Nauka o Zemi Teoretická část Hydrosféra Geneze dnešní hydrosféry Dnešní složení hydrosféry je výsledkem diferenciačních pochodů při formování  jednotlivých sfér Země. Její formování je úzce spojené se vznikem zemské kůry, atmosféry a následně i života na Zemi. V období utváření planety Země ještě nelze mluvit o existenci hydrosféry. Hydrosféra se začíná objevovat po zformování zemské kůry. V souvislosti s diferenciačními procesy, kdy se ze zemského pláště vyčlenila zemská kůra, probíhala na povrchu Země bouřlivá vulkanická činnost. Do sekundární atmosféry bylo uvolněno obrovské množství vulkanických exhalátů (HF, NH₃, HCl, H₂S, SO₂, CH₄, CO, CO₂, SiF₄, Rn, atd.). Ty kromě toxických plynů obsahovaly především vodní páru (30 – 90 %), která se uvolnila při výstupu magmatu na povrch (magma obsahuje až 7% vody). V důsledku "správné" vzdálenosti Země od Slunce mohla vodní pára kondenzovat a zůstat v kapalném stavu. Vzniká první proto-hydrosféra. Velká část vody nepocházela z  vulkanické činnosti, ale pravděpodobně z ledových meteoritů dopadnutých na Zemi během konečné fáze jejího formování. Existenci prvních oceánů vyvozujeme z nálezů prvních  sedimentárních hornin starých cca 3500 mil.let. V té době měl světový oceán zcela odlišné chemické složení než má dnes. Svým složením připomínal směs kyselin, ve kterých se  rozpouštěly horniny. Docházelo k pozvolné neutralizaci. Nicméně kyselé plyny sekundární atmosféry se stále rozpouštěly v oceánu a snižovaly tak jeho pH. Prostředí bylo  anaerobní. V důsledku nepřítomnosti kyslíku byla síra v nižším oxidačním stupni (nikoli jako SO₄^2-), železo nebylo vysrážené (jako  Fe³⁺), ale rozpuštěno jako Fe²⁺ ve vysokých  koncentracích. Ve vysokých koncentracích byl také Ca, Mg, Ba, Sr, Mn, protože nebyly limitovány srážecími reakcemi s CO₃^2-, SO₄^2-. Hydrosféra (nebo také vodní obal Země) zahrnuje veškerou vodní hmotu na zemském povrchu, ve zvětralinovém plášti  pod zemským povrchem, v zemské atmosféře a vodu vázanou v živých organizmech. Voda se vyskytuje ve skupenství  plynném, kapalném a pevném. Z celkové plochy povrchu Země 510 mil. km² zaujímají oceány a moře 360,7 mil. km² (70,7 %)  a pevnina 149,3 mil. km² (29,3 %). Zásoby vody na Zemi jsou odhadovány na 1 385 989 600 km³, z toho je ve světovém  oceánu obsaženo asi 94% slané vody. Z přibližně 6 % sladké vody se na povrchu ve formě ledu nachází 1,5 %, 4 % zaujímá  podzemní voda a zbytek je voda povrchová a atmosférická.  Voda povrchová je soustředěna převážně ve světovém oceánu a mořích, dále  však také ve vodních tocích, v přírodních vodních nádržích (jezera, bažiny,  slatiniště atd.), v umělých vodních nádržích (přehrady, rybníky), a to ve všech  formách skupenství. Za hydrosféru považujeme i podzemní vodu obsaženou v  pórech a průlinách zvětralinového pláště, která se v dlouhém časovém cyklu  zapojuje do oběhu vody na Zemi. Může být ve formě kapalné nebo pevné  (podzemní led v permafrostu). Ve všech třech skupenstvích najdeme vodu v  troposféře, kde je soustředěno 99% vody, jež se zapojuje do hydrologického  cyklu. V plynném skupenství jako vodní pára, v kapalném jako dešťové kapky  a v pevném jako sněhové vločky. Voda je obsažena i v živých organizmech.  Například naše tělo je tvořeno přibližně ze 70% vodou.  Obr. 9-0: Schéma znázorňující vazbu CO₂ na vápence. Rozpuštěný CO₂ začal reagovat s ionty Mg²⁺ a Ca²⁺ ve vodě za vzniku vápenců a dolomitů (tak je  deponováno cca 80% původního množství - viz obr.  9-0). Vzrůstá podíl kyslíku v oceánech a atmosféře.  Prostředí se mění na aerobní a  mírně alkalické pH  (8,1-8,4). Chemické složení se postupně ustálilo na  dnešní stav, který trvá již 570 mil. let.  