wz

Mořská voda a její vlastnosti



Návrat na hlavní stránku

Obsah

  1. Fyzikální a chemické vlastnosti
  2. Karbonátový cyklus
  3. Studijní materiály
  4. Kontrolní otázky
  5. Doporučená studijní literatura
  6. Odkazy na další zdroje

Fyzikální a chemické vlastnosti

Teplota mořské vody

Teplotní bilance oceánů je výsledkem mezi množstvím tepla přijímaného a vydávaného. Přenos tepla se uskutečňuje hlavně mořskými proudy z nižších do vyšších zeměpisných šířek a s povrchu oceánů do hloubky. Zdroje, nichž se do oceánů dodává teplo, jsou následující: absorpce slunečního záření, teplo ze dna oceánů (ze zemské kůry i pláště), přeměna kinetické energie na teplo, nepatrným množstvím přispívá i ohřívání vody chemickými a biologickými procesy, tok tepla z atmosféry, kondenzace vodních par, radioaktivní rozpad prvků. Naopak ke ztrátám tepla dochází vyzařování tepla z povrchu oceánů, konvekčním proudění do chladnějšího vzduchu nebo odnímáním tepla při vypařování.

Výsledkem rozdílu mezi přijímaným, přenášeným a vydávaným teplem je reálná teplota vody při hladině. Světový oceán je obrovská zásobárna tepelné energie a funguje i jako regulátor teploty. Oceán přijímá více tepelné energie nežli přilehlé pevniny, což je výsledkem menšího odrazu světla na hladině nežli na pevnině.

Přenos tepla v oceánech probíhá jak v horizontálním, tak i vertikálním směru, a to hlavně mořskými proudy (z nižších zeměpisných šířek do vyšších. Výměna tepla ve vertikálním směru se uskutečňuje tokem tepla (velmi nepatrně), konvekčním tepelným prouděním (termohalinní konvekce) a turbulencí.

Povrchové teploty Světového oceánu se vykazují podle průběhu izoterem horizontální pásmitost. Vlivem rozložení pevnin, velkých povrchových proudů a výstupnými proudy je podmíněn vznik teplotních anomálií (východní části oceánů jsou poněkud chladnější než jejich západní části).

Teplota hlubinných vod

V rozsahu oceánů od tropického do mírného pásma obou polokoulí dochází k poklesu teploty s hloubkou dosti rychle. Svrchní vrstva je teplotně značně proměnlivá, jsou zde sezónní změny,  spodní vrstva je teplotně homogenní. Teplotu hlubinných vod okrajových a vnitřních moří ovlivňuje geografická pozice moří či jeho částí a vliv spojení s oceánem.

Hustota mořské vody

Hustota mořské vody se udává buď celým číslem, anebo jen číslem od druhého desetinného místa. Při salinitě 35 ‰ a teplotě 0 ˚C je hustota 1,028, při teplotě 20 ˚C asi 1,024. Hustota mořské vody závisí na salinitě, teplotě a tlaku. S rostoucím teplotou hustota klesá, se stoupající salinitou roste i hustota, s rostoucím tlakem hustota vody stoupá. Maximální hustota vody je při teplotě 3,98 ˚C. Na povrchu oceánu je hustota snižována ohříváním vody, dešťovými srážkami, táním ledu, vtokem řek, a naopak zvyšována ochlazováním, odpařováním, mrznutím. Změny hustoty svrchní vrstvy vody pak vyvolávají konvekční proudění, klesání studených polárních vod a jejich pomalý pohyb k rovníku, intenzivní proudění v úžinách mezi nestejně slanými moři (slanější vody jako spodní proud, méně slané vody jako svrchní proud).

Barva mořské vody

Barva mořské vody může být zdánlivá, daná odraz oblohy, mraků, světla, a pak barva skutečná, způsobená vlivem suspenze (minerální i biogenní). Větší množství minerální suspenze (jíl, silt - nad 10 g/m3) dává mořím žlutavou nebo nahnědlou barvu. Bohatý výskyt planktonu (nad 1 g/m3) způsobí barvu zelenou, vody s menším obsahem planktonu mají barvu modrou. Části oceánů, kde je biologická produkce nejmenší (tzv. mořské pouště) mají barvu kobaltově modrou.

