000 tot 6000 m liggen dan de diepzee-„laagvlakten”, in de vorm van grote bekkens, van elkaar gescheiden door (onderzeese) ruggen. Uitgesproken langwerpige inzinkingen van de zeebodem noemt men troggen. Verder zie afb. op pagina hiernaast.
Zeer diepe troggen komen op bepaalde plaatsen (waar de aardkorst sterke plooiing heeft ondergaan) vlak langs randen van een vasteland of van eilandenbogen voor, zoals bijv. langs de westkust van Zuid-Amerika (onmiddellijk naast de steile Andes), langs de grote Antillen (Porto Rico, Haiti), ten Z. van Java, ten O. van de Philippijnen en van Japan.
Betreffende de zeebodem z ook: diepzee, diepzeeafzettingen, diepzeeonderzoek.
Zeewater
Dit heeft, behalve het water, de volgende soorten bestanddelen:
a. opgeloste minerale anorganische stoffen, zouten;
b. opgeloste atmosferische gassen;
c. opgeloste organische stoffen;
d. zwevend niet-levend materiaal („stof”), zoals slib- of zanddeeltjes en resten van gestorven organismen;
e. plankton, kleine zwevende organismen.
De zouten van het zeewater komen practisch overal in de wereldzee in dezelfde onderlinge verhoudingen voor. Daar zij bijna geheel electrolytisch gesplitst zijn in het water, dus als geladen ionen voorkomen, worden in de onderstaande tabel in hoofdzaak cijfers voor metaal-ionen en zuurresten gegeven. De eerste kolom getallen geldt voor zeewater van een bepaald totaal zoutgehalte, de tweede kolom geeft de onderlinge verhoudingen en geldt derhalve practisch voor alle zeewater. Op grond van dit constant zijn der verhoudingen kan men het totale zoutgehalte gemakkelijk bepalen als men maar één bepaald bestanddeel meet. In de practijk neemt men hiervoor het chloor dat samen met het broom door titratie met een zilvernitraatoplossing zeer nauwkeurig bepaald kan worden.
De chloriniteit C is niet precies hetzelfde als het chloorgehalte, doch staat in een vaste verhouding zowel tot het chloorgehalte, of het gehalte aan een der andere bestanddelen, als tot het totale zoutgehalte, of de saliniteit S. Tussen S en C bestaat de volgende relatie: 5 = 1,805c + 0,03; saliniteit en chloriniteit zijn dan uitgedrukt in per milles of grammen opgeloste stof per kilogram zeewater.
Behalve langs directe chemische weg kan het zoutgehalte ook bepaald worden uit het s.g. bij gegeven temperatuur (met behulp van een areometer of hydrometer), doch deze methode is wel minder nauwkeurig dan de chemische; verder ook langs optische weg uit de brekingsindex van het zeewater; en langs electrische weg uit de electrische weerstand van een kolom zeewater. Betreffende de wijze waarop men monsters zeewater van een willekeurige gewenste diepte verkrijgt, z oceanografie (physische) en diepzeeonderzoek.
De waarden van het zoutgehalte lopen in volle zee niet erg uiteen, zij liggen meestal tussen 34 en 37 per mille. In grote lijnen is de verdeling van het zoutgehalte aan het oppervlak der wereldzee zo, dat hoge waarden (35,5-37 per mille) gevonden worden in de subtropische gordels van hoge luchtdruk, waar immers levendige verdamping optreedt en weinig neerslag valt. Lagere waarden worden gevonden zowel in de tussenliggende equatoriale gordel, waar veel meer regen valt, als op hogere breedten, waar hetzelfde geldt. De laagste waarden worden aangetroffen in kustwateren en randgebieden waar rivieren hun water in de zee brengen. In de Oostzee bijv. is het zoutgehalte slechts ca 5-10 per mille aan het oppervlak. Anderzijds worden zeer hoge zoutgehalten aangetroffen in de Middellandse Zee (38 per mille en meer) en de Rode Zee (tot 41 per mille). Ook zeestromingen zijn van invloed op de verdeling van het zoutgehalte; zo wordt bijv. het Golfstroomwater tot op hoge breedten gekenmerkt door een relatief hoog zoutgehalte (te danken aan de „bron” van dit water in subtropische gebieden).
