G e o g r a f i a f i z y c z n a P o l s k i

Zagadnienia do egzaminu z geografii fizycznej Polski

Konsekwencje położenia matematycznego Polski na kuli ziemskiej

Położenie Polski na kuli ziemskiej wyznaczają następujące współrzędne geograficzne:

kraniec północny - przylądek Rozewie (54o50'N). Wg najnowszych pomiarów geodezyjnych najdalej na północ wysunięty punkt znajduje się w Jastrzębiej Górze;

kraniec południowy - szczyt Opołonek w Bieszczadach ( 49o00'N);

kraniec wschodni - kolano Bugu na wschód od Strzyżowa (24o08'E);

kraniec zachodni - kolano Odry na zachód od Cedyni (14o07'E).

Rozciągłość południkowa wynosi 5o50' tj. 649 km, natomiast rozciągłość równoleżnikowa (wzdłuż równoleżnika 52o) wynosi 10o01' czyli 689 km.

Przyjmuje się, że Polska zajmuje geometryczny środek Europy, jeżeli poprowadzi się linie proste łączące skrajne punkty Europy: przylądki Nordkin w Norwegii i Matapan na Peloponezie, przylądek Roca i środkowy Ural to przecinają się one w pobliżu Warszawy.

Różnice szerokości geograficznej wyrażają się w różnicach wysokości słońca nad horyzontem i długości dnia, a więc w ilości energii słonecznej, dopływającej do powierzchni ziemi w poszczególnych porach roku. 21 czerwca dzień na południu kraju trwa 16h9min, a na północy 17h17min (różnica - 1h8min). 23 grudnia długość dnia wynosi 8h9min na południu, 7h5min na północy (różnica 1h4min). W lecie zatem na północy Polski dzień jest przeszło o godzinę dłuższy niż na krańcach południowych, a w zimę o godzinę krótszy. Różnica w ciągu roku wynosi 2h12min.

Z położenia matematycznego wynika teoretyczny bilans energii cieplnej, wyrażający się przychodem i rozchodem promieniowania. Roczne sumy całkowitego promieniowania słonecznego zmniejszają się od równika ku biegunom.

Konsekwencją rozciągłości równoleżnikowej jest 40 minutowa różnica czasu słonecznego między zachodnimi a wschodnimi krańcami kraju. Na całym terenie kraju obowiązuje jednak czas środkowoeuropejski, odpowiadający 15o. Jest to czas powiększony o 1 godz. w stosunku do południka 0o. W okresie letnim jest stosowany czas powiększony w stosunku do zimowego o 1 godz. - wschodnioeuropejski.

Rozciągłość matematyczno-geograficzna ma również swoje konsekwencje klimatyczne - strefa klimatów umiarkowanych.

Położenie Polski na tle klimatów Europy

Klimat w Europie zmienia się z północy na południe, od subpolarnego strefy okołobiegunowej na północnych wybrzeżach kontynentu, przez umiarkowanie chłodny w Skandynawii i północnej części Europy Wschodniej, umiarkowanie ciepły w Europie zachodniej, Środkowej i Wschodniej (na północ od Alpidów) do podzwrotnikowego na półwyspach Europy Południowej.

Polska leży w środkowej części Europy, w strefie klimatów umiarkowanych. Klimat zachodniej części europy wykazuje cechy klimatu oceanicznego, natomiast klimat Europy Wschodniej ma charakter kontynentalny. Cechą charakterystyczną klimatu polski jest duża zmienność warunków pogodowych. przyczynia się do tego stosunkowo szybka wędrówka wyżów i niżów barycznych nad Europą. Nad obszarem polski ścierają się także wilgotne masy powietrza napływające znad Atlantyku z suchszymi masami pochodzenia kontynentalnego. Przejawem wzrastającego ku wschodowi kontynentalizmu klimatu Polski są zaostrzające się zimy, większa trwałość pokrywy śnieżnej i wzrost rocznych amplitud temp., a także skrócenie okresu wegetacyjnego. O oceanizmie świadczy przewaga opadów jesiennych nad opadami wiosennymi. Przewaga opadów jesiennych występuje w południowo-zachodniej Polsce. Zachodnią część kraju cechuje ponadto częstsze występowanie odwilży środzimowych, powodujących wezbrania rzek. Wymienione cechy sprawiły, że klimat Polski określa się jako przejściowy. Obszar Polski przecinają izoamplitudy roczne 20-23oC, mieszczące się w obrębie wartości wyznaczających granicę między klimatem oceanicznym a kontynentalnym. Wg Koppena-Geigera przez Polskę przebiega granica między klimatem umiarkowanym i dżdżystym a klimatem borealnym, śnieżno-leśnym.

Położenie Polski na tle budowy geologicznej Europy

Terytorium Polski znajduje się na styku trzech wielkich struktur tektonicznych Europy.

Są to: prekambryjska platforma wschodnioeuropejska, paleozoiczne górotwory i platformy środkowoeuropejskie, oraz górotwór systemu alpejskiego wraz z towarzyszącym mu rowem przedgórskim. Każda z tych jednostek cechuje się odrębną budową i historią geologiczną. Od zachodu platformę wschodnioeuropejską ogranicza system głębokich pęknięć skorupy ziemskiej, przechodzący wzdłuż linii środkowej Wisły (z NW na SE) - strefa Teisseyre'a-Tornquist'a. W granicach Polski na wschód od tego rozłamu, fundament krystaliczny jest pokryty utworami młodszymi, dlatego nie zaznacza się w rzeźbie. Na zachód od rozłamu fundament krystaliczny jest głęboko pogrążony, a skały osadowe osiągają znaczną miąższość.

Dopiero w południowo-zachodniej Polsce podłoże krystaliczne ukazuje się na powierzchni, w Sudetach, wydźwigniętych wzdłuż uskoków. Zróżnicowane pod względem ukształtowania obszary o budowie właściwej Eu­ropie Zachodniej występują więc po zachodniej stronie systemu pęknięć ograniczających platfor­mę wschodnioeuropejską, natomiast po wschod­niej strome rozciąga się zwarty blok Europy Wschodniej o mało urozmaiconej rzeźbie.

Platforma wschodnioeuropejska jest najstarszą częścią Europy. Rozciąga się ona od Uralu i sięga aż po północno-wschodnią część Polski. Podłoże, tzw. cokół platfor­my, zbudowane jest z prekambryjskich skał metamor­ficznych i magmowych. Na cokole spoczywa pokrywa platformowa utworzona z poziomo lub prawie pozio­mo leżących paleozoicznych i mezozoicznych skał osadowych. Obszar ten został usztywniony w prekambrze i w późniejszych okresach nie ulegał defor­macjom fałdowym.

Zachodnia część Polski została uformowana w paleozoiku. Stanowi ona część europejskiej paleozoicznej strefy fałdowej. Deformacje fałdowe nastąpiły tu w dwu okresach: w orogenezie kaledońskiej i w oro­genezie hercyńskiej. Po fałdowaniach paleozoicznych cały ten obszar został przykryty grubą serią osadów permsko-mezozoicznych i kenozoicznych. Jedynie nieliczne jednostki zostały wydźwignięte i odsłonięte przez erozję. Należą do nich: Sudety, Góry Świętokrzyskie, Górnośląskie Zagłębie Węglowe oraz nie­wielkie wychodnie skał paleozoicznych na Wyż. Śląsko-Krakowskiej. W pokrywie permsko-mezozoicznej, w czasie ruchów tektonicznych orogenezy laramijskiej powstały szerokopromienne formy synklinalne i antyklinalne. Na krawędzi platformy wschod­nioeuropejskiej znajduje się niecka brzeżna, a dalej na zachód antyklinorium środkowopolskie, niecka szczecińsko-łódzko-miechowska, monoklina przedsudecka i monoklina śląsko-krakowska. U pady warstw w tych jednostkach są niewielkie, wynoszą od kilku do kilkuna­stu stopni, rzadko więcej. Struktury te zostały następnie przykryte utworami trzecio- i czwartorzędowymi.

Pasmo alpejskie jest w Polsce reprezentowane przez Karpaty, które dzielą się na Karpaty wewnętrzne (Centralne), pieniński pas skałkowy i Karpaty zewnętrzne zwane również fliszowymi (flisz). Na przedpolu Kar­pat znajduje się rów przedkarpacki, wypełniony utworami miocenu. Ruchy fałdowe i płaszczowi nowe nastą­piły w Karpatach wewnętrznych w późnej kredzie, w Karpatach fliszo­wych - w późnym trzeciorzędzie. Pieniński pas skałkowy był fałdowany w obu tych okresach.

Położenie Polski na tle rzeźby Europy

Na obszarze Polski zbiegają się trzy wielkie jednostki fizycznogeograficzne odpowiadające głównym jedno­stkom tektonicznym Europy: pozaalpejska Eu­ropa Zachodnia, podobszar karpacki i Niż Wschodnioeuropejski. W ich obrębie zaznacza się pasowy układ głów­nych jednostek geomorfologicznych, wydzielo­nych na podstawie różnic budowy podłoża i rzeźby. W graniach Polski są to: Karpaty, stare górotwory i wyżyny oraz Niż Polski, składający się z obszarów: staroglacjalnego i młodoglacjalnego.

Karpaty, wraz z towarzyszącymi im kot­linami podkarpackimi, które zajmują rów przedgórski, wchodzą w skład Alpidów. Cechą charak­terystyczną Karpat, w przeciwstawieniu do Alp, jest występowanie szerokiego pasa fliszowego, budującego Karpaty Zewnętrzne. Wąska strefa Pienińskiego Pasa Skalicowego oddziela Karpaty fliszowe od Karpat Centralnych, w obrębie któ­rych występują małe bloki górskie zbudowane ze skał krystalicznych i wapienno-dolomitowych (np. Tatry). Inną cechą Karpat jest obecność zapad­liskowych kotlin poorogenicznych, których brak w Alpach, z wyjątkiem francuskich Alp. W Karpatach Zewnętrznych ku wschodowi i południowemu-wschodowi pojawiają się coraz młodsze ogniwa tektoniczne, zawierają­ce zespoły skał mało odpornych. Odzwierciedla się to w typie rzeźby i jej wieku. Na skałach tych rozwinęły się bowiem młode zrównania, osiąga­jące coraz większe wysokości w miarę przesuwa­nia się ku wschodowi i południowemu-wschodowi.