Led na mořské hladině

Poměrně značná část oceánu je pokryta ledem, kdy na konci zimy při maximálním rozšíření ledu je ledem cca 32 mil. km2. Z toho na oblast  Antarktidy připadá na konci zimy plocha cca 20 mil. km2, v létě je to jen 4 mil. km2. V Arktida je konci zimy zaledněno cca 12 mil. km2, v létě 9 mil. km2. Mořská voda vlivem zvýšeného obsahu solí zamrzá při teplotě nižší než 0˚C. Při normální salinitě 35 ‰ a hustotě 1,028 zamrzá při   -1,9 ˚C. Zamrzání mořské vody může být zpomalováno (mořské proudy, silné vlnění a dmutí) nebo urychlováno (sněžení, drobné víření – vznik krystalizačních jader). Čistý mořský led má při 0˚C  hustotu 0,91676, protože však obsahuje zbytky vody, plynů a jiných nečistot, kolísá jeho hustota mezi 0,857 a 0,920. Obsah solí v ledu závisí na rychlosti krystalizace a stáří ledu. Čím rychleji se led tvoří, tím více solí obsahuje. Se stárnutím se z ledu sůl vylučuje vertikální difúzí (vertikálně členitá až stébelnatá struktura mořského ledu), starý led má barvu našedlou až namodralou, nový led je jiskřivě bílý. Pevnost mořského ledu oproti sladkovodnímu je třetinová.

Existuje několik druhů mořského ledu, jako je tabulový led  (souvislý ledový pokryv o mocnosti do 2 – 2,5 m), ledová návrš, která vzniká rozlámáním tabulového ledu vlněním a dmutím, nakupením ker přes sebe, ledová tříšť se tvoří rozpadem ledové návrše v době tání, pack ice  (packeis) je víceletý led o značné mocnosti a ledové kry (icebergy) jsou rozpadlé části ledovců.

Salinita

Salinita (slanost) je celkové množství (objem) pevných látek rozpuštěných ve vodě včetně plynů, protože i ty se při nízkých teplotách přeměňují do skupenství pevného. Typická salinita mořské vody je 35 ‰. Mořská voda obsahuje rozpuštěné látky, tj. soli, organické látky, plyny, vytvářející roztoky nebo směsi s pevnou fází (koloidy, suspenze, organické zbytky, odpady z lidské činnosti, živé organismy). Z rozpuštěných látek nejvýrazněji ovlivňují složení a vlastnosti mořské vody soli.
Na povrchu oceánu je salinita výsledkem
odpařování, to způsobuje zvyšování salinity, a zřeďování, tím dochází ke snižování salinity dešťovými srážkami a přítokem říční vody. Salinita roste do nižších šířek a klesá do vyšších šířek – polárních oblastí,
okrajová a vnitřní moře mírného pásu a polární oblasti mají sníženou salinitu, vnitřní moře subtropická a tropická mají zvýšenou salinitu.
 

Karbonátový cyklus

Cyklus uhlíku se uskutečňuje jednak mezi oceánem a souší, jednak uvnitř oceánu. Oxid uhličitý je ve svrchních vodních vrstvách v rovnováze s atmosférickým. Jeho koncentrace jsou v opačném trendu než koncentrace kyslíku. Voda reaguje s atmosférickým oxidem uhličitým za vzniku slabé kyseliny uhličité a podle pH okolního prostředí dochází ke zpětnému rozkladu nebo k částečné či úplné disociaci. Je-li mořská voda příliš zásaditá, dojde k chemické reakci, při níž se do mořské vody uvolní kationt  H+, který zapřičiňuje snížení pH. Je-li mořská voda příliš kyselá, dojde k chemické reakci, při níž kationt H+ z vody "zmizí" (sloučí se s aniontem HCO3- ) a pH vody stoupá. V oceánu vzniká uhličitan vápenatý, část se vysráží a ukládá se na mořském dně, odkud se následným rozpuštěním uvolňuje opět do moře.

Karbonátový systém reguluje pH prostředí oceánu, chrání oceán před výraznějšími výkyvy pH, tedy aby nebyla mořská voda příliš kyselá či zásaditá. Jelikož chladná voda dokáže lépe rozpouštět plyny, obsahuje voda při hladině méně oxidu uhličitého než mořská voda v hlubších částech oceánu.  Ve větších hloubkách nedochází ke zvyšování kyselosti prostředí, jelikož díky odumírání některých planktonních organismů a hromadění jejich vápenatých schránek na mořském dně dochází ke reakci, při níž se schránky rozpouští a kyselina uhličitá se částečně neutralizuje. V určité hloubce oceánu je karbonátová kompenzační hladina, pod kterou se uhličitan vápenatý nevyskytuje v pevné formě, ale je rozpuštěný ve vodě právě díky kyselině uhličité.

Studijní materiály

Kontrolní otázky

  1. Některá moře mají ve svém názvu označení barvy. Vysvětlete, proč?
  2. Které procesy ovlivňují salinitu a hustotu mořské vody?
  3. Vysvětlete, jak se mění teplota mořské vody s hloubkou a zeměpisnou šířkou?
  4. Jak v oceánech funguje karbonátový systém?

Doporučená literatura

 

Odkazy na další zdroje


birds

Návrat na hlavní stránku

Nahoru