Beneden het oppervlak is, op plaatsen waar het oppervlaktezoutgehalte hoog is, het zoutgehalte meestal lager, op plaatsen waar het oppervlaktezoutgehalte laag is, hoger dan aan het oppervlak. In de diepte zijn de zoutgehalteverschillen derhalve nog kleiner dan aan het oppervlak. Desondanks is een nauwkeurige kennis van de verdeling van het zoutgehalte ook daar van gewicht voor het zeeonderzoek en wel
1. omdat uit de verschillen in zoutgehalte conclusies omtrent de herkomst van verschillende watermassa’s in de diepte getrokken kunnen worden (z diepzee),
2. omdat men uit de verdeling van het zoutgehalte en die van de temperatuur, via het daaruit berekende s.g., de drukverdeling in de oceaan kan berekenen, waaruit plaatselijk een beeld van de stromingen in de zee kan worden afgeleid.
Bepaalde stoffen, die door de levende wezens in de zee gebruikt worden (zoals phosphaten, nitraten, nitrieten, silicaten) komen in wisselende verhoudingen voor. Hetzelfde geldt ook voor de gassen.
Gassen komen, in het zeewater opgelost, in enigszins andere verhoudingen voor dan in de lucht, eensdeels ten gevolge van hun verschillende maten van oplosbaarheid, anderdeels ten gevolge van het leven in de zee dat met name het zuurstofgehalte en het koolzuurgehalte beïnvloedt.
De verzadigingsconcentraties hangen af van de temperatuur. Bij een luchtdruk van 1 atm en een temperatuur van 12 gr. G. zijn deze concentraties voor stikstof, zuurstof en koolzuur (d.w.z. CO2 en H2CO2 samen) resp. 11,1 cc/l, 6,2 cc/l en 0,3 cc/l (onder cc wordt hier verstaan een cc van het betrokken gas onder 1 atm druk), terwijl de verhoudingen in atmosferische lucht 78 pct, 21 pct en 0,03 pct zijn. Zuurstof komt in het zeewater enerzijds door opneming uit de lucht, anderzijds door de planten, die het onder inwerking van het licht bij de koolzuurassimilatie afscheiden. Op grotere diepten, waar het altijd donker is, waar dus geen zuurstofproducerende planten kunnen bestaan en waar wel zuurstofverbruik is door dieren en door de ontbinding van plantaardige en dierlijke afval, zou derhalve de zuurstof spoedig op zijn, ware er niet een voortdurende doorstroming op grote schaal (zie beneden), die de ruimten der wereldzee „ventileert”. Zodoende komt bijna overal tot op de grootste diepten voldoende zuurstof in het zeewater voor (uitgezonderd in sommige bekkens, waar onderin het water stagneert, zoals bijv. in de Zwarte Zee en in de Kaoe-baai bij Halmaheira).
Organische opgeloste stoffen en zwevende stoffen komen in de zee vooral daar voor waar een rijk plantaardig en dierlijk leven heerst en in kustwateren, waar afval van het land (kusten, rivierlozingen) en door golven en getijstromen opgewoeld materiaal van de bodem in het water komt.
Physische eigenschappen van zeewater
Kleur en doorzichtigheid van de zee hangen met de al- of niet-aanwezigheid van de laatstgenoemde stoffen ten nauwste samen. Hoe zuiverder („schoner”) het zeewater, hoe blauwer de kleur; bijv.: het water in de Sargasso-zee en het oorspronkelijke Golfstroomwater. Organische stoffen (vooral een gele, humuszuurachtige stof) en zwevend materiaal verschuiven de kleur naar het groen en verminderen de doorzichtigheid. Onder omstandigheden kan een zeer rijke planktonvegetatie (millioenen cellen per liter) van bepaalde soorten algen of dinoflagellaten het water zelfs een bruine of roodachtige kleur („bloedzee”) geven.
De doorzichtigheid van zuiver zeewater is het grootst in het blauw. Als gemiddelde waarde van het lichtverlies in water van de volle oceaan kan 10 pct per m aangenomen worden, met uitzondering van de allerbovenste meters, die altijd een wat grotere troebeling vertonen. Op 10 m is de verticale lichtval bijv. verminderd tot 9,5 pct, op 50 m tot 0,3 pct, op 200 m tot 0,000002 pct (daar is het dus compleet donker). In kustwateren is de doorzichtigheid veel geringer.
Het „lichten” van de zee is een biologisch verschijnsel (bioluminiscentie); het wordt vooral veroorzaakt door bepaalde kleine diersoorten als Noctiluca en andere dinoflagellaten, soms ook door kleine kwalletjes of nog andere diersoorten.