Stare górotwory i wyżyny strefy kaledońsko-waryscyjskiej obejmują masywy krystali­czne i stare górotwory fałdowe oraz wyżyny o płytowej i monoklinalnej budowie pokrywy mezozoicznej. Ciągną się one od Masywu Cen­tralnego na wschód aż po Góry Świętokrzyskie. Jednostki występujące w granicach Polski mają wiele cech wspólnych z innymi obszarami tej strefy, mianowicie:

rozbicie na oddzielne masywy o zróżnico­wanej czasowo i przestrzennie ruchliwości, z czym wiąże się różny stopień odmłodzenia górotworów na przełomie trzeciorzędu i czwartorzędu; prze­waga tektoniki uskokowej nad fałdową i rozpad masywów na bloki (np. Sudety);

odkształcenie wielko- i drobnopromienne osłony mezozoicznej starych masywów i związane z tym bogactwo małych form strukturalnych (np. na obrzeżu Gór Świętokrzyskich);

występowanie zrównań o starych założe­niach.

Wyżyny Polskie, Góry Świętokrzyskie i Przed­górze Sudeckie, jakkolwiek porównywalne pod względem struktury i pochodzenia rzeźby, a na­wet warunków rozwoju w okresie trzeciorzędo­wym, zasadniczo różnią się od innych średniogórzy i wyżyn strefy kaledońsko-waryscyjskiej - mniejsza jest głębokość ich rozczłonkowania (często nie przekracza 100 m). Przyczyną jest całkowite lub częściowe zasypanie obniżeń oraz okrycie wielu stoków i wierzchowin alochtonicznymi osadami wieku plejstoceńskiego. W po­zostałych obszarach Europy, nie objętych zlodo­waceniami kontynentalnymi, średniogórza i wy­żyny cechuje śmiałość form i głębokie rozczłon­kowanie.

O podobieństwie Niżu Polskiego do niżów: Środkowoeuropejskiego i Wschodnio-europejskie­go przesądza występowanie wyraźnych pasów krajobrazowych, mających swe przedłużenie na obszarach sąsiednich. Obszar staroglacjalny jest znacznie przekształcony przez procesy erozyjne i peryglacjalne. Obszar młodoglacjalny natomiast odznacza się bogactwem typów rzeźby i zróż­nicowaniem przestrzennym układu form mar­ginalnych. Inaczej dzieje się w Jutlandii, gdzie staro- i młodoglacjalne wzgórza i pagóry moren czołowych występują w wąskim pasie, a w Niem­czech i na ziemiach polskich wyraźny układ lobalny form marginalnych świadczy o istnieniu wielkich jęzorów lądolodu w czasie ostatniego zlodowacenia.

(Kondracki) Terytorium Polski leży na pograniczu Europy Zachodniej i Europy Wschodniej. Można wyodrębnić jednostki strukturalne niższego rzędu - prowincje fizycznogeograficzne.

Z obszaru Europy Zachodniej wchodzą w skład terytorium Polski na­stępujące prowincje:

A. Niż Środkowoeuropejski

B. Masyw Czeski,

C. Wyżyna Małopolska,

D. Karpaty i Podkarpacie.

Z obszaru Europy Wschodniej wyodrębniono w granicach Polski prowincje:

E. Niż Zachodniorosyjski,

F. Wyżyny Ukraińskie.

Przebieg granicy między Europą Zachodnią a Wschodnią: od ujścia Pregoły do Zalewu Wiślanego zachodnim skrajem Wzniesień Górowskich, linią Pasłęki oddzielającą zasięg lobu Zatoki Gdańskiej (w pomorskim stadium ostat­niego zlodowacenia) od lobu mazurskiego, następnie południowym skra­jem Pojezierza Mazurskiego, zachodnim skrajem Wysoczyzny Kolneńskiej, wzdłuż wschodnich podnóży moren Czerwonego Boru, południo­wym skrajem Wysoczyzny Bielskiej na Nizinie Podlaskiej, zachodnią granicą Polesia Lubelskiego, doliną Wieprza i u wschodnich podnóży Roztocza. Ogólnie na Europę Wschodnią przypada około 44 tys. km2 obszaru Polski, czyli około 14,1%. Pozostała jej część 85,6% należy do Europy Zachodniej.

Położenie Polski na tle warunków hydrograficznych Europy

Pod względem hydrograficznym cechą położenia Polski jest pokrywanie się jej terytorium z obszarem dorzeczy dwóch dużych rzek bałtyckich - Wisły i Odry. Jeżeli wziąć pod uwagę małe rzeki pobrzeża, wpadające wprost do Bałtyku okazuje się, że ponad 99°/o powierzchni kraju leży w jego zlewisku. Poza Wisłą i Odrą z terytorium Polski do Bałtyku płyną niektóre rzeki pojezierzy, m.in. Rega, Parsęta, Wieprza, Słupia, Łeba, Pasłęka (bezpośrednio) oraz Łyna i Węgorapa - za pośrednictwem leżącej poza granicami Polski Pregoły oraz Czarna Hań­cza i Świsłocz należące do dorzecza Niemna. Niewielkie fragmenty Polski należą do zlewiska Morza Północnego (Izera i Orlica w dorzeczu Łaby) i Morza Czar­nego (górny bieg Strwiąża w dorzeczu Dniestru, oraz Orawy w dorzeczu Du­naju).

Jeśli chodzi o jest reżim rzek polskich to wg Dynowskiej na obszarze Polski przeważają dwa rodzaje zasilania rzek. Zasilanie deszczowo-gruntowo-śnieżne występuje tylko w Karpatach Zewnętrznych. Na pozostałym obszarze naszego kraju, łącznie z Tatrami i Pod­halem, przeważa zasilanie gruntowo-deszczowo-śnieżne.

Na Po­jezierzu Pomorskim obserwuje się nieznaczne wahania przepływów rzek spowodowanych wpływem klimatu oceanicznego oraz znaczną liczbą za­głębień bezodpływowych. Stosunkowo duże am­plitudy przepływów we wschodniej części ob­szaru Polski, w porównaniu z zachodnią częś­cią, są uwarunkowane wzrastającym ku wscho­dowi kontynentalizmem. Na ziemiach polskich wpływ klimatu na reżim przepływów jest mody­fikowany przepuszczalnością i wodonośnością podłoża skalnego, głównie na wyżynach zbudo­wanych ze skał węglanowych, oraz ukształto­waniem terenu, przede wszystkim stromością stoków w górach.

Systemy rzeczne w zachodniej Europie są prawie symetryczne, natomiast począwszy od Odry na wschód, dorzecza Wisły, Niemna i Dźwiny - asymetryczne. Prawe dopływy są liczniejsze i znacznie dłuższe od lewych. Najbar­dziej asymetryczne są dorzecza Odry i Warty, których układ ogólnie powtarza kierunek tek­toniczny NNW-SSE. Dorzecza rzek polskich wyróżniają się także tym, że na Niżu Polskim działy wodne są bardzo niskie, co stwarza dogod­ne warunki do połączenia rzek kanałami.

Konsekwencje zmian położenia Polski na kuli ziemskiej

Aktualna pozycja geograficzna naszego terytorium, jest tylko jednym z etapów w wielkim łańcuchu jego przemieszczeń w odniesieniu do szerokości geograficznej. Powierzchnia Polski ulegała przesunięciom wzdłuż równoleżników, jednak konsekwencje tych ruchów są mniej znaczące. Zmieniające się położenie Polski w sto­sunku do równika warunkowało bowiem istotne zmiany klimatu, a więc i całego splotu proce­sów egzogenicznych. Z przeprowadzonych na obszarze Europy badań paleomagnetycznych można odtworzyć orientacyjne paleomagnetyczne, a pośrednio i paleogeograficzne pozycje terytorium Polski od kambru do chwili obecnej. Okazuje się, iż pozycje te zmieniały się inten­sywnie od niskich szerokości geograficznych południowych do średnich szerokości geograficznych północnych. Zmiany położenia Polski na kuli ziemskiej wpłynęły na geograficzne i stratygraficzne pozycje złóż węgla, miedzi, soli, gipsów i siarki oraz innych bogactw, a przede wszystkim na zmieniający się charakter skał.

Niezależnie od zmian klimatu spowodowanych wędrówką terytorium Polski poprzez strefy klimatyczne oraz fluktuację samych cech klimatów rozgrywały się procesy endogeniczne urozmaicające rzeźbę terenu. Pociągało to za sobą zmiany w natężeniu oraz rodzaju czynników egzogenicznych. Kształtowane i stale przeobrażane krajobrazy, bardzo szybko (w sensie geologicznym) stawały się paleokrajobrazami.

Ziemia jako bryła kulista, w swej znanej nam geologicznej przeszłości zawsze posiadała pewien zespół stref klimatyczno-krajobrazowych. Stale egzystowały takie strefy jak: gorąca, umiarkowane i zimne. Polska przemieszczając się na północ przechodziła przez poszczególne strefy klimatyczne. Zachodziły również na jej powierzchni charakterystyczne dla danej strefy procesy egzogeniczne. Warunki klimatyczne panujące nad terytorium kraju nie zmieniały się tylko pod wpływem zmian pozycji geograficznej naszego terytorium, zdarzały się bowiem fluktuacje klimatu. Np.: mimo pozycji Polski w średnich szerokościach geograficznych na przestrzeni ostatniego przedziału czasowego, panował bądź to klimat gorący (trzeciorzęd), bądź to na zmianę zimny i umiarkowany (czwartorzęd).

Wędrówka terytorium Polski:

kambr- około15°S;

dewon - około 5°S; klimat pustynny; powstały czerwone piaskowce;

karbon - równik; klimat gorący i wilgotny; bujna roślinność wysokopienna (widłaki, paprocie, skrzypy);pokłady węgla kamiennego;

perm - około 20°N; gorący i suchy klimat; na lądzie procesy niszczące: powstawały piaskowce i zlepieńce o czerwonym zabarwieniu oraz pokłady soli kamiennej;

trias - około 25°N; klimat ciepły półsuchy lub suchy: sedymentacja podobna jak w poprzednim okresie;

jura - około 35°N; w ciepłych morzach rozwijała się rafa koralowa, tworzyły się wapienie;

kreda - około 40°N; podobnie jak w jurze;

eocen - około 45°N: klimat wilgotny sprzyjał silnej erozji lądu;

czwartorzęd - około 50°N; klimat na przemian ciepły i zimny;

Rola prekambru w rozwoju współczesnego środowiska geograficznego Polski

W okresie tym powstał fundamentu prekambryjski obszaru Polski. Można wyróżnić dwie jednostki strukturalne. Linia podziału (linia Tornquist'a-Teisseyr'a) przebiega od północnego zachodu (rejon Kołobrzegu) ku południowemu wschodowi (okolice Przemyśla). Dzieli ona Polskę na część płytową, północno-wschodnią, należącą do Fennosarmacji (platformy wschodnioeuropejskiej); oraz część fałdową, południowo-zachodnią, należącą do strefy fałdowań paleozoicznych i późniejszych.