Současné chemické složení vyjadřuje obrázek 9-1. Obr. 9-1: Relativní podíl rozpuštěných solí v mořské vodě. Pravděpodobně v důsledku silných elektrických výbojů a intenzivního UV slunečního záření došlo ke vzniku  aminokyselin, jež jsou základem života (více viz kapitola Atmosféra). Po vytvoření řas, které jako odpad  produkovaly volný kyslík dochází k oxidaci Fe²⁺ na Fe³⁺, což vedlo při vyšším pH k jeho vysrážení ve formě  hydroxidů železa – vznik páskovaných železných rud. Se vzrůstem obsahu volného kyslíku a snižování CO₂ v  atmosféře se CO₂ rozpouští ve vzniklých oceánech za vzniku karbonátů: CO₂ + 3H₂O    =   CO₃^2- +2H₃O+ Hydrologický cyklus Na planetě Zemi neustále dochází k pohybu nejen vzdušných hmot v atmosféře,  ale také vodních mas v hydrosféře. Tento neustálý pohyb je vyvolán slunečním  zářením. Slunce svými IR paprsky nerovnoměrně ohřívá vzduch i vodu a vyvolává tak  cirkulaci vody na Zemi. Tento proces označujeme za hydrologický cyklus.  Hydrologického cyklu se zúčastňuje přibližně 525 tisíc km³ vody, která během oběhu  přechází postupně z jednoho skupenství do druhého. Voda vystavená slunečnímu záření se začne ohřívat a vypařovat (obr. 9-2).  Tomuto ději říkáme evaporace. Voda se vypařuje nejen z oceánů, řek, jezer,  rašelinišť atd., ale také z půdy. Voda se do ovzduší dostává také transpirací, což je  odpar ze živočichů a hlavně z rostlin. Společný výpar z povrchu a z organizmů  označujeme jako evapotranspirace. Do výparu musíme započítat také sublimaci  pevných srážek a ledu.   Vystupující vodní pára se začne v oblasti kondenzační hladiny měnit na  oblačnost, která je unášena vzdušnými proudy. Za vhodných podmínek se tato voda  v kapalném nebo pevném stavu začne snášet na zemský povrch. Většina srážek  spadne zpět do oceánu. Ze zeměpisného hlediska tomu říkáme malý vodní oběh.  Stejně jako voda, která se odpaří nad pevninou a opět na ní spadne. Velký vodní  oběh probíhá mezi oceánem a pevninou. Zúčastňuje se ho pouze 8,3% odpařené  vody, která dopadne na pevninu. Velká část kapalných srážek odtéká jako voda povrchová vodotečí zpět do  oceánů (cca 1/3). Při své cestě se může "zastavit" v jezerech, přehradách,  rybnících, rašeliništích, atd., kde se část této vody odpaří (druhá 1/3). Část  kapalných srážek pohltí přímo rostliny svými listy a část se vsákne do horninového  prostředí jako voda podzemní (třetí 1/3). I tuto vodu rostliny odebírají svým  kořenovým systémem. Ta část vody, která dospěje až k hladině podzemní vody je  vázaná ve zvodních. Pohyb vody ve zvodni je pomalý nebo dokonce nulový. Zde  dochází k akumulaci vody a její retardaci. Podzemní voda nejčastěji vystupuje na  povrch v podobě pramenů nebo pomocí člověkem vybudovaných děl (studny, vrty,  atd.).   Obr. 9-2: Schéma koloběhu vody v přírodě - hydrologický cyklus. Podzemní voda může  také vstupovat přímo do vodotečí, nebo naopak se může vsakovat z vodotečí do horninového prostředí. Pevné srážky se hromadí v ledovcích nebo jako  sezónní srážky. Tato voda je tedy po určitý čas vyřazena z cyklu - tzv. retardována. Podobně retardovaná voda je v organizmech. Část vody je transpirována, nicméně část vody tvoří přímo vlastní organizmy (člověk je tvořen cca z 70% vodou).  Voda v pevném skupenství Voda ve formě sněhových srážek nebo ledu se na Zemi nachází jak na moři, tak na pevnině. Z  celkového množství pevných srážek je cca 70% vázáno na ledovce. Ledovce rozlišujeme kontinentální  (95%) a horské (5%). Kontinentální ledovce pokrývají části kontinentů a místy dosahují až do moře  (obr. 9-3). Největší kontinentální ledovec je na Antarktidě (až 90% pevninského ledu). Ledová plocha  zaujímá 13 miliónů km² pevniny a trvale zamrznutá okolní moře. Hmota ledovce teče na sever, kde  ledovcovými splazy a ledovými šelfy, které jsou plovoucím prodloužením kontinentálního ledovce,  dosahuje moře. Hmotnost ledu způsobuje, že  asi 40% pevniny je stlačeno pod mořskou hladinou.  Reliéf pod ledovcem je rozeklaný s proměnlivou výškou. Mocnost ledové masy místy dosahuje až 4  km. Druhý největší ledovec se nachází v Grónsku. Grónský ledovec zaujímá 8% pevninského ledu.  Oba zmiňované kontinentální ledovce jsou pozůstatky ledovcového pokryvu z pleistocénu. V té době  kontinentální ledovec zasahoval až do Střední Evropy a Ameriky. Dokladem tohoto zalednění na  našem území jsou četné eratické (bludné) balvany (obr. 9-3b) či fluvioglaciální uloženiny.  