De physische eigenschappen van het zeewater, hangen bovendien behalve van het zoutgehalte vooral af van de temperatuur. Aan het zeeoppervlak hangt de temperatuur in het algemeen af van de geografische breedte, van zeestromen, op sommige plaatsen van opwelling en verder van het seizoen. De jaarlijkse variatie van de zeetemperatuur is in het algemeen veel kleiner dan die van landtemperaturen onder overigens gelijke omstandigheden (vandaar de temperende invloed van de zee op klimaten) en de dagelijkse variatie (dagelijkse gang) in het algemeen zelfs verwaarloosbaar klein. Een en ander is het gevolg van het feit dat de zonnewarmte en de warmteuitwisseling met de atmosfeer over een tientallen meters dikke laag van de zee wordt verdeeld (dank zij de turbulentie en de doorzichtigheid van het zeewater voor de kortgolvige zonnestraling), terwijl op het land alleen een dunne bovenlaag belangrijk verwarmd of afgekoeld wordt.
Op grotere diepten in de zee zijn de temperaturen in het algemeen lager dan aan de oppervlakte. Beneden 1000 m diepte heersen practisch overal — ook in de tropische gebieden — zeer lage temperaturen, van enige graden boven tot omstreeks 0 gr. C
De oorzaak van deze lage temperaturen, evenals van het boven vermelde hoge zuurstofgehalte, is de langzame doorstroming die in de diepzee plaats vindt, doordat voortdurend water, dat in de koude gebieden op hogere breedten en in polaire zeegebieden —- vooral de zuidelijke poolzee — naar beneden is gezakt, zich onder in de diepzee uitspreidt; z ook diepzee.
Naar analogie met de atmosfeer heeft men ook voor de oceaan wel gesproken van een „stratosfeer” — de diepe, koude watermassa — en een „troposfeer”, de warmere bovenliggende laag, waarin belangrijke temperatuurverschillen gevonden worden; de grens — die overigens allerminst scherp te noemen is — zou dan bijv. ergens bij het temperatuurvlak van 8 gr. C. liggen (deze grens komt dus ook ergens aan het oppervlak, zodat op hogere breedten de „troposfeer” ontbreekt). Deze aan de meteorologie ontleende namen zijn echter minder gelukkig, omdat de analogie met de atmosfeer maar zeer gebrekkig is, zoals wel uit het bovenstaande volgt; men zou beter van een „warme sfeer” en een „koude sfeer” kunnen spreken.
Over de wijze van meting van temperaturen in de zee z oceanografie en diepzeeonderzoek.
De dichtheid (het s.g.) hangt van het zoutgehalte, de temperatuur en de druk in het water (die per 10 m water met ca 1 atm toeneemt) af. Aan het oppervlak is bij een (normaal te noemen) zoutgehalte van 35 per mille en een temperatuur van 15 gr. G. het s.g. 1,026. In tegenstelling tot zuiver water, welks dichtheid bij 4 gr. G. het grootst is, neemt van normaal zeewater het s.g. bij verlaging van temperatuur tot aan het vriespunt steeds toe (alleen waar het zoutgehalte kleiner dan 24,7 per mille is, heeft het water boven zijn vriespunt een temperatuur waar het s.g. maximaal is; deze temperatuur ligt dan echter beneden 4 gr. C.).
Het vriespunt van zeewater hangt van het zoutgehalte af; is dit 35 per mille, dan ligt het bij —1,9 gr. C.
Zeewater is een goede electrische geleider. Bij een zoutgehalte van 35 per mille en een temperatuur van 15 gr. G. is de specifieke weerstand 23 Ohm/cm. Hoe hoger temperatuur of zoutgehalte, hoe lager de weerstand.
Geluid in zee plant zich voort met een snelheid van 1450 à 1550 m/sec, in afhankelijkheid van zoutgehalte, temperatuur en druk; toeneming van elk dezer grootheden doet de snelheid toenemen.
IJs in zee
komt in twee geheel verschillende soorten voor: het echte zeeijs, dat ontstaat door bevriezing van zeewater, en de ijsbergen, die ontstaan door afbreken van stukken van gletsjers en die dus eigenlijk uit landijs bestaan; z verder hieromtrent ijs, pakijs en ijsberg.
Het zeeoppervlak
(de zeespiegel) is door verschillende oorzaken in de meeste gevallen noch horizontaal, noch vlak. Enerzijds zijn er de oneffenheden van rimpels, zeegang, deining en branding, anderzijds — behalve nog de zeer incidentele zeebevingen en tsoenami’s — de ongelijkheden en hellingen van de zeespiegel die samenhangen met eb en vloed, met windstuw (en luchtdruk) en met algemene zeestromingen.