Skały budujące platformę wschodnioeuropejską to głównie utwory krystaliczne i zmetamorfizowane o strukturach fałdowych i uskokowych. Już w prekambrze ulegały one konsoli­dacji, dlatego jako całość oparły się dynamicz­nemu oddziaływaniu późniejszych orogenez. Podlegały jedynie powolnym i wielkopromiennym ruchom epejrogenicznym, co doprowadziło do wytworzenia nierówności stropu. Skrajnie brzeżne partie platformy częściowo brały udział w procesach tektonicznych wczesnego i późnego paleozoiku. W szeregu punktach stwierdzono wkraczanie struktur tektoniki paleozoicznej na platformowy fundament.

Długotrwały proces formowania zachodniego skraju platformy wschodnioeuropejskiej, w wyniku pogrążania zachodniego skrzydła skał prekambru doprowadził do powstania ogrom­nego zrzutu. Zrzut ten posiadał nożycowy charakter, w części SE był on nieznaczny, natomiast w części NW bardzo duży. Wyznaczają go przynajmniej dwie wyraźnie zarysowane skarpy. Próg górny, najprawdopodobniej wynik orogenicznych ruchów hercyńskich - przebiega na linii: Słupsk, Iława, Ciechanów, Łuków, Krasnystaw i dalej ku SE. Dolną skarpę wyznaczają: Kołobrzeg. Toruń, Płock, Rawa Mazowiecka, Zawichost, Lubaczów. Po zachodniej stronie strefy uskokowej prekambr zalega na rzędnej około - 10 000 m i głębiej.

Szczególnie głęboko pogrążone są skały prekambru w Polsce północno-zachodniej i środkowej. W Polsce południowo-zachodniej natomiast (Sudety) wchodząc w skład paleozoicznych struktur tektonicznych uzewnętrzniają się w dużych kompleksach na powierzchni topograficznej. Niezbyt głęboko występują omawiane skały w podłożu Karpat. Warto tutaj nadmienić, iż zarówno w prekambrze jak i niemal przez cały paleozoik, istniał w omawianym rejonie żywy tektonicznie oraz intensywnie denudowany ląd - pre-Karpaty.

Powierzchnia platformy wschodnioeuropejskiej cechuje się wielkopromiennymi zafałdowaniami oraz rzeźba zrębową (wynik ruchów epejrogenicznych). Na terytorium kraju wydzielić można w obrębie platformy wschodnioeuropejskiej następujące wielkie elewacje oraz obniżenia: wyniesienie Łeby, obniżenie perybałtyckie, wyniesienie mazursko-suwalskie, obniżenie podlaskie, wyniesienie Sławatycz oraz obniżenie nadbużańskie. Jednostki te wykazują ogólną ciągłość SW-NE, bądź W-E, a zatem prostopadle do zachodniej krawędzi platformy.

Utwory prekambru występujące w Polsce to jednak nie tylko skały krystaliczne i zmetamorfizowane. W najmłodszym prekambrze odłożyły się poważnych miąższości serie skał osado­wych, wśród których liczne są również skały wulkaniczne. Ich występowanie związane jest głównie ze strefą znajdującą się po zachodniej stronie platformy wschodnioeuropejskiej oraz w obrębie wielkopromiennych obniżeń tej powierzchni. Wśród powstałych utworów dominują serie piaszczysto-mułowcowo-ilaste oraz zlepieńce, niekiedy fanglomeraty. Utwory te mają zabarwienie brunatnowiśniowe i jasnoszaro-brunatne. Spoiwo jest żelaziste i kaolinowe. Cechy te wydają się wskazywać na gorącą i półsuchą strefę klimatyczną. Terytorium Polski znajdowało się wówczas w pobliżu południowych szerokości zwrotnikowych.

W najmłodszym prekambrze wtargnęło morze od zachodu bądź północnego zachodu. Morze to wtargnęło zatokami na obniżone tereny platformy wschodnioeuropejskiej (wówczas tarczy) oraz tarczy bałtyckiej

Utwory najmłodszego prekambru stanowią pokrywę południowej części platformy wschodnioeuropejskiej. Wchodzą one także w skład struktur tektonicznych paleozoiku Sudetów i Gór Świętokrzyskich gdzie ukazują się nawet na powierzchni topograficznej. Osiąga się je wierceniami na Górnym Śląsku oraz w środkowej i wschodniej części Kotliny Sandomier­skiej. Brak ich natomiast w obrębie pre-Karpat, a strefowo także w Sudetach.

Procesy zachodzące w prekambrze wpłynęły na obecną rzeźbę kraju:

zwarty obszar skał prekambru Polski północno-wschodniej, podlegający jedynie ruchom pionowym, pozostał do dzisiaj obszarem o złagodzonej rzeźbie (w sensie wielkoskalowym).

obszary znajdujące się po zachodniej stronie europejskiej strefy dyslokacyjnej, uzupełniane miąższymi seriami młodszych osadów, wstrząsane były żywymi procesami endogenicznymi - ruchy pionowe oraz fałdowania. Znalazło to wyraz w całkowicie odmiennych cechach aktualnego krajobrazu oraz jego kopalnych elementów. Przykładem strukturalnych elementów pochodzenia prepaleozoicznego, włączonych do całkowicie nowych i młodszych zespołów krajobrazu, może być kra gnejsowa Gór Sowich. Blok ten przeszedł swój cykl fałdowy w czasie ,,pradawnych” ruchów. Podczas późniejszych ruchów skorupy, w tym i ruchów fałdo­wych, zachowywał się jako element sztywny. Odgrywał on zresztą istotną rolę w późniejszym kształtowaniu jednostek przylegających do niego. Sam blok został wreszcie przecięty usko­kiem sudeckim i obecnie należy częściowo do Sudetów, a częściowo do ich przedpola.

długotrwałe ruchy pionowe o generalnej ten­dencji pozytywnej po wschodniej stronie europejskiej strefy uskokowej oraz ruchy negatywne po jej zachodniej stronie przygotowywały podwaliny pod dzisiejszy zarys południowych wybrzeży Bałtyku. (Patrz pyt.16)

Rola najstarszego cyklu krajobrazotwórczego w rozwoju środowiska fiz.-geogr.

Najstarszy cykl krajobrazotwórczy obejmuje okres od prekambru do karbonu włącznie.

Kambr. W kambrze dolnym prawie cały obszar Polski znajdował się w zasięgu morza. Strefa zbiornika cechowała się niepokojem tektonicznym. Wschodnie rubieże (tarcza bałtycka i platforma wschodnioeuropejska) poddawane były ruchom wypiętrzającym, powstał rozległy ,,półwysep” (rejon wyniesienia mazursko-suwalskiego) oraz mniejszy w strefie Wyniesienia Sławatycz. Stałe dźwiganie się obszarów wschodnich i pogrążanie strefy zachodniej prekambru powodowało spychanie zbiornika morskiego ku zachodowi. Równocześnie aktywne tektonicznie były pre-Karpaty i strefa Sudetów. W zbiorniku sedymentacyjnym powstały serie piaskowców (piaskowce kwarcytowe w Górach Świętokrzyskich) oraz wapienie (krystaliczne wapienie Wojcieszowa - Góry Kaczawskie).W kambrze górnym miała miejsce wczesna faza orogenezy kaledońskiej. Faza ta doprowa­dziła w Sudetach do umiarkowanych fałdowań, powstała tam seria zieleńcowa. Południowy rejon Gór Świętokrzyskich (kielecki) został sfałdowany i wydźwignięty. Powstały góry ,,Sandomirydy” o ogólnym kierunku zbliżonym do równoleżnikowego. Wstępna faza orogenezy kaledońskiej doprowadziła do ograniczenia zasięgu zbiornika morza kambryjskiego.

Ordowik. Przez cały ordowik zaznaczały się ruchy tektoniczne. Dużym zmianom ulegały zasięgi basenów. Największe ruchy pionowe objęły w środkowym ordowiku obszar Gór Świętokrzyskich. Początkowo były to ruchy pozytywne połączone z fałdowaniem, a później negatywne(faza łysogórska).Obszar świętokrzyski był półwyspem - częś­ciowo nadwodnym, a częściowo podwodnym. Lądem były ponadto pre-Karpaty, Sudety wschodnie, prawdopodobnie Górny i Dolny Śląsk - wraz ze Środkowym Nadodrzem oraz rejon platformy wschodnioeuropejskiej. W Sudetach Zachodnich panował aktywny tektonicznie zbiornik sedymentacyjny. W górnym ordowiku morze zwiększyło swój zasięg (efekt ruchów negatywnych). Było ono płytkie, maksymalne głębokości występowały na zachodnim skraju strefy tarczowo-płytowej. Odłożyły się w nim głównie zlepieńce, piaskowce, wapienie oraz łupki ilaste, iłowce, mułowce o zabarwieniu wiśniowym, bru­natnym. Co wskazuje na powstawanie produktów sedymentacji w gorącej strefie klimatycznej. Schyłek ordowiku to narastanie procesów tektonicznych (faza takońska) oraz wypłycanie zbiornika.