Obr. 9-3: Kontinentální ledovce - Grónský a Antarktický. Obr. 9-4b: Bludný balvan v Ostravě Vřesině. Horské, nebo také údolní ledovce či ledovce alpského typu, vznikají nahromaděním sněhových srážek ve sběrné oblasti amfiteatrálního tvaru, která se označuje za kar (obr. 9-4). Sněžné oblasti se nachází nad hranicí sněžné čáry. Tato hranice je proměnlivá se zeměpisnou šířkou. V tropickém pásu se nachází ve výšce 5 - 6 km, v mírném pásu kolem 3 km. V karu se nahromaděný sníh v opakujícím se procesu tání a tuhnutí postupně mění na firn, firnový led a nakonec na ledovcový led (obr. 9-5). Tání sněhu je zde způsobeno vlivem tlaku vyšších vrstev či změnou teploty. Tento zdánlivě jednoduchý proces tání a mrznutí činí z ledovce plastické těleso schopné pomalu sjíždět do údolí ve formě splazu. Obr. 9-4: Ledovcový kar. Obr. 9-5: Schéma znázorňující postupnou přeměnu sněhu na ledovcový led. Při postupu splazu pod sněžnou čáru se začíná přírůstek  rovnat tání. Splaz putuje do údolí tak daleko, jak dlouho  dokáže odolávat tání. Jestliže terén chrání ledovec před  účinky slunečního záření, může splaz sestoupit až do oblasti  lesního porostu. Největší horský ledovec Fedčenkův se  nachází v Pamiru. Je dlouhý 77 km, široký 2-5 km, má 35  ledovcových přítoků a mocnost ledu dosahuje až 550 metrů. Všechny typy ledovců se výrazně podílejí na formování  reliéfů. Při svém postupu svojí vahou drtí horniny v podloží  či bocích a sunou je ve směru svého pohybu. Pohybující se  masa ledu působí erozivně na svoje podloží. Okolní prostředí  je erozí nejsilněji postiženo v případě vysokohorských  ledovců. Suť, která je uzavřena na bázi ledovce, rozrývá  skalní podklad, prohlubuje a rozšiřuje údolí, skalní výčnělky  jsou obrušovány. Velikost exarace (rozorávání, rýhování  skalního podloží) závisí na hmotnosti ledovce a  petrografickém charakteru uzavřené suti i podloží. Odolné  horniny jsou ohlazovány, skalní výstupky olamovány. V podloží, na stranách a před čelem ledovce se vytvářejí typické nevytříděné uloženiny označované za morény. Erozivní  činnost ledovců je podrobněji vysvětlena v kapitole Exogenní činitelé. Jednotlivé části horského ledovce jsou popsány na  obrázku 9-6.  Obr. 9-6: Schéma znázorňující jednotlivé části horského ledovce. Nárůst ledovce Ústup ledovce Voda v oceánech a mořích Mořská voda na Zemi je soustředěna ve Světovém oceánu, který zaujímá 70,7% povrchu Země. Je v něm soustředěno až  94% objemu všech vod na Zemi. Poslední světový oceán se od konce paleozoika podstatně změnil. Původně obklopoval jeden superkontinet Pangeu. V důsledku pohybu litosférických desek došlo k rozpadu tohoto superkontinentu na dílčí kontinenty, které rozdělily Světový oceán na jednotlivé oceány, moře, zálivy a průlivy. Jeho průměrná hloubka je 3930 m. Největší hloubka je v oceánských příkopech - Mariánský příkop -11034m. V současné době je Světový oceán tvořen dílčími oceány (Atlantickým, Severním ledový, Jižní, Indickým a Tichým oceánem), ke kterým patří jejich okrajová a středozemní moře. Tichý oceán (známý též jako Pacifický oceán nebo Pacifik) je největší oceán na Zemi. S celkovou rozlohou 169,2 milionů km² zabírá 46 % vodních ploch a 32 % celkového povrchu Země. Rozprostírá se od Arktidy na severu po Antarktidu na jihu. Na západě je ohraničen Asií a Austrálií, na východě Severní a Jižní Amerikou. V nejširším místě v tropech měří přes 20000 km. Nachází se v něm asi 25 000 ostrovů (více než ve všech ostatních oceánech dohromady), většina z nich je vulkanického původu. Pacifik zakrývá mnoho středoocéánských hřbetů a subdukčních zón. Nejznámější je Pacifický ohňový kruh (obr. 3-3), který se nachází nad subdukčními zónami. Proto jsou pro Tichý oceán typická častá zemětřesení, které mají většinou za důsledek tsunami. V letech 1900 – 2004 bylo zaznamenáno přibližně 800 vln, 17 % u pobřeží Japonska. Atlantský oceán zaujímá prostor mezi Afrikou, Evropou