Betreffende de eerstgenoemde golfverschijnselen zie golf, deining en zeegang.
De branding van de zee is een verschijnsel dat voorkomt op alle kusten die voldoende aan de open zee of de open oceaan liggen. Op kusten, waar het zelden of nooit hard waait, kan desondanks zeer hoge branding (6 m of nog meer) staan; voorbeelden: de westkust van Noord-Afrika, de kust van Zuid-Californië. Deze branding is dan het gevolg van deining, die van zeer ver (duizenden kilometers afstand) gekomen kan zijn, uit verre stormgebieden. De brandinggolven gaan overal steeds naar de kust toe, doordat de golfruggen op zee, zodra zij in het ondiepe kustwater „grond voelen” aan hun landzijde langzamer gaan lopen, en daardoor naar de kust toe zwenken (refractie). De branding wordt beïnvloed door eventuele bodemverheffingen of inzinkingen in het ondiepe kustwater, terwijl ook afzonderlijke ondiepten (gronden) branding kunnen veroorzaken. Het proces van de branding, het „breken” der golfruggen, bestaat hierin dat de waterdeeltjes in de top van de golfkam een grotere eigen snelheid krijgen dan de, ten gevolge van de ondiepte verkleinde, voortplantingssnelheid van de golfrug als geheel, waardoor de kam vooroverschiet.
Indien de golven niet reeds in de volle zee te steil waren, neemt de golfhoogte in het ondiepe water eerst nog toe vóórdat het breken optreedt. Dit laatste geschiedt dan daar waar de gemiddelde waterdiepte 1,3 X de golfhoogte is.
Betreffende eb en vloed zie getijden. Op deze plaats zij daaromtrent alleen nog opgemerkt', dat de getijden zich over grote delen der wereldzee — bijv. over de Atlantische Oceaan van het Z. uit en over de Noordzee van het N. uit — voortplanten als lange „golven”, met een snelheid die alleen van de waterdiepte afhangt (z vloedgolf).
Windstuwing kan oorzaak zijn dat het zeeoppervlak over een zeker gebied een scheve stand aanneemt, nl. overal daar waar, bijv. door een kust, de vrije wegstroming van het door de wind aangedreven water belemmerd wordt. Het sterkst uit zich dit verschijnsel in een stormvloed. Een zeestroming als de Golfstroom wordt bij zijn bron aangedreven door een niveauverschil van gemiddeld 20 cm tussen de Golf van Mexico aan de ene zijde en de open Oceaan aan de andere zijde van de Straat van Florida; dit niveauverschil wordt veroorzaakt door de passaatwinden, die het water langs de noordkust van Zuid-Amerika naar de Golf van Mexico stuwen. Behalve de wind zijn ook verschillen in luchtdruk oorzaak van (meest kleine) hoogteverschillen van de zeespiegel (alles afgezien van de gewone golven).
Ten slotte gaan ook de algemene zeestromingen — ongeacht hun oorzaak — gepaard met niveauverschillen van de zee, door de afdrijvende werking der aardrotatie, de Coriolis-kracht, die op het bewegende water een kracht naar rechts (op het zuidelijk halfrond naar links) uitoefent, waardoor een helling dwars op de stroomrichting optreedt, indien althans deze kracht niet door de werking van een wind gecompenseerd wordt. Bij een stroomsnelheid van 1 m/sec kan, op gematigde breedten, deze helling dwars op de stroom 1 cm per km bedragen. Verder z zeestromen.
Bewegingen van de zee
Deze zijn te verdelen in drie categorieën: heen- en weergaande bewegingen, doorgaande stromingen en ongeordende bewegingen. De laatstgenoemde soort bewegingen, die altijd met de eerstgenoemde twee samengaan, kan men algemeen aanduiden met de naam turbulentie. De heen- en weergaande bewegingen zijn bewegingen met een golfkarakter, te weten: de bewegingen in de gewone zeegolven (z golf), de bewegingen in een vloedgolf of een seiche, en de getijstromen (eb- en vloedstroom, z getijden). De doorgaande stromingen ten slotte zijn het in hoofdzaak, die men in het algemeen aanduidt als zeestromingen, z zeestromen. Behalve deze zijn er echter ook nog die langzame waterverplaatsingen, die samenhangen met verschijnselen als opwelling, „convergenties” — waar water langzaam naar de diepte zakt — en in het algemeen de diepzeecirculatie, z diepzee en wat boven in verband met zuurstof en de temperaturen in de zee gezegd is.