Sylur. W sylurze dolnym nasiliły się ruchy skorupy ziemskiej. Maksymalne ich natężenie w Polsce NW. Sylurskie morze było zbiornikiem epikontynentalnym o zróżnicowanej batymetrii. Tworzyły się różne osady: utwory ilaste (czarne łupki graptolitowe), iłowce, szarozielonkawe mułowce, wapienie bulaste (na obszarach platformowych obniżenia bałtyckiego). Stwierdza się w tych osadach ślady laterytyzacji na pobliskich lądach (charakterystyczne dla gorącej strefy klimatycznej). W środkowym sylurze nastąpiła względna stabilizacja tektoniczno-denudacyjno-sedymentacyjna. Z początkiem syluru górnego na południu kraju miały miejsce ruchy fazy krakowskiej (ruchy górotwórcze bądź wielkopromienne ruchy pionowe). Była to faza zamykająca zasadniczy okres tektoniki kaledońskiej w Polsce. Dźwignięte zostały Góry Świętokrzyskie (część południowa), przedgórze Karpat, Wyżyna Śląska, zewnętrzna strefa Sudetów. Zaznaczył się wulkanizm gł. w Sudetach, gdzie Powstały złoża magnezytu, chromu i niklu. Ruchy pionowe nie ominęły również platformy wschodnioeuropejskiej, czego wyrazem stało się spłycenie basenów sedymentacyjnych. Natomiast u podnóża obszaru tarczowo-platformowego rozwijało się przegłębienie o przebiegu SE-NW i ESE-WNW. Na wydźwigniętych obszarach silnie działała denu­dacja sięgająca nawet formacji kambryjskich. Równocześnie żywe były procesy laterytyzacji. Powstawały zlepieńce, żwirowce utwory iłowcowe i wkładki dolomityczno-wapienne.

Dewon. W dewonie dolnym zbiornik morski występował w wąskim pasie o układzie ESE-WNW od depresji nadbużańskiej poprzez północną strefę Gór Świętokrzyskich, Wielkopolskę i Środkowe Nadodrze. Nastąpiła sedymentacja lądowa typu old red, gł. w Polsce pn. i wsch. (wiśniowe piasko­wce płytkowe, zlepieńce, konglomeraty). Terytorium kraju znajdowało się pobliżu zwrotnikowych szerokości geograficznych - klimat pustynny. Kończy się orogeneza kaledońska. Do elementów kaledońskich dzisiejszego krajobrazu Polski zalicza się: kielecki obszar G. Świętokrzyskich, który ma rozległe przedłu­żenia podziemne: 1) strefa dolnego Sanu, tj. antyklinorium dolnego Sanu będące właściwym kaledońskim jądrem Gór Świętokrzyskich; 2) w podłożu Górnego Śląska, w rejonie Zielonej Góry i Wschowy (elementy bloku przedsudeckiego) oraz G. Kaczawskie, Blok Izerski i Blok Śnieżnika. Schyłek dewonu dolnego to ponowna transgresja morza na dopiero co opuszczone tereny oraz na obszar Górnego Śląska. Wysoka temperatura wody umożliwiła rozwój raf koralowych. Pod koniec dewonu morze cofa się, gdyż nastąpiły ruchy skorupy ziemskiej (faza scytyjska) początkujące kolejną orogenezę. Silne ruchy wznoszące wystąpiły na platformie wschodnioeuropejskiej. Utwory dewonu zawierają złoża pirytu i rud miedzi (Górny Śląsk), rud cynku i ołowiu (G. Świętokrzyskie, obszar śląsko-krakowski) oraz surowce węglanowe: wapienie, wapienie margliste i margle, piaskowce kwarcytowe.

Karbon. Na przełomie dewonu i karbonu zaznaczyła się faza bretońska orogenezy hercyńskiej (waryscyjskiej). Sfałdowane zostały Sudety wschodnie, a ruchy pionowe występowały również na pozostałych obszarach. W karbonie dolnym istniał rozległy zbiornik morski pomiędzy lądami w Sudetach, Karpatach, G. Świętokrzyskich oraz ich przedłużeniem ku NW, i SE oraz skrajem platformy wschodnio­europejskiej. W basenie tym dochodziło miejscami do osiadania dna i wytworzenia miąższych serii sedymentacyjnych głównie w obszarze morawsko-śląskim i zachodniosudeckim, słabiej w strefie śląsko-krakowskiej, świętokrzyskiej i w basenie lubelskim.

Pod koniec dolnego karbonu i na początku karbonu górnego miała miejsce faza sudecka orogenezy hercyńskiej. Sfałdowane zostały Sudety wschodnie, dokonany został podział Sudetów na część zachodnią i część wschodnią. Zary­sowała się niecka śródsudecka, północnosudecka oraz depresja Świebodzic. W karbonie górnym w wyniku dźwigania się terytorium Polski, morskie środowisko sedymentacji zaczęło ustępować miejsca środowisku lądowemu,. Po­szczególne segmenty zbiornika ulegały izolowaniu i poczęła w nich dominować sedymentacja limniczna przy bujnej tropikalnej roślinności wysokopiennej. Powstawały wówczas pokłady węgla w basenie dolnośląskim, górnośląskim i lubelskim. W Dolnośląskim Zagłębiu Węglowym, w Sudetach i na Przedsudeciu zaznaczyła się tektonika intruzywna. Powstały granity Karkonoszy intruzji Kłodzko-Złotostockiej, Strzelina, Strzegomia i Ślęży. Górnośląskie Zagłębie Węglowe uzyskało swe zasadnicze elementy: strefę brzeżną, strefę siodłowa, strefę łękową. Doszło tu pod koniec karbonu do wylewów porfirów i diabazów. Basen lubelski cechowała tendencja pogłębiająca, ukształtowania się centralna synklinalna część zagłębią. W G. Świętokrzyskich powstały struktury fałdowe Łysogór oraz podłużna dyslokacja świętokrzyska. Zdeformowaniu uległy paleozoiczne serie przykrywające struktury kaledońskie (nasunięcia, dyslokacje, fałdowania). Powstały hydrotermalne złoża rud żelaza i miedzi. W Tatrach dokonała się intruzja granitowa w postaci batolitu. Na południe od naszego terytorium zarysowała się nowa geosynklina. Dźwiganiu poddawana była platforma wschodnioeuropejska, jej strefę brzeżną defor­mowały uskoki. W rejonie Polski NW istniała niecka cechująca się negatywnymi ruchami pionowymi. Paleogeograficzny obraz Polski w schyłkowej fazie karbonu odznaczał się poważnymi deniwelacjami oraz różnorodnością krajobrazów. Na ogromną skalę rozwijały się procesy denudacyjno-erozyjne. Zapisem sedymentacyjnym są grubookruchowe serie zamykające węglonośną akumulację karbonu.

Podsumowanie. Orogenezy prekambru, kaledońska i hercyńska przyczyniły się do ukształtowania tworzywa Sudetów wraz z ich przedpolem oraz trzonu Gór Świętokrzyskich, które w wyniku działalności kolejnej orogenezy uzewnętrzniło się na powierzchni. W Górach Świętokrzyskich istniały już trzy główne elementy strukturalne: antyklinorium klimontowskie, synklinorium kielecko-łagowskie i fałd łysogórski. W strefie karpackiej gotowe było krystaliczne tworzywo Tatr Wysokich.

Rola alpejskiego cyklu krajobrazotwórczego w rozwoju środowiska fiz.-geogr.

Alpejski cykl krajobrazotwórczy obejmuje okres od permu do trzeciorzędu włącznie.

Perm. Przez cały perm panował nad naszym terytorium klimat suchy i gorący. Działalność wulkaniczna występowała w strefie brzeżnej platformy wschodnioeuropejskiej, w Sudetach, monoklinie przedsudeckiej oraz Karpatach. Powstały żyły porfirowe Sudetów Środkowych, polfiry, diabazy i melafiry w okolicach Krzeszowic. Żywe były procesy egzogeniczne - denudacyjne i akumulacyjne. Miała miejsce sedymentacja klastyczna (czerwony spągowiec, biały spągowiec). Zasadnicza niecka sedymentacyjna znajdowała się w północno-zachodniej, części kraju. Z momentem wkroczenia od północy morza, radykalnej zmianie uległo środowisko podsta­wowej sedymentacji i charakter osadów. Gorący i suchy klimat sprzyjał akumulacji ewaporatów. Osady cechsztyńskie, charakteryzujące się dużymi miąższościami, powstawały w środo­wisku morskim i lagunowo-jeziornym. W formacjach cechsztynu dominują anhydryty, wapienie z dolomitami, sole. Permski cykl sedymentacyjny jest bardzo zasobny w bogactwa naturalne: sole kamienne i potasowe, solanki ( 2/3 terytorium kraju); złoża miedzi na Dolnym Śląsku; bituminy, gaz ziemny i ropa naftowa w rejonie Baryczy i środkowej Odry oraz w pasie wybrzeża; materiały budowlane jak zlepieńce zygmuntowskie („marmury”) z Gór Świętokrzyskich i piaskowce budowlane z Sudetów.

Trias. Terytorium Polski znajdowało się w średnich szerokościach geograficznych (około 30° N). Panował klimat ciepły półsuchy lub suchy. Obszary lądowe( Polska wsch., pd. i okresowo rejon Łeby i Gdańska) porastała skąpa roślinność. W G. Świętokrzyskich i na przedpolu Sudetów powstały pstre piaskowce o czerwono-fioletowej barwie z zielonymi plamkami. Zbiornik sedymentacyjny, będący fragmentem dużego basenu środkowoeuropejskiego ulegał pewnym zmianom zasięgu, gdyż trwały wielkopromienne ruchy pionowe. Największe zagłębienie występowało począwszy od NW rubieży Gór Świętokrzyskich po Pomorze Zachodnie. Na południu kraju funkcjonował nowo powstały zbiornik karpacki (skrawek geosynkliny Tetydy) obejmujący rejon Tatr i Pienin. Oba te zbiorniki posiadały podczas triasu wąskie i okresowe połączenia. Odkładały się w nich miejscach mułowce, łupki, utwory piasz­czystych wapieni, wapieni oolitowych, dolomitów, wapieni z rogowcami. Wśród tych osadów pojawiały się wkładki ewaporatów (anhydrytów i soli kamiennej). Później nastąpiła transgresja morska, która trwała przez cały środkowy trias. Pod koniec triasu zaznaczyły się w geosynklinie silne ruchy pionowe skorupy ziemskiej (starokimeryjskie). Na całym terytorium wygasły wulkany. Już w triasie zapoczątkowane zostały ruchy soli permskich, przyczyniające się do powstania wysadów solnych typowych dla Polski środkowej i północno-zachodniej. Głównymi bogactwami wieku triasowego są: rudy cynku i ołowiu (Górny Śląsk - próg tektoniczno-denudacyjny, zbudowany z dolomitów, ciągnący się na przestrzeni 150km od G. Świętej Anny po okolice Olkusza) surowce węglanowe - wapienie, margle, dolomity; iły ceramiczne; piaskowce.