a Amerikou. Je to druhý největší oceán. Jeho celková rozloha včetně okrajových moří zaujímá přibližně pětinu zemského povrchu. Do Atlantiku přitéká voda z asi čtyřikrát většího území než je tomu u Tichého nebo Indického oceánu. Objem Atlantiku je i s objemem přilehlých moří 354,7 mil. km³. Průměrná hloubka je 3 926 m nepočítaje moře. Středem Atlantského oceánu se táhne největší podmořský středooceánský hřbet - Středoatlantický hřbet. Ostrovy Atlantského oceánu jsou pevninského původu. Tyto ostrovy leží blízko pevniny, od které se oddělily (Grónsko, Velká Británie, Irsko, Kuba atd.). Indický oceán je třetí největší oceán na Zemi. Nachází se mezi východním pobřežím Afriky, jižní částí Asie, západním pobřežím Austrálie a Antarktidou. Jeho rozloha je 73,556 milionu km², což představuje přibližně 20 % povrchu světového oceánu a 14,9 % rozlohy Země. Obsahuje 292,131 milionu km³ vody. Vzhledem ke své poloze je Indickým oceán nejteplejším světovým oceánem. Velká část jeho plochy se nachází v tropickém nebo subtropickém podnebním pásu. Proto oblast na sever od rovníku je charakteristické monzunové podnebí. Za nejteplejší zálivy a moře jsou považovány Perský záliv a Rudé moře. Jižní oceán (resp. Jižní ledový oceán nebo Antarktický oceán) byl oficiálně definován Mezinárodní hydrografickou organizací jako oceán obklopující Antarktidu až v roce 2000, nicméně mezi námořníky má tento pojem dlouhou tradici. Celková rozloha oceánu byla ustanovena na 20 327 000 km², což ho řadí jako 4. největší oceán na Zemi (tedy 2. nejmenší). Prvenství zaujímá jako nejhlubší oceán s průměrnou hloubkou 4500 metrů. Severní hranice byla určena přibližně 60. rovnoběžkou a jižní hranicí Antarktidy. Jeho hranici tvoří větrné a oceánské proudění. Severní ledový oceán je nejmenší světový oceán (14 mil. km²). Má rovněž nejmenší průměrnou hloubku (1328 m). Rozkládá se kolem severního zemského pólu. Původně se mělo za to, že Arktida je kontinent, v roce 1958 ale americká atomová ponorka USS Nautilus podplula severní pól a zjistila, že žádný kontinent Arktida neexistuje a že je to pouze trvale zamrzlá hladina Severního ledového oceánu. V současně době tloušťka i plocha polárního zalednění rychle klesá. Voda na pevnině Pevninská voda v kapalném skupenství se na povrchu Země označuje jako povrchová voda. Voda  pod zemským povrchem může být uložena různě hluboko a může mít různý původ. Proto rozlišujeme  vodu podzemní, fosilní, juvenilní a vadózní.  Obr. 9-7: Blokdiagram povodí s detailem na hřbetnici, která dané povodí omezuje. Povrchová voda Povrchovou vodu rozlišujeme:   tekoucí (řeky);   stojatou:    jezera;   mokřady;   umělé nádrže.  Řeky Počátek většiny řek je v prameništi, kdy se podzemní voda dostává na povrch. Některé řeky mají  svůj počátek ve vřesovišti nebo jezeru. Jedním říčním tokem odtéká povrchová voda z území, které se nazývá povodí (obr. 9-7). Povodí je základní územní geomorfologickou jednotkou oběhu vody v  přírodě. Hřbetnice nad údolím toku vymezuje tzv. geografické povodí, v němž povrchová voda stéká  do vodního toku. Povrchový tok je rozdělen do tří částí. Každá část je tvarově odlišná v závislosti na  poměru erozivní a kumulační činnosti toku. Horní tok je typický korytem ve tvaru písmene V. Úklon  údolnice je značný a proto tok řeky je rychlý s výraznou hloubkovou erozivní činností. Nacházíme zde  četné splavy a vodopády. Střední tok má rozšířené koryto.Při erozi se uplatňuje stejnou měrou  hloubková i boční eroze. V plošších částech toku dochází k usazování sedimentů s horní části toku.  Dolní část řeky je široká s mělkým korytem. Zde dominuje boční eroze, která se střídá s akumulační  říční činností. Vznikají typické meandry (říční zákruty) s výsepními a jespními břehy, slepá či mrtvá  ramena. Každá řeka tvoří se svými přítoky říční síť, jejíž tvar je podmíněn geologickou stavbou  oblasti.  Jezera Jezera jsou přírodní vodní nádrže, která vznikla vyhloubením nebo přehrazením toku. Nejčastěji jsou členěna podle geneze.       