Hydrosfera

Pod pojęciem hydrosfery rozumiane są wszystkie wolne wody na ziemi takie, które nie są związane w związkach chemicznych (nie muskowit, w którym jest woda).

Pod względem miejsc występowania wyróżnia się:

• wody juwenilne - te, które pochodzą z roztworów magmowych

• wody atmosferyczne (meteoryczne lub wadyczne, łac. vados - błądzący, cementy wadyczny - nad zwierciadłem wody) - para wodna, kryształki śniegu, krople wody

• wody strefy aeracji ( warstwa gruntu, którego wolne przestrzenie wypełnia zazwyczaj powietrze) - miąższość tej strefy waha się od 0 do kilkudziesięciu metrów, a nawet kilkuset na obszarach pustynnych; wody tej strefy są zatrzymywane przez glebę, stąd istnieje pojęcie wilgoci glebowej, ale też zatrzymywane przez mineralizację strefy orsztynu oraz minerały ilaste utrudniające przepływ wody ku dołowi. Z obecnością minerałów ilastych łączy się pojęcie wód zaskurnych

• wody strefy saturacji (freatyczne, freatiaios - studzienny) - wody gruntowe; wody te występują w obrębie warstwy lub warstw wodonośnych utworzonych z porowatego osadu, takiego jak piasek czy żwir. Warstwy te oddzielone są skałami nieprzepuszczalnymi dla wody (np. warstwa iłu, gliny); są dobrze przefiltrowane

• wody powierzchniowe - wody oceanów, mórz, jezior, rzek, potoków, warstwy lodu i śniegu

Inna klasyfikacja wód dzieli je na słodkie (lądowe) i morskie. Wody te różnią się pod względem składu chemicznego.

Zróżnicowanie udziału kationów i anionów w obrębie wód lądowych i oceanicznych.

Wody lądowe:

Ca²⁺ > Mg2⁺ > Na⁺

HCO3^- > SO4^2- > Cl^-

Wody oceaniczne:

Na⁺ > Mg²⁺ > Ca²⁺

Cl^- > SO4^2- > HCO3^-

Przeciętny skład doli w wodzie morskiej

chlorki: NaCl 77,8%, MgCl₂ 10,9%

siarczany: MgSO₄ 4,7%, CaSO₄ 3,6%, K₂SO₄ 2,5%

węglany: CaCO₃ 0,3%

pozostałe sole: 0,2%

Skład wód słodkich jest bardziej zróżnicowany, bo zależy od lokalizacji. Jeśli wychodzą gdzieś wysady solne, to automatycznie związki obecne w wysadach solnych będą obecne w zwiększonej ilości w wodzie.

Zasoby wodne Ziemi

Forma wody	% udział w zasobach wodnych
		Oceany	97,25
		Lodowce	2,05
		Wody podziemne	0,68
		Jeziora	0,01
		Gleby	0,005
		Atmosfera	0,001
		Rzeki	0,00004

Wody słodkie

Całkowita objętość wód słodkich na Ziemi stanowi nieco ponad 2,5% hydrosfery, przy czym 85% jest związana w lodowcach, ok. 14% stanowią wody podziemne, 0,6% jeziora, pozostałe 0,4% zajmują rzeki i para wodna zawarta w atmosferze.

Wody dzisiejszych oceanów wykazują wyraźne rozwarstwienie. Wynika ono z różnic gęstości, a ta z kolei zależy od temperatury, zasolenia oraz ciśnienia.

Zmienność temperatury: powierzchniowa zmienność temperatury związana jest z nasłonecznieniem. Im głębiej tym woda jest chłodniejsza. Gdyby zrobić przekrój w głąb wód oceanicznych, można stwierdzić, że występuje cienka warstwa wód powierzchniowych, które są lżejsze (bo są cieplejsze) oraz zasadniczą grubą warstwę wód głębinowych, które są cięższe (bo są chłodniejsze). Warstwa, gdzie różnica temperatury wody ulega stosunkowo gwałtownej zmianie, nazywa się termokliną. Średnio jej grubość wynosi 500m.