Jura. W jurze dolnej Polska była lądem. W rejonie Tatr występował b. labilny zbiornik morski. Osadzały się w nim: wapienie, łupki margliste, łupki z piaskowcami syderytowymi, piaskowce, wapienie plamiste, radiolaryty manganowe. Geosynklina objęła strefę Pienin. W jurze środkowej zaznaczyła się transgresja morska, która objęła niemal całą Polskę. Osadziły się typowe dla tego okresu wapienie i dolomity. Doszło do połączenia z geosynkliną. Lądami były więc tylko: Sudety z obramowaniem, okolice Łeby, skrawek terenu nad dolnym Bugiem. W Karpatach Zewnętrznych powstał tzw. „preflisz”. Są to m.in. wapienie zoogeniczne i łupki margliste. W górnej jurze, po raz pierwszy od prekambru, panował nad Polską klimat umiarkowany Początkowo na terenie niemal całego kraju trwał proces sedymentacji morskiej. Pod koniec okresu w wyniku ruchów młodokimeryjskich (początek orogenezy alpejskiej) najpierw spłycił się zbiornik tatrzański, a nieco później pieniński. Doszło też do podwodnych erupcji - lawy tufitów limburgitowych. Morze zaczęło ustępować. Powiększały się dotychczasowe lądy i poczęły powstawać nowe. W osi największych przegłębień, a tym samym i dominującej sedymentacji zarysowane zostało nabrzmienie. Pojawiły się półwyspy oraz mniejsze. Począwszy od NW rubieży Gór Świętokrzyskich i dalej aż po strefę Wolina dokonała się pierwsza faza kształto­wania Wału Kujawsko-Pomorskiego. Fałdowaniem objęta została strefa brzeżna Gór Święto­krzyskich. Zapoczątkowane zostały procesy formowania monokliny krakowsko-częstochowskiej. Zaznaczyło się też ugięcie synklinalne obecnej niecki Nidy.

W wyniku ruchów młodokimeryjskich schyłkowy okres jury pozostawia Polskę lądem. Jedynie w obszarze karpackim dokonuje się sedymentacja fliszu. Najważniejszymi bogactwami naturalnymi jury są: rudy żelaza (Wyżyna Krakowsko-Częstochowska, obramowanie Gór Świętokrzyskich, rejon Łęczycy i Kłodawy), fosforyty (strefa Olkusz-Zawiercie), wapienie, dolomity, iły ceramiczne, krzemienie, piaskowce, piaski fornierskie.

Kreda. W kredzie dolnej w basenie tatrzańskim odkładały się szare margle i wapienie z rogowcami, w pienińskim wapienie. Na Niżu zbiornik sedymen­tacyjny ograniczał się do wąskich stref po obu stronach częściowo już wypiętrzo­nego antyklinorium kujawsko-pomorskiego. Osadami tych zbiorników są utwory bezwęglanowe głównie iłowce i mułowce, piaskowce, iły ze sferosyderytami i piaski glaukonitowe. Na przełomie kredy dolnej i kredy górnej ruchy górotwórcze objęły strefę pienińską oraz strefę wału kujawsko-pomorskiego, natomiast słabo zaznaczyły się rejonie tatrzańskim. W górnej kredzie transgresja morska-utwory węglanowe i margliste. Lądami były: region sudecki (Góry Izerskie, Sowie, Złote, Bardzkie, Śnieżnik, Przedgórze), od­dzielna wyspa Karkonoszy wraz z północno-wschodnim. obramowaniem, G. Świętokrzyskie oraz Wał Kujawsko-Pomorski (archipelag). U schyłku kredy nasiliły się procesy tektoniczne (faza laramijska). Wynurzył się obszar Polski SE, spłyceniu uległy zbiorniki w środkowej i północnej części kraju. Głębokie morze zachowało się jedynie na południu (Tetyda). Rejony tatrzański oraz pieniński zostały wydźwignięte, zarysowała się niecka podhalańska. Impulsy Alpidów przychodzące od S i SW poczęły spychać Tetydę ku północnemu wschodowi.

Główne bogactwa naturalne kredy to ropa naftowa i gaz ziemny, fosforyty, rudy żelaza ; skały węglanowe -kreda pisząca, margle, opoki, a także krzemienie, pia­skowce, piaski szklarskie.

Paleogen

Paleocen. Ruchy laramsjskie doprowadziły do: ugięcia obszaru wewnętrznej oraz zewnętrznej niecki sudeckiej; wyniesienia pozostałych partii Sudetów i Przedsudecia; wyniesienia monokliny śląsko-krakowskiej oraz G. Świętokrzyskich, Wału Kujawsko-Pomorskiego; ugięcia niecki Nidy oraz obszaru lubelsko-mazowieckego. Terytorium Polski stopniowo stawało się lądem. Zaczęła formować się powierzchnia zrównania (zdarcie pokryw kredowych, odwapnienie opoki kredowej, silny kras, utworzenie pokryw laterytowych i kaolinowych). Silne procesy egzogeniczne dokonywały się w warunkach klimatu subtropikalnego - wilgotnego. Na obszarze Wyżyny Lubelskiej rozwijały się procesy odwapniania skał kredowych i procesy krasowe. Procesy krasowe zaznaczyły się także na obramowaniu Gór Świętokrzyskich i w rejonie krakowsko-częstochowskim oraz śląskim (Górny Śląsk). W Sudetach oraz ich przedpolu na podłożu zbudowanym ze skał magmowych rozwijały się potężne pokrywy zwietrzelinowe (lateryty, kaolin). Produkty wietrzenia nie podlegały uprzątaniu (płaskość terenu), grubiała powłoka zwietrzelin. Kotliny: Jeleniogórska, Mirska i Starokamieniecka. niejako w postaci kopalnej - zostały „wydobyte” w neogenie.

Eocen. Kontynuacja peneplenizacji lądów. W środkowym ruchy wypiętrzające i recesja morza. Morze utrzymywało się w rejonie karpackim oraz w wąskim pasie Polski NW po linię Gdańsk-Szczecin. W basenie pomiędzy Tatrami i Pieninami zapoczątkowana została sedy­mentacja fliszu podhalańskiego - zlepieńce, piaskowce i wapienie numulitowe i utwo­ry piaszczysto-łupkowe. Paleogeńska (paleoceńsko-eoceńska) powierzchnia zrównania rozwinięta na dużych połaciach centralnej i południowo-zachodniej Polski. Ponad nią sterczały twardziele w obszarach Gór Świętokrzyskich, Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej, Przedsudecia i Sudetów.

Oligocen. W dolnym wkroczyło morze. Miało ono układ W-E w Polsce Zachodniej, NW-SE w Polsce Wschodniej. Wał Kujawsko-Pomorski był półwyspem. Morze wycofało się w wyniku ruchów górotwórczych środkowego oligocenu. Dyslokowaniu i zróżnicowanemu dźwiganiu poczęła podlegać paleogeńska powierzchnia zrównania. Powstał uskok brzeżny oddzielający blok Sudetów od Przedgórza. Występowały w Sudetach erupcje wulkaniczne, gł. law bazaltowych. Silnie dźwignięte zostały strefy Karkonoszy i Śnieżnika, słabiej obszary gór: Izerskich, Kaczawskich, Sowich, Bardzkich. Zrzuceniu uległa Kotlina Kłodzka. Podnoszeniu podlegała również strefa Wyżyny Krakowsko-Śląskiej i Gór Świętokrzyskich, Wyżyny Lubelskie oraz Wału Kujawsko-Pomorskiego (potrzaskany, procesy halotektoniki. Podnoszenie się obszaru Sudetów i Wału Metakarpackiego wyzwoliło dynamiczne procesy erozyjne. Morze Tetydy sięgało aż po obszar Górnego Śląska na zachodzie i objęło całą strefę Karpat Wschodnich. Tworzył się flisz podhalański: łupki z wkładkami piaskowców i żelazistych dolomitów (warstwy zakopiańskie), a także łupki i drobnoziarniste piaskowce (warstwy Chochołowskie).

Pod koniec oligocenu nastąpiło formowanie struktur tekto­nicznych Karpat Zewnętrznych. Pieniny poddane były fałdo­waniu. Od południa Karpat Zewnętrznych ruszyły płaszczowiny napierając na skraj jednostek Wyżyny Małopolskiej.

Neogen

Miocen. Terytorium nasze znajdowało się już w średnich szerokościach geograficznych, ale dominował klimat ciepły subtropikalny. Średnia temperatura roku wynosiła 20°C, wahania klimatu polegały na kolejno następująca odmianach suchej bądź wilgotnej. Skutkiem dolno- i środkowomiocenskich ruchów górotwórczych było piętrzenie Karpat Zewnętrznych (fliszowych). Doszło do nasunięć płaszczowin przy stałym spychaniu mas skalnych ku północy. Tworzył się rów przedgórski, stałe przesuwany na północ, co doprowadziło do strzaskania i pogrążenia antyklinorium dolnego Sanu i południowych rubieży strefy śląsko-krakowskiej. Część centralną rowu przedgórskiego zajmowało morze głębokie (czasza), zaś w północnym i częściowo południowym obrzeżeniu dominowały płytkie zatoki (kreza). W obrębie krezy znajdowały południowe części Wyżyny Śląskiej, Wyżyny Miechowskiej, niecki Nidy, Gór Świętokrzyskich Wyżyny Lubelskiej (Roztocze). Powstawały serie skalne: żwiry, piaski, iły, margle, wapienie, oraz sole, gipsy, siarka. W Pieninach zaczął rozwijać się przełom Dunajca. Wgniatanie północnego przedpola górotworu karpackiego doprowadziło do powstania rowów: Wisły, Krzeszowic, Dąb Chrzanów i garbu Tęczyńskiego. Pod koniec dolnego miocenu wyniesiona została strefa Tatr, słabiej obszar Beskidów. Wody Paratetydy spychane były ku NE (pod wodą Wyżyna Lubelska). W Sudetach, dolny miocen to faza wyrównawcza - zrównania występujące obecnie na poziomie około 600 m. W miocenie środkowym górotwór sudecki został ponownie dźwignięty. Przedgórze Sudetów poddawane było jedynie deformacjom tektonicz­nym. Powstały liczne rowy i kotliny (rowy Nysy i Paczkowa). W strefie śląsko-krakowskiej rozwijała się rzeźba krawędziowa. Powstawały progi denudacyjno-strukturalne. Żywe były też procesy krasowe. Region świętokrzyski podlegał ruchom dźwigającym. W dolnym sarmacie rozwinęła się w pd. Polsce powierzchnia zrównania. Występowała ona w brzeżnych częściach Sudetów, G. Świętokrzyskich, Karpatach fliszowych i prawdopodobnie w strefie przedkarpackiej. Pod koniec dolnego sarmatu dźwignięte zostały Karpaty wraz z przedpolem, a dolnosarmacka powierzchnia zrównania uległa pochyleniu ku północnemu wschodowi. Prawdopodobnie uformowany został najwyższy poziom morfologiczny Wyżyny Lubelskiej (290-320m) oraz Roztocza (280-300m). Niepokój tektoniczny zaznaczył się także na innych obszarach. W środko­wej części kraju wytworzona została depresja centralna (Obniżenie Metakarpackie). Oś obniżeń układała się na linii Zielona Góra-Poznań- Warszawa-Brześć. Środkowa Polska stała się obszarem rozległej akumulacji mineralnej i organicznej. (piaski, piaski z mułkami, mułki, węgiel brunatny).