Dělení podle geneze:  1.  ledovcová – vznikla přehrazením toku čelní nebo spodní morénou a nebo byla vyhloubena ledovcem při jeho pohybu; 2.  tektonická – vzniklá vyplněním širší tektonické zóny (například příkopová propadlina či sníženina pull-apartového typu);  3.  sopečná – vznikla zatopením nejčastěji kaldery nebo sopečného kužele, či přehrazením toku lávovým proudem;  4.  krasová – vzniká ve vápencových oblastech, kde povrchová voda vstupuje do podzemního jeskynního systému; 5.  říční – vznikají z mrtvého říčního ramene; 6.  pobřežní jezera – vznikají z části zálivu, od kterého jsou oddělena valem naplavenin.  Za mokřady považujeme trvale zamokřená území s bohatými zásobami vody, kde srážky převažují nad výparem nebo kde je znesnadněn tok vody. Rozlišujeme: 1.  Bažiny – oblasti bez odtoku vody, vzniklé vykácením porostu, táním permafrostu nebo říční záplavou. Mohou mít sezónní charakter. 2.  Rašeliniště - jsou zamokřené oblasti, které zarůstají mechem a rašeliníkem. Nacházejí se v horských oblastech jako jezerní pánve nebo prameniště. Jsou dotována  především srážkovou vodou. 3.  Slatiniště - jsou nížinná rašeliniště, nacházející se na kyselejších půdách. Vznikají zarůstáním zbahnělých sníženin, říčních ramen vlhkomilnými rostlinami mimo  rašeliníku. Jsou dotována vodou z řek nebo podzemní vodou. Pokud je velký přísun srážek, mohou z nich vzniknout močály. Mokřady Umělé vodní nádrže Do této kategorie patří rybníky a přehrady. Rybníky byly budovány k chovu ryb nebo pohánění vodních mlýnů. Nejvíce jsou u nás rozšířené průtočné rybníky, které kromě chovu ryb zadržují vodu v krajině. Těmito rybníky protéká řeka, potok nebo umělý kanál. Pramenité rybníky nají akumulační účel. Voda v nich je čistá a chladná. Nehodí se k chovu ryb.  Poslední a nejméně rozšířené jsou rybníky nebeské, které jsou zásobovány pouze vodními srážkami. Jsou většinou malé, mělké a mají velký sezónní výkyv hladiny.  Přehrady byly budovány především za účelem zadržení vody pro pitné účely, k výrobě elektrické energie, jako ochranná opatření při povodních, pro rekreační účely, dopravu či zavlažování.  Podzemní voda      Podzemní voda infiltruje do horninového prostředí ze srážek, z tajícího  sněhu, nebo korytem z řek a potoků či jezer. Voda prostupuje horninovým  prostředím přes póry a pukliny. V sedimentárních klastických horninách  voda prostupuje přes volné póry mezi jednotlivými zrny. Záleží na velikosti  zrn a množství tmelu, který zrna spojuje. Přitom platí pravidlo, že čím je  velikost pórů větší, tím je hornina propustnější. Pokud voda prostupuje přes  póry mluvíme o průlinové propustnosti (obr. 9-8a,b,c).  Obr. 9-8: Znázornění volných prostor pro prostup podzemní vody. Legenda: a, b, c, - zobrazují různě velké póry průlinového kolektoru různě zpevněných a různě zrnitých sedimentárních hornin; d - praskliny puklinového kolektoru v nepropustných horninách; e - krasový podzemní systém v karbonátech.      Míra propustnosti horninového masívu nezávisí pouze na petrografickém  složení hornin, ale také na jejich rozpukání a konsolidaci. Magmatické,  metamorfované a cementační horniny nemají póry, kudy by voda mohla  protékat.      Pokud jsou ovšem tyto horniny porušené puklinovými systémy, může voda proudit těmito volnými prostory. Pak mluvíme o puklinové propustnosti (obr. 9-8d). Karbonáty snadno  podléhají chemickému zvětrávání. Pukliny, kterými protéká voda se začnou rozšiřovat až vzniknou krasové dutiny (obr. 9-8e), kudy voda protéká jako potrubím.  Podle množství vody, které proteče neporušenou horninou rozlišujeme horniny (obr. 9-9):   propustné (štěrk, písek, pískovec, atd.);    polopropustné (prachovec, jemnozrnný pískovec);    nepropustné (jílovec, vyvřelé a metamorfované horniny).  Obr. 9-9: Schéma znázorňující propustné, polopropustné a nepropustné horniny. Obr. 9-10: Blokdiagram znázorňující saturaci horninového prostředí podzemní vodou. Hladina podzemní vody může být:    volná - tlak na hladině je přibližně roven atmosférickému tlaku;    napjatá - tlak na hladině je vyšší než atmosférický.  