Přechod na menu, Přechod na obsah, Přechod na patičku
     

Chemické vlastnosti mořské vody


Salinita

Salinita (slanost) vyjadřuje celkové množství pevných látek rozpuštěných v 1 litru vody včetně plynů, protože i ty se při nízkých teplotách přeměňují do skupenství pevného. Salinita se vyjadřuje v promilích nebo procentech, přičemž hodnota v procentech přímo určuje množství látek v gramech rozpuštěných v 1 litru vody. Průměrná salinita mořské vody je 35 ‰. Z hlavních prvků, které formují nejvíce zastoupené soli NaCl a MgSO4 jsou nejvíce zastoupeny chlor, sodík, síra a hořčík (obr. 12.3).

Hlavní prvky zastoupené v mořské soli
Obr. 12.3 Hlavní prvky zastoupené v mořské soli
(zdroj: Thurman, Trujillo, 2005)

Salinita není plošně stálá, ale s ohledem na celou řadu procesů se mění. Nejvýrazněji hodnotu salinity ovlivňují srážky, výpar, říční přítoky, tání mořského ledu, tvorba mořského ledu a tání ledových ker. Vliv konkrétních projevů těchto procesů shrnuje tab. 12.1.

Proces Jak je uskutečňován Co přidává či ubírá Vliv na soli v mořské vodě Vliv na H2O v mořské vodě Salinita klesá nebo stoupá? Zdroj pitné vody?
Atmosférické srážky přímo do oceánu v podobě deště, sněhu či krup přidává jen sladkou vodu žádný více H2O klesá
Říční přítoky řeky přivádějí do oceánu vodu přidává z většiny sladkou vodu zanedbatelné přidávání soli více H2O klesá
Tání ledových ker odlamováním od ledovce se uvolňují do moře přidává jen sladkou vodu žádný více H2O klesá ano, antarktické ledové kry bývají loděmi vlečeny k břehům Jižní Ameriky
Tání mořského ledu mořský led taje v oceánu z většiny přidává sladkou vodu přidává malé množství soli více H2O klesá ano, po roztátí je starší mořský led použitelný k pití
Tvorba mořského ledu v chladných oblastech mořská voda zamrzá ubírá hlavně sladkou vodu 30 % solí mořské vody v ledu zůstává méně H2O stoupá ano, několikrát opakovaným procesem mražení a následného roztátí se dá získat pitná voda
Evaporace (výpar) v horkých klimatech se voda vypařuje ubírá jen čistou vodu žádný (soli zůstávají v moři) méně H2O stoupá ano, evaporací a následnou kondenzací
Tab. 12.1 Vliv jednotlivých procesů na celkovou hodnotu salinity mořské vody
(zdroj: Thurman, Trujillo, 2005)

Z tabulky 12.1 vyplývá, že na povrchu oceánu je salinita především výsledkem odpařování, což způsobuje zvyšování salinity, a zřeďování, tím dochází ke snižování salinity dešťovými srážkami a přítokem říční vody. Zjednodušené zonální rozložení salinity narušují lokální vlivy, jako je absence světových veletoků, poloha moře, rozloha oceánu či klimatický vliv pevniny (obr. 12.5). Nejvyšší hodnoty salinity tak byly naměřeny v Rudém moři (42 ‰) a naopak nejnižší v Baltském moři (4–6 ‰). V místech, kde se mísí sladká voda se slanou, se nachází tzv. brakické vody.

Hodnoty salinity světových moří a oceánů
Obr. 12.5 Hodnoty salinity světových moří a oceánů
(zdroj: Thurman, Trujillo, 2005)

Ačkoliv jsou nejvyšší průměrné roční hodnoty teploty vzduchu naměřeny v rovníkových oblastech, a očekával by se zde vysoký výpar, největší hodnoty salinity se však vyskytují v okolí obratníků. Je to způsobeno vysokými ročními srážkovými úhrny a množstvím přitékající říční vody v rovníkových oblastech a minimálními srážkami s minimem ústících vodních toků v oblasti obratníků (obr. 12.6). Směrem k polárním oblastem se v důsledku nižšího výparu hodnota salinity dále zmenšuje, zde však dochází v důsledku tání a tvorby mořského ledu ke kolísání hodnot salinity. Zajímavé je také posunutí části křivky s nejnižší hodnotou salinity na sever od rovníku, což je způsobeno ústím největších světových veletoků právě v těchto oblastech.