Bogactwa naturalne: gaz ziemny i ropa naftowa (Karpaty, Zapadlisko Przedkarpackie), sól kamienna i siarka (Podkarpacie), węgiel brunatny (Polska SW - obszary: wrocławski i zielonogórski; Polska środkowa - obszary: poznański i łódzki), rudy niklu typu wietrzeniowego na serpentynitach (Sudety), fosforyty, kaoliny, iły ogniotrwałe.

Pliocen. W dolnym pliocenie nastąpił zastój ruchów tektonicznych. Dominowały procesy egzogeniczne - zrównywanie typu pedymentu lub pedypleny. Taka powierzchnia wytworzyła się jako rozległe spłaszczenia w brzeżnych partiach wyniesień: w północnych częściach Pogórza Karpackiego, na Pogórzu Izerskim, Kaczawskim i Wałbrzyskim, gdzie ścięte zostały mioceńskie kopuły bazaltowe, na północnym przedpolu Gór Świętokrzyskich, i w Wyżynie Lubelskiej, gdzie rozwinął się drugi poziom morfologiczny (250-200 m). Powierzchnie zrównania na Wyżynie Lubelskiej i w Beskidach łączyły się w strefie rowu podkarpackiego. W obrębie Wyżyny Śląsko-Krakowskiej w dalszym ciągu rozwijała się rzeźba krawędziowa. prawdopodobnie miało tam miejsce równoległe cofanie się kuesty jurajskiej i pozostawianie ostańców po jej zachodniej stronie. Polskę centralną i częściowo północną zajmowała rozległa strefa obniżeń (depresja środkowej Polski, depresja centralna, obniżenie Metakarpackie). Znajdowały się tam dwa wielkie baseny - wielkopolski i mazowiecki przedzielone nabrzmieniem Wału Kujawsko-Pomorskiego. Pliocen środkowy to rodańskia faza górotwórcza. Dźwignięte zostały, mniej więcej do obecnej wysokości, tereny Polski południowej. Najsilniej proces ten zaznaczył się w Tatrach (do ponad 2500 m) i Beskidach (do ponad 1000 m). Wgięciu natomiast uległy Doły Jasieisko-Sanockie oraz Podhale. W Kotlinie Nowotarskiej egzystowało jezioro. W Sudetach zaznaczyły się ruchy wznoszące na starych liniach dyslokacyjnych. Ogólny proces pionowych ruchów pozytywnych nie ominął Wału Metakarpackiego. Ruchy wznoszące znalazły odbicie we wzmożeniu erozyjnej działalności rzek. Sieć rzeczna Polski południowej przybrała postać zbliżoną do obserwowanej obecnie (patrz pyt. 19). W schyłkowej fazie pliocenu, bądź nawet w preplejstocenie dźwignięty został obszar Polski środkowej oraz północnej. Z bagnisk i rozlewisk centralnej zaklęsłości spłynęły resztki wód, zaś podążające za nimi rzeki (głównie od południa) roz­poczęły procesy erozyjne na Niżu Polski. Ruchy dźwigające preplejstocenu zakończyły tektoniczne procesy kształtowania terytorium Polski.

Rola plejstoceńskiego cyklu krajobrazotwórczego w rozwoju środ. fiz.-geogr.

Plejstoceński cykl krajobrazotwórczy obejmuje okres od schyłku pliocenu (od pierwszych znacznych wahnięć klimatu) po holocen. Jest to cykl niezwykle krótki - około 3 mln lat - w porównaniu z poprzednimi, ale równocześnie bardzo ważny dla ukształtowania ostatecznej rzeźby powierzchni

Preplejstocen. W schyłkowej fazie pliocenu (preplejstocen) dominowały na naszym terytorium procesy denudacyjne i erozyjne. W Polsce połu­dniowej i środkowo-południowej doliny rzeczne osiągały głębokość rzędu 100-150 m. W Polsce północnej i środkowej głębokości dolin były mniejsze. Doliny z końca pliocenu zainicjowały późniejsze, plejstoceńskie, procesy erozyjne, które doprowadziły do dominacji kierunku SE-NW w układzie osi wielkich dolin. Przebieg dolin podporządkowany był głównym rysom tektonicznym. Pod koniec pliocenu zapoczątkowane zostały wielkofalowe zmiany klimatu, stanowiące za powiedź przyszłych plejstoceńskich zlodowaceń. Wyrażały się one okresami znacznych ochłodzeń (pretegelen i donau) oraz ociepleń (tegelen, waalian).

Plejstocen. W plejstocenie wyróżnia się zasadniczo cztery okresy zimne - glacjały i trzy przedzielające je okresy ciepłe - interglacjały.

Zlodowacenie podlaskie. (najstarsze, Jaroslavien, szczecińskie) Pierwsze zlodowacenie na terytorium Polski uważane jest za stratygraficzny odpowiednik zlodowacenia Günz w Alpach. Obecność pokrywy lodowej tego okresu udowodniono w Polsce NE. Jej maksymalny zasięg wyznaczała linia: Brześć-Siedlce-Zakroczym- i dalej w kierunku Grudziądza. Prawdopodobnie nie był to zasięg maksymalny. W Polsce Zachodniej nie znaleziono dotąd śladów glacjacji najstarszego zlodowacenia. (nie świadczy to jednak o jego nieobecności). Najnowsze badania wskazują, że pokrywa lodowa obejmowała znaczne obszary kraju, sięgając najprawdopodobniej po wał metakarpacki. Zasięg lądolodu był większy w zachodniej części Polski (po Zgorzelec) zaś na wschodzie mniejszy (nie przekraczał pn. krawędzi Wyżyny Lubelskiej).

Wkraczanie czaszy lodowej prowadziło do tarasowania dolin rzecznych. Wody szukające ujścia, kierowane były wzdłuż czoła lodu. Zapoczątkowany został proces kształtowania pradolin. Podczas gdy północna i środkowa część kraju znajdowała się pod lodem, w Polsce połu­dniowej panował klimat zimny bądź chłodny o zaostrzonych amplitudach temperatury. Wskazują na to silnie zwietrzałe ostrokrawędziste gruzy stokowe oraz szarozielone mułki typu zastoiskowego w Sudetach i na Pogórzu Sudeckim. Podobne zwietrzeliny i utwory soliflukcyjne znane są z Wału Metakarpackiego. Oddalona od czoła lądolodu strefa karpacka posiadała charakter tundrowy bądź leśny. Rzeźba Tatr oraz Beskidów podlegała procesom selektywnej denudacji i erozji. W wyższych partiach Tatr mogły rozwijać się lokalne śnieżniki, a nawet niewielkie lodowczyki typu karowego.

Interglacjał przasnyski. (Günz/Mündel, kromerski, sandomierski). Okres słabo poznany. Nastąpiło wzmożenie erozji. Na terenie całego kraju o kilkadziesiąt metrów pogłębione zostały doliny rzeczne. Rzeki wróciły do starego preplejstoceńskiego układu.

Zlodowacenie południowopolskie. (Mündel, krakowskie) - patrz pytanie 22.

Interglacjał wielki. (Mündel/Riss, holsztyński, mazowiecki, interglacjał starszy). Na nie spotykaną dotąd skalę rozwinęły się procesy denudacyjne oraz erozyjne - rzeki wcięły się w podłoże bardzo głęboko. Główne etapy erozji dokonały się przed optimum klimatycznym interglacjału. Wraz z rozwojem erozji miało miejsce ogromne niszczenie dopiero co uformowanej rzeźby glacjalnej i usuwanie osadów lądolodu oraz jego wód. W rejonach górskich uprzątnięte zostały niemal doszczętnie osady „wysokiego zasypania”. Rozcięty też został rozległy stożek napływowy na Podhalu. Rzeźba erozyjna interglacjału wielkiego w swym generalnym układzie SE-NW „przecinała” szereg wielkich jednostek krajobrazowych o równoleżnikowym układzie. We wschodniej części obniżenia metakarpackiego płynął już w pradolinnym układzie dolny Bug. W drugiej części interglacjału (po optimum) nadal żywe były procesy denudacyjne, ale w dolinach rzecznych na pierwsze miejsce wysunęła się akumulacja. Doliny zaczęły intensywnie się poszerzać (rozwój erozji bocznej).

Zlodowacenie środkowopolskie. (Riss, przedostatnie, Varsovien I) - patrz pyt. 23.

Interglacjał eemski. (Riss/Würm, Masoyien II) Różnił się od interglacjału wielkiego. W pierwszej jego fazie decydujące znaczenie odgrywała erozja, ale jej rozmiary były niewielkie.