PROF. DR P. GROEN
Lit.: M. F. Maury, The Physical Geography of the Sea (New York 1855, London 1860, Ned. vertaling: Natuurkundige Beschrijving der Zeeën, Dordrecht 1855); J. Murray, J. Hjort en B. Heiland Hansen, The Depths of the Ocean (London 1912); O.
Krümmel, Handbuch der Ozeanographie, 2 dln (Stuttgart I907, 1911); A. Defant, Dynamische Ozeanographie (Berlin 1929); E. W. Correns e.a., Tiefseebuch (Berlin 1934); H. U. Sverdrup, M.
W. Johnson en R. H. Fleming, The Oceans (New York 1942); H. U. Sverdrup, Oceanography for Meteorologists (New York 1942); J.
Rouch, Traité d’Océanographie physique, 3 dln (Paris 1943-1948); R. E. Goker, This Great and Wide Sea (Chapel Hill, N.G., 1947); F. P. Shepard, Submarine Geology (New York 1948); Ph. H.
Kuenen, Marine Geology (New York-London 1950); P. Groen, De Wateren der Wereldzee (Amsterdam 1951); R. L. Garson, The Sea around us (New York 1951; Ned. vert.: De Wereldzee, Assen 1952); Kon. Ned. Meteorologisch Instituut, Oceanographische en Meteorologische Atlassen van de Atlantische Oceaan, de Indische Oceaan, de Chinese Zeeën, de Australische wateren, de Rode Zee; G. Schott, Geographie des Indischen und des Stillen Ozeans (Hamburg 1935); Idem, Geographie des Atlantischen Ozeans (Hamburg 1944).
Flora
Het zoutgehalte der grote oceanen, variërend van 3-3 ½pct, laat plantaardig leven toe. In binnenzeeën kan het percentage veel hoger worden, zo bedraagt het 20 pct in de Dode Zee in Palestina. Tot nog toe heeft men hieruit slechts een groene flagellaat en enige bacteriën kunnen isoleren, verder sterft alle leven in deze binnenzee af. In de oceanen is de flora te onderscheiden in plankton en in vastgehechte planten. Deze laatste bestaan hoofdzakelijk uit wieren, die men het veelvuldigst op rotsachtige kusten aantreft. Daarnaast herbergen ook de zandige of slibrijke kusten een flora, doch deze is in de regel minder rijk.
De wieren, die op de rotsen zitten of op kunstmatige rotsen als dijken, pieren en golfbrekers, zijn aan de steen gehecht door middel van hechtschijven of vertakte wortelachtige organen. Sommige zijn als korstmossen gebouwd en overtrekken als een korstachtig vlies de steen. De wieren, die, hoewel vastgehecht, toch met het grootste oppervlak in het dikwijls heftig bewegende brandingswater staan, zijn daarop gebouwd, of doordat zij koordvormig zijn en met de golven heen en weer bewegen, óf doordat zij een golvende slappe of sterk ingesneden bladschijf bezitten. De grootste soorten en de dichtste begroeiing vindt men in koude zeeën, de noordelijke Atlantische Oceaan, de kusten van Vuurland en Zuid-Afrika, wel in verband met de rijkdom aan zuurstof en koolzuur van het water. Aan de kusten kan men vrij algemeen verschillende gordels onderscheiden, daarbij afgaand op de kleur der wieren. De litorale gordel tussen hoogste vloed en laagste eb herbergt veel groen- en bruinwieren en weinig roodwieren.
Bij eb komen zij bloot te liggen. De sublitorale gordel gaat onder de laagste eb tot ca 40 m diepte. Men vindt er bruin- en roodwieren in, naar de diepte meer van de laatste. Hieronder ligt de elitorale zone, waarin uitsluitend roodwieren voorkomen, welker aantal en grootte naar beneden toe afnemen, totdat op groter diepte geen wieren meer voorkomen. Op slib- en zandbodem groeien wieren, die zich met lange wortelachtige organen in de weke grond vasthechten. Ook grote zeegras-velden vindt men hier tot een diepte van ca 10 m.
DR B. POLAK
Fauna
Alle grote groepen (Phyla), waarin men de dierenwereld pleegt te verdelen, komen in zee voor, dit in tegenstelling met het zoete water en het land. Sommige, zoals bijv. de Stekelhuidigen, worden uitsluitend in zee gevonden. De gehele zee wordt door dieren bevolkt, de bodem zowel als de watermassa daarboven, de kusten zowel als de open zee (z diepzee, dieren, dieren verspreiding, en plankton).