Vody s napjatou hladinou označujeme  jako vody artézské. Artézský systém se  skládá z propustné vrstvy, obklopené v  nadloží i  podloží nepropustnými horninami  (obr. 9-11).  Vychází-li propustná vrstva na povrch,  představuje zdrojovou oblast kudy voda  vsakuje do horninového prostředí. Tlak  vody ve vrstvě stoupá nad tlak  atmosférický. Je-li vrstva otevřena vrtem  nebo přirozenou poruchovou zónou, voda  vystupuje do výšky dané  potenciometrickou (piezometrickou)  úrovní (níže než je ve zdrojové oblasti  vlivem ztráty části energie při tření mezi  zrny). Piezometrická úroveň spojuje  hladinu vody ve všech spojených studních. Přirozené vývěry podzemní vody na  zemský povrch označujeme jako prameny. Obr. 9-11: Schéma artézkého systému. Legenda: 1- hladina podzemní vody; 2- propustná vrstva (kolektor); 3- nepropustná vrstva (izolátor); 4- studna; 5- přepad vyvěrající vody; 6- piezometrická úroveň; 7- zlom; 8- pramen. Juvenilní voda Juvenilní voda vystupuje k povrchu Země při vulkanických procesech, po hlubinných zlomových strukturách. Vzniká za  vysokých tlaků a teplot slučováním vodíku z magmatu s kyslíkem atmosférického původu. Vytváří se v nitru Země a její  součástí je prvotní zemská voda. Je to jeden z doprovodných jevů vulkanické činnosti. Obr. 9-12: Schéma znázorňující vznik vadózních vod. Vadózní voda Vadózní voda vzniká průsakem srážkové vody do velkých hloubek podél hlubokých prasklin a zlomů (obr. 9-12). V hloubce  se ohřátá a nabohacená minerálními látkami vystupuje na povrch v podobě gejzírů a horkých pramenů, podobně jako voda  juvenilní.  Fosilní voda Fosilní voda je po dlouhá geologická období uzavřena v podzemních rezervoárech mezi nepropustnými vrstvami. Je  dlouhodobě retardována v hydrologickém cyklu.  Vlastnosti mořské vody Obr. 9-13: Satelitní snímek zachycující změnu barvy moře. Barva mořské vody Barva mořské vody je ovlivněna množstvím pohlcených a odražených slunečních paprsků. Rozlišujeme barvu zdánlivou a  skutečnou. Zdánlivá barva vody je vyvolána odrazem světla, oblohy, mraků. Skutečná barva vody je závislá na množství a  charakteru příměsí. Zelená barva vody je způsobena příměsí fytoplanktonu. Pokud je koncentrace planktonu vysoká může být  barva vody až načervenalá. Žlutohnědá barva je vyvolána minerálními příměsemi splavenými z kontinentů. Ve všech  případech platí, že čím je koncentrace příměsí vyšší, tím je odstín sytější. Pokud je voda chudá na tyto příměsi, její barva je  modrá. Kobaltově modrá barva je v místech bez planktonu.  Barvu vody ovlivňuje i hloubka oceánů a moří. Mělčí tropická moře jsou bohatá na plankton a proto mají zelenou barvu.  Okrajové části moří mírného pásu mají barvu zelenohnědou (obr. 9-13).  Salinita mořské vody     Salinita neboli slanost se vyjadřuje jako množství rozpuštěných  minerálních látek (solí síranů, chloridů, uhličitanů, atd.) v  gramech na jeden kilogram vody (‰). Salinita je ovlivněna  zeměpisnou šířkou, teplotou, výparem, srážkami, přítoky a  pohybem mořské vody. Nejslanější je oceán v prostoru kolem  obratníků (více kolem Raka). Tento jev souvisí s podnebím a tedy  výparem. Nejslanější vůbec je Mrtvé moře - 245-280 ‰ (obr. 9-  14). Nejméně slaná moře jsou tam, kde je velký přítok z  kontinentů a malý výpar (Baltské moře - 2-25 ‰). Salinita není  proměnlivá jen se zeměpisnou šířkou, ale také s hloubkou (obr. 9-  15). V hloubce kolem 1 km je salinita již konstantní. Průměrná  salinita světového oceánu je 35 promile (v 1Kg H₂O je  rozpuštěných 35g minerálních látek).  