W dorzeczu górnej Odry rozcięcia sięgnęły głębiej niż w dorzeczu górnej Wisły. Nastąpiło ponowne uprzątnięcie dolin w Beskidach i rozcinanie niższych stożków napływowych na Podhalu. Procesy denudacyjne eemu również nie odegrały poważniejszej roli. Cechą tego interglacjału był intensywny rozwój osadów organogenicznych. W optimum tego okresu porastały Polskę lasy liściaste lub mieszane, silnie nasycone leszczyną. Pod koniec interglacjału las ustąpił, a w dolinach rzek wzmogły się procesy akumulacyjne. W sieci hydrograficznej Polski południowej i środkowo-południowej dominował stary układ preplejstoceński. W pewnym sensie dotyczyło to i pozostałych ob­szarów kraju, gdzie wyraźne były także młodsze elementy - pradolinne. Należały do nich wymienione już odcinki: dolnego Wieprza, Pilicy, Warty na zach. od Radomska, Odry na zach. od Wrocławia, odcinek Bobru poniżej Szprotawy, dolnego Bugu, Narwi w jej środkowym biegu. W depresji końcowej stadiału Warty (część W) funkcjonowała droga wodna Baryczy. W Polsce centralnej przynajmniej w postaci wyraźnego ciągu obniżeń rysowała się część Pradoliny Warszawsko-Berlińskiej. Eemska Wisła poniżej Warszawy nie powróciła już do swego staroplejstoceńskiego układu, lecz toczyła wody podobnie jak obecnie w kierunku Fordonu, gdzie ginęła w zatoce morskiej.

Zlodowacenie bałtyckie. (Würm, Varsovien II) - patrz pyt. 24

Podsumowanie. Ten okres geologiczny obejmuje ponad milion lat historii naszej planety. Cechował się on zadziwiającym rytmem zmian klimatycznych. Najważniejszym zjawiskiem było kilkakrotne, silne ozię­bianie się klimatu, które doprowadzało do powstania na północy lądu eu­ropejskiego wielkich czasz lodowych, dochodzących w swym rozprze­strzenianiu się poza 50° szerokości geograficznej. Bezpośrednia działal­ność erozyjna i akumulacyjna lodowców skandynawskich oraz warunki klimatyczne, panujące poza ich zasięgiem, wytworzyły swoisty typ osa­dów i form, nadających do dziś piętno rzeźbie naszego kraju. Ten wpływ klimatu nie ograniczał się tylko do zjawisk natury geologicznej, geomor­fologicznej i hydrograficznej. Okresy lodowcowe i międzylodowcowe spowodowały przesuwanie się zasięgów organizmów żywych, wyginięcie pewnych gatunków i pojawienie się nowych oraz całkowitą zmianę cha­rakteru biosfery na naszym terytorium. Tektonicznie był to okres względnego spokoju choć ruchy wielkopromienne i izostatyczne (wyrównawcze) odegrały poważ­ną rolę, przy czym towarzyszyły im eustatyczne wahania poziomu mo­rza, związane z przejściem znacznych mas wodnych oceanu światowego w postać lodowców kontynentalnych, a następnie w okresach międzylodowcowych - ponowne podnoszenie się wody w zagłębieniach oceani­cznych. Amplituda tych wahań dochodziła do 100 m.

Rola holoceńskiego cyklu krajobrazotwórczego w rozwoju środowiska. fiz.- geogr.

W holocenie nastąpiły znaczne zmiany klimatyczne. Wyróżniono następujące okresy: preborealny, borealny (ciepły suchy), atlantycki (ciepły wilgotny), subborealny (suchszy) i subatlantycki (chłodniejszy wilgotny). Zmiany klimatu wpłynęły na zmiany krajobrazu naturalnego. Przyczyniły się również do tego pro­cesy tektoniczne - obniżanie się i podnoszenie skorupy ziemskiej, odbi­jające się na przesuwaniu linii brzegowej mórz i przebiegu procesów erozyjnych oraz eustatyczne zmiany poziomu morza, polegające na zwiększaniu się masy wód oceanu światowego, spowodowanym topnie­niem lodowców.

Główne zdarzenia krajobrazotwórcze holocenu dokonały się na północy Polski. Od około 10000 lat B.P. do około 4000 lat B.P. trwała tam transgresja Bałtyku. Początkowo morze szybciej wypełniało przegłębienia oraz wkraczało na obszary lądowe we wschodniej części wybrzeża, później proces ten objął także części zachodnie. Nie jest wykluczone, iż poważną rolę w prze­biegu omawianych procesów odegrała neotektonika. Wraz z wkraczaniem morza na dotychczasowe obszary lądowe, zapoczątkowane zostały procesy deltowe. Rozpoczął się cykl rozwojowy delty Wisły i delty Odry. Na całej długości wybrzeża zainicjowana została budowa mierzei, tak typowych dla współczesnego krajobrazu (rozwój Bałtyku - pyt.12).

Holocen przyniósł również wielkie zmiany w rozwoju dolin północnej Polski, ale poważne rozmiary osiąg­nęły również procesy erozji i akumulacji w południowej Polsce. Re­liktem tego okresu są równoleżnikowe odcinki dolin w środkowej Pol­sce, o zmiennej, ale na ogół dość znacznej szerokości. W tych pradolinach występują tarasy piaszczyste, odpowiadające poszczególnym fazom odpływu glacjofluwialnego. Im dalej na południe, tym starsze i zara­zem bardziej poligenetyczne formy tworzą sieć dolinną. W górach i na wyżynach doliny są wieku młodotrzeciorzędowego, a zasypanie ich wzrasta w kierunku, północnym. W środkowej Polsce dzisiejsza sieć dolin mogła się rozwinąć dopiero w okresie ostatniego interglacjału, ale doliny te zostały wypełnione aku­mulacją w warunkach peryglacjalnych ostatniego glacjału.

W obrębie zasięgu ostatniego zlodowacenia dzisiejsza sieć dolinna mogła się wykształcić po wytworzeniu się nisko leżącej podstawy ero­zyjnej w zagłębieniu Bałtyku. Doliny dolnej Wisły i dolnej Odry ufor­mowały się w późnym glacjale, przy czym erozyjne dno doliny Odry ko­ło Szczecina leży w poziomie -20 m, a akumulacja rzeczna w delcie Wisły dochodzi do głębokości - 50 m. Wypełnianie dolin aluwiami zwią­zane było z obniżaniem się lądu i jednoczesnym podnoszeniem poziomu morza. Na małych dopływach Bałtyku wypełnianie dolin aluwiami sięg­nęło tylko do około 20-30 km w głąb lądu ale holoceńska akumulacja w dorzeczach Wisły i Odry obejmuje również dopływy drugiego i trze­ciego rzędu, tworząc wszędzie charakterystyczny taras zalewowy, nad­budowany przez rozlewające się wody wezbraniowe.

Okres holoceński dokonał retuszu rzeźby Polski. Retusz ten uzewnętrznił się głównie w postaci procesów wietrzeniowo-denudacyjnych i odpowiadającej im akumulacji. Zmiany klimatu decydująco wpływały na rodzaj procesów egzogenicznych oraz na szatę roślinną. Przesuwała się w poziomie, ale przede wszystkim w pionie strefowość świata roślinnego. Generalnie rzecz biorąc, po okres atlantycki włącznie, miało miejsce wznoszenie się zasięgów drzewostanu. Po optimum klimatycznym holocenu nastąpił niewielki regres. W uproszczeniu można przyjąć, że podczas holocenu występowała w górach następująca piętrowość stref klimatyczno-rzeźbotwórczych wraz z dominującymi w nich procesami:

ponad 1300-1500 m w warunkach klimatu zimnego i ubogiej szaty roślinnej dominowały procesy wietrzenia mrozowego i odpadanie; czynne były gołoborza; działała niwacja, deflacja, soliflukcja, procesy krasowe,

600-1400 m pod wpływem klimatu chłodnego i umiarkowanego dominowała erozja z pogłębianiem dolin oraz procesami osuwiskowymi czy zerwami. W dolnej części tej strefy natężenie wymienionych procesów wyraźnie słabło.

W obszarach górskich, obok lokalnego rozwoju pokryw, intensywnie działała erozja, natomiast w dolnych partiach i na pogórzu następowała akumulacja. Wyrównywaniu ulega­ły podłużne profile rzek, czego dowodem są wzrastające z biegiem dolin miąższości holoceńskich pokryw. Materiał wynoszony z gór, w pierwszym rzędzie odkładał się na ich przedpolu, ale był też wynoszony dalej. Przykładem są np. holoceńskie terasy w dolinie Wisły pod Krako­wem czy w dolinie Odry pod Wrocławiem.

Na obszarach wyżynnych oraz w niżowej części naszego terytorium, holocen charakteryzował się rytmem erozyjno-akumulacyjnym, czego wyrazem są liczne drobne dolinki i wypeł­niające je osady. Najintensywniej procesy te zapisały się w dolinach wielkich rzek, gdzie erozja wgłębna zaznaczyła się słabo, ale erozja boczna odegrała poważną rolę.

Holocen to okres, w którym nadal tworzyły się jeziora. Nie wszystkie bryły lodów martwych wytopiły się w późnym glacjale. Część brył tkwiła w podłożu jeszcze podczas pierwszej części holocenu. Duże różnice w czasie wytapiania się brył w różnych częściach kraju wynikały z pozycji geogra­ficznej (w odniesieniu do szerokości geograficznej), co rzutowało na uwarunkowanie klima­tyczne. Nie bez znaczenia była również litologia osadów, w których bryły się znajdowały jak również głębokość ich zasypania. Holoceńskie jeziora skupione są niemal wyłącznie w Polsce północno-wschodniej.

Przez cały holocen postępował także zanik jezior, któremu towarzyszył rozwój torfowisk. Torfowiska rozwijały się nie tylko w miejscach, gdzie istniały jeziora - nie wszystkie bezodpływowe zagłębienia stawały się jeziorami. Obecnie w Polsce torfowiska stanowią 1,5-2 mln ha (15000-20000 km2), na które składa się około 33000 torfowisk.

Holocen to również okres, w którym w skali całego kraju kształtowały się gleby.

Holoceński cykl krajobrazotwórczy trwa, pewnemu przewartościowaniu uległy jednak czyn­niki. Obok przeobrażeń naturalnych silnie wpływa na stan środowiska człowiek W ostatnim okresie w wyniku jego działalności zintensyfikowały się procesy erozji, soliflukcji, jak również akumulacji. Na skutek gwałtownych i powszechnych wylesień oraz intensywnej gospodarki rolnej doszło między innymi do antropogenicznego zdziczenia rzek.