Porovnání hodnot průměrné roční teploty a salinity
Obr. 12.6 Porovnání hodnot průměrné roční teploty a salinity
(zdroj: Thurman, Trujillo, 2005)

Výše popsané změny platí v povrchové vrstvě moří a oceánů, se vzrůstající hloubkou se hodnoty salinity také mění. Porovnáme-li nejnižší (salinita je vyšší a s hloubkou klesá) a nejvyšší (salinita je nižší a s hloubkou se zvyšuje) zeměpisné šířky, zjistíme, že prvních cca 400 metrů se hodnota salinity téměř nemění, dále se ale rychle mění. Tato změna se ustálí v hloubce cca 1000 m, odkud se již jen nepatrně mění. To je výsledek toho, že všechny procesy ovlivňující salinitu probíhají pouze na povrchu oceánu a nikoli v hloubce. Rozmezí rychlé změny salinity v hloubce 400–1000 m se nazývá haloklina (obr. 12.7).


pH mořské vody

Výrazný podíl na pH mořské vody má cyklus uhlíku, který se uskutečňuje jak mezi oceánem a souší, tak uvnitř oceánu. Koncentrace oxidu uhličitého je ve svrchních vrstvách moří a oceánů v rovnováze s atmosférickými hodnotami. Zvýší-li se jeho koncentrace v atmosféře, přechází do vodního prostředí. 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 způsobí snížení pH. Je-li mořská voda příliš kyselá, dojde k chemické reakci, při níž se kationt H+ sloučí se s aniontem HCO3- za vzniku H2CO3 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. Tento složitý systém udržuje pH mořské vody na průměrné hodnotě 8,1.

Změna salinity s hloubkou
Obr. 12.7 Změna salinity s hloubkou
(zdroj: Thurman, Trujillo, 2005)

Karbonátový systém (obr. 12.8) reguluje pH prostředí oceánu, chrání oceán před 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 nenarůstá kyselost prostředí, protože díky hromadění odumřelých vápenatých schránek některých planktonních organismů se kyselina uhličitá částečně neutralizuje.

Karbonátový systém
Obr. 12.8 Karbonátový systém
(zdroj: Thurman, Trujillo, 2005)

V určité hloubce oceánu se nachází tzv. karbonátová kompenzační hladina, pod kterou se uhličitan vápenatý nevyskytuje již v pevné formě, ale díky přítomnosti kyseliny uhličité je rozpuštěný ve vodě.

Do mořské vody se kromě vápenatých a hydrogenuhličatanových iontů dostává celá řada dalších prvků (obr. 12.9). Mezi klíčové procesy dopravy do oceánu patří říční přítoky, sopečná erupce a hydrotermální procesy. Naopak z moře ven se ionty dostávají zejména vysrážením, vodní tříští, biologickými procesy či hydrotermálními pochody v oceánských hřbetech.

Transportní cesty iontů prvků z oceánu a do oceánu
Obr. 12.9 Transportní cesty iontů prvků z oceánu a do oceánu
(zdroj: Thurman, Trujillo, 2005)

S nárůstem počtu obyvatel planety Země je stále aktuálnější otázka zajištění dostatečného množství pitné vody. Protože v mnoha oblastech již pevninská voda nestačí krýt spotřebu obyvatel a hospodářství, využívají lidé vodu mořskou. Ta sama o sobě ale pitná není. Obsahuje totiž příliš velké množství soli. Odsolováním je však možné z ní vytvořit užitkovou i pitnou vodu. V současné době je činných na třináct tisíc odsolovacích zařízení vytvářejících cca 1 % veškeré pitné vody na Zemi. Mezi nejpoužívanější způsobu odsolování patří destilace, při níž se mořská voda zahřeje až k bodu varu a vznikající vodní pára je zachycována a v chladiči kondenzuje jako čistá voda. Takto odsolená voda je však abnormálně „čistá“ (ze slané vody o 35 ‰ vznikne voda o salinitě 0,03 ‰) a mohla by způsobit zdravotní problémy, proto je nutné ji náležitě upravit. Samotný destilační proces je energeticky velmi nákladný a tak se využívá solárního tepla (př. Izrael, Peru) či odpadního tepla z elektráren. Z dalších technologicky náročnějších metod lze zmínit elektrolýzu, obrácenou osmózu či separaci mrznutím.



RNDr. Aleš Ruda, Ph.D. |
Katedra geografie, Pedagogická fakulta, Masarykova univerzita |
Návrat na úvodní stránku webu, přístupnost |
Stránky Pedagogické fakulty MU
| Technická spolupráce:
| Servisní středisko pro e-learning na MU
| Fakulta informatiky Masarykovy univerzity, 2014

Centrum interaktivních a multimediálních studijních opor pro inovaci výuky a efektivní učení | CZ.1.07/2.2.00/28.0041