Obr. 9-14: Vysrážená mořská sůl na pobřeží mrtvého moře. Obr. 9-15: Graf zachycující změnu hustoty s hloubkou pro různé zeměpisné šířky. Teplota mořské vody Oceány jsou zásobárnou tepelné energie a současně regulátorem  teploty na Zemi. Je to dáno menšími výkyvy teploty než je tomu v  atmosféře. Teplo oceány získávají především absorpcí slunečního  záření. Oceán přijímá více tepelné energie než přilehlé pevniny. Při ohřevu vody dochází k menšímu odrazu slunečního záření a k  promíchání vody (obr. 8-11), voda se ohřeje do větší hloubky. Na  proti tomu na pevnině dochází k výraznějšímu odrazu slunečního  záření a povrch se neprohřeje tak hluboko, jako je tomu u oceánů. V menší míře teplo  oceán přejímá i z  vulkanické činnosti  probíhající pod hladinou  oceánů, přeměnou  kinetické energie na  teplo, ohřevem vody při  chemických a  biologických procesech,  kondenzací vodních par a  přestupem tepla z  atmosféry. Poslední dva  jmenované faktory  fungují i obráceně. Teplo  oceán ztrácí přestupem  do atmosféry, výparem a  konvekčním proudění do  chladnějšího vzduchu.   Teplota vody se mění i s hloubkou. U povrchu je voda značně ovlivněna  sezónními změnami. Do 200m pod hladinou teplota klesá pomalu. V hloubce  1000m je již teplota konstantní (neuvažujeme-li vliv mořských proudů).  Například v Atlantiku je teplota při bázi Golfského proudu 17°C, hlouběji  klesá na 12°C a v hloubce kolem 1 km je teplota 7 až 4°C.  Teplota oceánu při hladině je výsledkem mezi přijímaným, přenášeným a  vydávaným teplem. Průměrná teplota vody oceánů je 17°C. Přičemž 53%  plochy oceánu má průměrnou teplotu na hladině vyšší než 20°C.   Protože jednotlivé části Země jsou vystaveny různé intenzitě slunečního  záření, mění se teplota při hladině se zeměpisnou šířkou (obr. 9-16). Teplota  se zvyšuje směrem k rovníku. Proto je nejteplejší Karibské moře, Perský záliv  a Arabské moře. Obr. 9-16: Teplota povrchu oceánu v září roku 2000. V důsledku nerovnoměrného rozmístnění kontinentů, povrchových teplých mořských proudů a výstupu chladnějších vod z hlubin, jsou východní části světového oceánu  chladnější. Teplota okrajových a vnitřních moří je závislá na geografické pozici a propojením s oceánem. Nejchladnější vůbec jsou polární moře. Mořská voda zde průměrně zamrzá  při -2°C (záleží na salinitě mořské vody). Sůl se z ledu vylučuje pod led, kde vzrůstá salinita.  Hustota mořské vody Hustota mořské vody závisí na teplotě, salinitě a tlaku. S rostoucí teplotou klesá hustota. Se vzrůstající salinitou či tlakem hustota narůstá. S hloubkou tedy narůstá tlak, klesá  teplota a vzrůstá hustota. Při salinitě 35‰ a teplotě 0°C je hustota 1,028 g/cm³, ale při teplotě 20°C je hustota 1,024 g/cm³.   Hustota je v oceánech proměnlivá. Její snižování kromě rostoucí teploty způsobují srážky, tání ledu a říční přítoky. Naopak zvyšování hustoty může být způsobeno kromě  ochlazování vody také výparem a vylučováním solí z  mrznoucího ledu.  Změna hustoty společně se změnou teploty vody vyvolávají konvekční proudění mořské vody v oceánech - tzv. termohalinní systém. Studené polární vody se zvýšenou hustotou  klesají a pomalu se pohybují k rovníku. Změna hustoty způsobuje také intenzivní proudění v úžinách mezi různě slanými moři (slanější voda vytváří spodní proud a méně slaná voda  svrchní proud). Pohyb mořské vody Oceánské vody jsou neustále v pohybu v důsledku atmosférických vlivů, slapových jevů a geodynamických vlivů. Rozlišujeme proudění, vlnění a dmutí. Proudění Obr. 9-17: Schéma proudění termohalinního systému. V důsledku nerovnoměrného ohřevu oceánů a kontinentů slunečním zářením dochází k  pravidelným pohybům atmosféry, ke změnám teploty mořské vody a tedy i k změně její  hustoty. Změna hustoty společně se změnou teploty vody vyvolávají konvekční proudění  mořské vody v oceánech. Dochází k prodění mořské vody ve vertikálním (sestupné a  vzestupné proudy)  a horizontálním (hlubinné proudy) směru. Tyto sestupné a vzestupné  proudy jsou termohalinními výměníky, které ženou vodu do zbylých částí světového oceánu  (obr. 9-17).   Nejvýznamnější je atlantický výměník. V rovníkové oblasti se voda otepluje, zvyšuje se  výpar a zvětšuje se i její salinita. Odpařená voda je nahrazována studenou vodou proudící  středním patrem vodního sloupce směrem od Antarktidy. Slanější a hustější rovníková voda se  noří do hloubek kolem 800 m a putuje Atlantikem dál až k Islandu - Golfský proud. Zde v  důsledku západního atmosférického proudění nad Evropu dochází k výparu a ztrátě vody.  