Termoklina w polskich jeziorach latem występuje na głębokości 7-8 m, wiosną pojawia się na głębokości 1 m.

Ponad termokliną woda jest wymieszana, co zawdzięcza przede wszystkim działaniem prądów powierzchniowych oraz falowaniu. W tej warstwie odbywa się konwekcja - wody cieplejsze idę ku górze, chłodniejsze opadają. Głębokość tej warstwy w oceanach to ok 100-200 m.

Poniżej termokliny temperatura spada znacznie wolniej. Woda jest zasadniczo zimna.

Zmienność zasolenia: ilość rozpuszczonych w oceanach soli jest tak duża, ze gdyby cała woda wyparowała, to na dnie powstałaby warstwa soli o miąższości 60 m. Przeciętne zasolenie wód oceanicznych wynosi 3,5% przy czym w poszczególnych regionach zmienia się od 1-4%. najwiękzse zasolenie wystepuje w strefach podzwrotnikowych, gdyż parowane jest tam największe. W okolicach równika zasolenie jest trochę niższe, z uwagi na zwiększona ilość opadów. Potem obserwujemy stopniowy spadek zasolenia ku biegunom. Spadek zasolenia występuje także w strefach ujścia dużych rzek. Zmienia się podobnie jak temperatura wraz z głębokością, zmiany te mają różny charakter w zależności od szerokości geograficznej. Większe zasolenie występuje w strefie przypowierzchniowej w strefie klimatów gorących. W wysokich szerokościach geograficznych wraz z głębokością obserwowany jest wzrost zasolenia. Zróżnicowanie zasolenia występuje zazwyczaj do 2-3 tys. m. Poniżej wody 9sa równomiernie słone. Występuje warstwa wód, gdzie obserwuje się wyraźna zmianę zasolenia. To haloklina.

Zmienność ciśnienia: im wyższe ciśnienie, tym gęstość wody jest większa. Przy wzroście głębokości od 0 do 1000 m wzrost gęstości wody wynosi 0,0045 g/cm³. W Rowie Mariańskim gęstość wody wywołana wzrostem ciśnienia jest szacowana na 1,025 g/cm^3, przy czym wartości te nie uwzględniają zasolenia. Przy ujściach rzek tropikalnych, gdzie woda ma większą temperaturę niż 4oC. (1g/cm3 to gęstość wody dla temperatury 4oC), gęstość jest mniejsza od jedności.

Temperatura, zasolenie i ciśnienie, są powodem trwałego gęstości owego rozwarstwienia wód oceanicznych. Strefa zmiany gęstości nosi nazwę piknoklina. Średnia gęstość wód nad piknokliną jest zaledwie o 0,05 mniejsza niż wód pod piknokliną. Utrudnia, a nawet uniemożliwia ona często wymianę wód głębinowych z wodami powierzchniowymi. Stąd też rozwarstwienie wód oceanicznych jest praktycznie trwałe, ogranicza to rozwój życia.

Cyrkulacja wód

Ruch wód charakteryzujący się względnie zwiększona prędkością (względem wód otaczających) i w przybliżeniu stałym kierunkiem nosi nazwę prądu. 4 główne czynniki wywołujące prądy:

• wiatry (szczególnie istotna funkcję pełnią pasaty i wiatry zachodnie)

• różnice temperatur

• różnice zasolenia

• pływy

Przyjmując te 4 czynniki jako kryterium wyróżniane są:

• prądy dryfowe - powstają na skutek działania wiatrów wiejących w stałym kierunku

• prądy okresowe - powstają pod wpływem sporadycznie pojawiających się wiatrów

• prądy gęstościowe

• prądy pływowe - związane z pływami

• prądy kompensacyjne - dążące do wyrównania poziomu wód

Ze względu na położenie prądu w masie wody wyróżniane są:

• prądy powierzchniowe

• prądy głębinowe

• prądy przybrzeżne

Cyrkulacja powierzchniowa jest znana powszechnie pod pojęciem prądów oceanicznych. Wywołana jest przede wszystkim oddziaływaniem wiatrów. W obszarze międzyzwrotnikowym pasaty przemieszczają masy wód powierzchniowych w kierunku zachodnim. Gdy wody te napotkają przeszkodę w postaci wschodnich wybrzeży kontynentów, ulegają rozwidleniu, kierując się ku większym szerokościom geograficznym. Na obszarach wyższych szerokości geograficznych przeważają wiatry zachodnie, które przesuwają masy wód ku wschodowi. Jeżeli wody te napotkają zachodnie wybrzeża kontynentów, zostają skierowane w formie zimnych prądów powierzchniowych migrujących ku równikowi. Cyrkulacja ta szczególnie wyraźna jest na półkuli południowej, gdzie dominującym jest Antarktyczny Prąd Okołobiegunowy.

Cyrkulacja głębinowa.

Cyrkulacje głębinową wymusza odmienna gęstość wód wywołana równicą temperatury i zasolenia. Zimne i przez to cięższe wody występują w strefach okołobiegunowych. Pod wpływem siły ciężkości ulegają one pogrążeniu, a następnie podążają ku sobie. Wokół Antarktydy bardzo szybka woda związana jest z Antarktycznym Prądem Okołobiegunowym. Część tych wód zamarza, 70% soli pozostaje w wodach niezamarzniętych. Wody te jako cięższe opadają na dno, a następnie przemieszczają się ku północy, tworząc prąd przydenny (abisalny). Wody te zastępują masy nieco cieplejsze unoszące się z głębokości pośrednich silnym prądem oddolnym. Zawierają one liczne życiodajne sole. Z tego też względu obszar wokółantarktyczny jest najbardziej bogaty w faunę i florę. Ponadto część wód jest związana z topniejącymi górami lodowymi. Są one także zimne, lecz mniej słone i przemieszczają się także ku północy lecz na mniejsze głębokości. Podobny proces odbywa się na północy w okolicy Grenlandii, gdzie wody są jednak mniej słone w stosunku do wód południowobiegunowych. Płyną one ku południowi na głębokości 2-3 km. W pobliżu Antarktydy wypływają i parując są źródłem obfitych opadów śniegu. Temperatura wód abisalnych jest stała i wynosi 1^oC. Migracja przydenna z S na N wód na Atlantyku odbywa się z prędkością 0,08 do 0,3 cm/s, czyli potrzebują 300-400 lat, by przemierzyć Atlantyk. Podobny proces na Pacyfiku jest jeszcze wolniejszy (ok. 0,05 cm/s) - potrzeba 600 lat.

Ruchy kompensacyjne (costal upwelling)

Zjawisko to polega na wyrównaniu poziomu odpychanej od wybrzeży kontynentów na skutek oddziaływania siły Coriolisa. Ubytki kompensują prądy oddolne (upwellingi)

Spirala Ekmana

Na półkuli płn wiatr w wyniku siły tarcia o powierzchnię oddziela jej warstwę zewnętrzną. Znajdująca się pod nią warstwa wody porusza się wolniej niż warstwa powierzchniowa. Kierunek płynięcia poszczególnych warstw jest odchylany o kąt 45o w prawo na półkuli północnej lub lewo na półkuli południowej pod wpływem siły Coriolisa. Kolejne niżej położone warstwy wody zostają w podobny sposób oddzielone od wód głębszych, jednak ze względu na siłę tarcia kąt odchylenia maleje wraz z głębokością. Zjawisko to ma miejsce do głębokości 100-150 m, gdzie kąt płynięcia wody może być zmieniony o kąt 180^o. Z uwagi na siłę tarcia prędkość przepływu maleje wówczas o 5%. Przeciętnie zmiana kąta płynięcia wód w stosunku do kierunku wiejącego wiatru zmienia się o ok. 90o w kierunku zależnym od półkuli i nosi nazwę spirali Ekmana (badacz, 1902 - zauważył, ze statek który ugrzązł w krze przemieszczał się o kąt 90o w stosunku do kierunku wiejącego wiatru). Spirala Ekmana jest istotnym czynnikiem rpzy powstawaniu ruchów kompensacyjnych wody.