Teplo je odejmuto, voda zvětší svoji hustotu a klesá do hloubky. Studené polární vody se  zvýšenou hustotou klesají až do tříkilometrové hloubky a pomalu se pohybují k rovníku.  Hlubinný proud žene vodu do dvou protivýměníků v Tichém a Indickém oceánu se vzestupnými  proudy. V rovníkových oblastech Tichého a Indického oceánu se voda opět ohřeje, sníží svoji  hustotu a putuje k jihu, kde se tyto dva teplé proudy opět spojí v jeden a kolem Afriky  směřují k severu do rovníkových oblastí Atlantického výměníku.  Vlnění      Vlnění mořské vody je vlněním mechanickým, kdy molekuly vody kmitají kolem rovnovážných  poloh a předávají si energii (obr. 9-18). Předmět plující na vodní hladině se vlněním pouze rozkmitá  (houpe se na vlnách), ale není unášen dále, nýbrž setrvává na místě. Při vlnění tedy nedochází k  přenosu hmoty. Vlnění mořské hladiny může být způsobeno působením větru nebo geodynamických  jevů.  Vlny vyvolané větrem dosahují různých výšek, pohybují se různě rychle a různými směry.  Charakter těchto vln je podmíněn ději v atmosféře.  Obr. 9-18: Schéma znázorňující přenos vlnění ve vodě. Molekuly vody setrvávají na místě, pouze předávají svoji energii. Směrem do hloubky se vlnění vytrácí. Vlny vzniklé geodynamickými vlivy jsou označovány za TSUNAMI. Tyto vlny vznikají při zemětřesení, výbuchu vulkánů nebo zhroucením horninových hmot, či pádem meteoritu do oceánu.  Zpravidla se jedná o několik po sobě jdoucích vln, které se šíří po hladině oceánů obrovskou rychlostí a mají ničivý dopad na pobřeží. Rychlost vlny je dána vztahem   √gd    kde g je tíhové zrychlení a d  hloubka. Proto v hlubokém moři vlna  dosáhne rychlosti kolem 700 km/h.  Vlnová délka vln tsunami je v řádu  stovek kilometrů. Proto si jí na volném  moři nemusíme všimnout. Obr. 9-19: Nástup vlny tsunami na pobřeží. Z pohledu pozorovatele na břehu se tsunami jeví spíše jako náhlá záplava než vodní stěna. Dojem vysokých silných vln  budí tsunami při pronikání přes překážky. Během několika minut stoupne hladina moře až o desítky metrů a po několika  minutách voda zase opadne. Když vlna dorazí k pobřeží třením o dno se zpomalí.  Nahromaděná energie zvedá vlnu až do výšky desítek metrů  (obr. 9-19). Míra zvednutí je závislá na charakteru a hloubce  mořského dna u pobřeží. I když vlna u pobřeží zpomalí až  stokrát, stále má vlnovou délku v řádu kilometrů.   Obr. 9-20: Schéma zobrazující skočné a hluché dmutí. Dmutí Dmutím nebo také slapovými jevy se označuje zvyšování a snižování hladiny moře v důsledku působení gravitace  Měsíce a Slunce. Zvýšení hladiny se označuje jako příliv, snížení jako odliv. Gravitační síly obou vesmírných těles  deformují jak povrch Země, tak hladinu oceánů. Slapové síly Slunce jsou oproti měsíčním výrazně slabší (tvoří přibližně  4/9 slapových sil Měsíce). Měsíc tedy slapové jevy ovlivňuje nejvíce. Měsíc přitahuje silněji vodní masu na přivrácené  straně Země, a naopak slaběji na odvrácené straně. Vznikají tak dvě vlny, jedna na přivrácené a druhá na odvrácené  straně Země. K přílivu a odlivu dochází s dvojnásobkem frekvence odpovídající průchodu Měsíce nad příslušným  poledníkem, tj. každých 12 hodin 25 minut a 14 sekund - mluvíme o půldenním dmutí.   Skočné dmutí vzniká pokud Měsíc, Země a Slunce stojí v jedné řadě. Slapové síly obou těles se sečtou a dmutí je  velmi výrazné. Pokud naopak Slunce, Země a Měsíc svírají pravý úhel, slapové síly se částečně vyruší a nastává hluché  dmutí (obr. 9-20).  Kromě vzájemné polohy Země, Měsíce a Slunce a polohy místa na Zemi ovlivňuje výšku dmutí také tvar pobřeží a úhel  dna. Na volném moři se výška hladiny mění asi o 0,8 metru. Nejvyšší příliv na světě dosahuje v zálivu Fundy v Kanadě,  kde hladina stoupá až o 20 metrů. V Evropě je největší rozpětí přílivu a odlivu poblíž pobřeží Francie v zátoce Mont-Saint-  Michel, kde dosahuje asi 13 metrů.