Globalna cyrkulacja wód

Stanowi ona wypadkową zjawisk. Cyrkulację potwierdzają badania izotopowe. Woda w Pacyfiku jest starsza od wody w Atlantyku.

Parametry Ziemi

Czechowski 1994 „tektonika płyt i konwekcja w płaszczu Ziemi”

Z uwagi na duże zróżnicowanie powierzchni kształt Ziemi trudny jest do obliczenia. W 1910 uznano, że przybliżony kształt Ziemi najlepiej odzwierciedla elipsoida obrotowa. Był to model zaproponowany przez Johna Hayforda. Model ten przyjęto jako „międzynarodową elipsoidę odniesienia”. Elipsoida ta ma kształt nieco spłaszczonej kuli powstałej przez obrót wokół mniejszej osi elipsy. W tym modelu półoś wielka (równikowa) ma długość 6378,4 km, a półoś mała (biegunowa) ma długość 6356,9 km. Przy tym modelu całkowita powierzchnia Ziemi wynosi ok. 510 mln km², z czego na lądy przypada 148 mln km²,co stanowi ok. 29%. Objętość kuli ziemskiej w tym modelu wynosi 1083 mld km³.

Jeszcze prostszą postać przybrała by Ziemia, gdyby w całości była pokryta wodami oceanów. Otrzymany w ten sposób teoretyczny kształt został nazwany geoidą.

Pole magnetyczne Ziemi

Ciało ma własności magnetyczne wówczas, gdy elektrony przemieszczają się wokół jądra w tym samym kierunku. Pole magnetyczne Ziemi przypomina sobą pole sztabkowego magnesu, umieszczonego w środku Ziemi pod kątem 11^o do osi obrotu. Punkty przebicia powierzchni Ziemi przez przedłużenie tego magnesu nazwane są biegunami geomagnetycznymi. Pole magnetyczne jest wektorem posiadającym kierunek i wielkość, jest wyznaczany przez igłę magnetyczną. Kąt igły z poziomem to inklinacja pola magnetycznego, a kąt igły kompasu z kierunkiem północy astronomicznej to deklinacja. Tam gdzie inklinacja pola wynosi 90o tam występuje biegun magnetyczny. Obecnie magnetyczny biegun południowy (północna igła kompasu jest przez niego przyciągana), znajduje się na półkuli północnej (Amund Ringnes Island) na 79^oN, 105^oW. Z kolei magnetyczny biegun północny występuje na Wybrzeżu Ziemi Adeli (65^oS, 136^oE). Wartością wektora jest natężenie pola magnetycznego mierzone w jednostce A/m. Prąd płynąc wzdłuż okręgu or=1m, wytworzy prąd o natężeniu 1A. Wartość pola obrazuje także wartość indukcji magnetycznej, oznaczanej B, której jednostka jest tesla; 1T=1V*s*m2. W geofizyce stosowana jest zazwyczaj nT=10^-9T. Najsilniejsze pole panuje na biegunie a najsłabsze w okolicach równika magnetycznego.

Pochodzenie pola magnetycznego.

Pole magnetyczne nie może być wynikiem namagnesowania wnętrza Ziemi, gdyż wszystkie magnesy tracą swoje własności magnetyczne w temperaturze powyżej tzw. punktu curie. Dla magnetytu, który jest głównym źródłem namagnesowania skał, punkt curie wynosi 580oC. Powyżej tej temperatury magnetyt traci własności magnetyczne. Dlatego przypuszcza się, że ziemskie pole magnetyczne jest generowane przez konwekcję płynnego metalu w obrębie jądra Ziemi oraz przez ruch jądra Ziemi względem jej płaszcza. To koncepcja sformułowana przez Frankela w 1945. Ta samakoncepcja została coś tam dla Słońca.

---