Warunki rozwoju linii brzegowej południowego Bałtyku

Rozwój linii brzegowej południowego Bałtyku miał miejsce w Holocenie, W okresie tym zaznaczyły się ruchy skorupy ziem­skiej o charakterze izostatycznym (wyrównawczym - po stopnieniu lo­dowców) oraz podnoszenie się poziomu mórz. Te dwa czynniki były przyczyną wahań poziomu i przesuwania się brzegów Morza Bał­tyckiego.

W późnym glacjale w miarę zanikania lodowca skandynawskiego tworzyły się przed jego czołem stosunkowo wy­soko położone jeziora zastoiskowe, a następnie wielkie tzw. bałtyckie jezioro lodowe. Wypełniało ono basen dzisiejszego morza. Poziom jego leżał nisko, ale czasowo miało połączenie z Morzem Północnym.

Następną fazą rozwoju Bałtyku było morze yoldiowe (nazwa od mię­czaka), które wytworzyło się na począt­ku holocenu w preborealnej fazie klimatycznej wskutek połączenia basenu Bałtyku przez oswobodzony od lodowca i wgięty pod jego nacis­kiem teren środkowej Szwecji. Morze to było chłodne. W południowej części basenu bałtyckiego jego poziom leżał około 40-50 m poniżej dzi­siejszego i w odległości do 20 km na północ. Faza ta trwała zaledwie około 700 lat, ale wywarła swoje piętno na rozwoju dolin przez wzmożoną erozję wgłębną.

Izostatyczne podnoszenie się Półwyspu Skandynawskiego od­cięło Bałtyk od Morza Północnego i przekształcając go w jezioro ancylusowe (od mięczaka). Poziom w stosunku do morza yoldiowego był wyższy o około 30 m, ale jego linia brzegowa leżała na północ od dzisiejszej i poni­żej dzisiejszego poziomu. Właściwe jez. ancylusowe trwało stosunkowo krótko (300-400 lat) i poprzedzała je faza trwająca około 1200 lat.

W związku z dalszym ocieplaniem się klimatu poziom oceanu podno­sił się stale i w atlantyckiej fazie klimatu nastąpiła transgresja litorynowa (od charakterystycz­nego niewielkiego ślimaka). Pierwsza faza morza litorynowego trwała około 1000 lat, podczas gdy właściwa litorina, która zaczę­ła się około 4800 lat przed naszą erą, trwała około 3000 lat. Przebieg litorinowej linii brzegowej na naszym wybrzeżu był zbliżony do dzisiejszego, z tym, że w centralnej części wybrzeża brzeg litorinowy leży do 3 m powyżej dzisiejszego, a w rejonie Zalewu Szczecińskiego i Zatoki Gdańskiej - nieco poniżej. Tak niejednakowe hipsometrycznie występowanie granicy zasięgu morza świadczy o najnowszych defor­macjach skorupy ziemskiej.

Ostatnia faza rozwoju Bałtyku, związana z subborealnym i subatlantyckim okresem rozwoju roślinności, nazywana jest fazą Mya (od mięczaka).

Wraz z zakoń­czeniem trensgresji morza litorynowego, Bałtyk osiągnął swe południowe rubieże. Sięgnął nawet dalej na południe niż ma to miejsce współcześnie. W trakcie transgresji zato­pieniu uległa rzeźba młodoglacjalna, linię brzegową cechowało silne rozwinięcie. Największe z zatok pojawiły się w miejscach, gdzie głębsze podłoże stanowiły rozległe depresje, a więc w rejonie Szczecina oraz Gdańska-Tczewa. Morze zalało głęboko wcięte doliny Odry i Wisły. Zatopieniu uległa dotychczasowa erozyjna rzeźba oraz inne formy utworzone w wy­niku jej działania. Wraz z wkraczaniem morza na dotychczasowe obszary lądowe, zapoczątkowane zostały procesy deltowe. Rozpoczął się cykl rozwojowy delty Wisły i delty Odry. Na całej długości wybrzeża zainicjowana została budowa mierzei. One to odcinając zatoki od otwartego morza wyrównywały linię brzegową i formowały przybrzeżne jeziora oraz zalewy. Początek wymienionych pro­cesów miał miejsce około 5000 lat B.P. Gdy morze litorynowe wkroczyło na NW rubieże kraju, wytworzyła się tam długa sięgająca na pewno aż po okolice Szczecina zatoka. Zatoka ta już wówczas była oddzielona od otwartego morza podwodnym garbem. Próg ten, łączący cokoły morenowe wysp Wolin i Uznam, przebiegał na linii dawnego zasiągu fazy wolińsko-gardzińskiej. Za­początkowany został długotrwały proces zamykania bram Dźwiny i Świny równoznaczny z powiększeniem się wysp. Równolegle z dokonujący mi się procesami zamykającymi zalew od północy, na południu kształtowała się delta Odry. W wyniku nierównomierności sedymentacji doszło do utworzenia w okolicach Szczecina (u nasady delty) jeziora deltowego - Dąbie, 56 km2 pow., 4,2 m głębokości.

Zatokę Pomorską wraz z jej kontynuacją w postaci Zalewu Szczecińskiego oraz Zatokę Gdańską łączy w miarę wyrównania linia brzegowa Cechą charakterystyczną tzw. Pobrzeża Słowińsko-Kaszubskiego jest ścisłe powiązanie elementów rzeźby brzegowej i rzeźby glacjalnej. Liczne i zróżnicowane powierzchniowo dawne zatoki morze litorynowego zostały poodcinane od otwartego morza mierzejami. Formy te narastały od zachodu ku wschodowi. W konsekwencji wytworzyła się ciekawa strefa mierzej, jezior, bagien i torfowisk, sięgających nawet do kilkunastu kilometrów w głąb lądu. Całe wybrzeże zyskało charakter rzeźby złożonej z trzech często się zmieniających typów genetycznych: wybrzeża klifowe, wybrzeża zalewowo-mierzejowe; wybrzeża płaskie. Na Pobrzeżu Wschodniopomorskim (strefa depresji perybałtyckiej) transgresja litorynowa również doprowadziła do wytworzenia rozległej i daleko na południe sięgającej zatoki. Jej wybrzeża zachodnie cechowała obecność morenowych kęp, na południu zalegały zwarte obszary wysoczyzny morenowej, zaś na wschodzie rysował się wyraźny guz Wzniesień Elbląskich. I w tej zatoce rozwinęła się delta oraz długie pięknie zarysowane mierzeje. Z momentem wkroczenia wód morskich zainicjowane zostały procesy kształtowania Mierzei Wiślanej - na podwodnym garbie zawdzięczającym swą genezę fazie wolińsko-gardzińskiej. Podczas, gdy na pół­nocy rozwijała się mierzeja, na terenie Żuław powstał zalew. Początkowo intensywnie wypeł­niały go nanosy Wisły. Narastająca delta, sypana najpierw w południowej części zalewu, w drugim etapie wypełniła jego część północno-zachodnią, wreszcie na końcu akumulacja zaczęła obejmować część północno-wschodnią. Połączenie się osadów delty z zachodnim odcinkiem mierzei oraz zamknięcie zbiornika wodnego na południe od Elbląga (deltowe jez. Drużno) nastąpiło najprawdopodobniej dopiero niespełna 1000 lat temu. Mierzeja Helska została zbudowana z piasków nanoszonych przez dryft przybrzeżny złożonych na fundamencie osadów morza litorynowego. Przez długi czas formowała się pod wodą. Jeszcze w XVII w. istniało jedynie pięć wysp w obecnej zachodniej części mierzei. Akumulacja nanoszonego materiału była nierównomierna. Najintensywniej przebiegała na końcu półwyspu. Szerokość: u nasady k. Władysławowa od 200 do 500 m; w części końcowej około 3 km. W części wschodniej narastanie trwa nadal, czego wyrazem są nieopanowane lotne piaski. Rozwinięcie się mierzej odegrało niezwykle ważną rolę wyrównawczą linii brzegowej południowego Bałtyku. Proces ten dokonywał się na przestrzeni ostatnich 5 tys. lat.

Współczesne zmiany wybrzeża zachodzą przede wszystkim pod wpły­wem fal, zwłaszcza sztormowych. Przenoszenie materiału przez dryft przybrzeżny pomiędzy Kołobrzegiem a ujściem Odry odbywa się w kie­runku ze wschodu na zachód, natomiast na wschód od Kołobrzegu - w kierunku wschodnim. Ten ostatni ruch spowodował powstanie Mierzei Helskiej.

Jednostki strukturalno-tektoniczne Polski

Na terytorium Polski wyróżnić można szereg jednostek struk­turalnych. Przez teren Polski przebiega granica oddzielająca platformę wschodnioeuropejską od struktur fałdowych, charakterystycz­nych dla Europy Zachodniej.

Na północny-wschód od tej linii fundament krystaliczny leży niezbyt głęboko (od 500 do 2500 m) i ma dosyć skom­plikowaną budowę. Wyróżnia się tutaj przede wszystkim dwa odmienne obszary:

Wyniesienie Łeby - na północy w okolicach Koszalina, Łeby i Pucka na głębokości około 1000 m występuje skrawek tarczy bałtyckiej. Pod zredukowanymi osadami mezozoicznymi stwierdzono tu wy­stępowanie syluru, głębiej zaś zalegają prawdopodobnie zasadowe skały krystaliczne (anomalia magnetyczna).

Obni­żenie nadbałtyckie (depresja perybałtycka) - w rejonie Zatoki Gdańskiej i dolnego Powiśla wyróżnia, która oddziela Wy­niesienie Łeby od stwierdzonej w podłożu wschodniej części kraju plat­formy wschodnioeuropejskiej. O ile obniżenie nadbałtyckie wypełnione jest dosyć pełną serią skał paleozoicznych, to na platformie wschodnioeuropejskiej miejscami brak ich zupełnie. W obrębie granic Polski udało się stwierdzić tutaj istnienie co najmniej czterech jednostek wtórnych:

• wyniesienie mazursko-suwalskie - zbudo­wane z kwaśnych skał magmowych (występują na głębokości 0,5-1,5 km pod serią skał kenozoicznych i mezozoicznych);

• obniżenie podlaskie - dosyć płytkie­, o kierunku równoleżnikowym;

• wy­niesienie Sławatycz sięgające od Białej Podlaskiej po dolinę Bugu;

• obniżenie nadbużańskie - ma grubą pokry­wę osadowych skał paleozoicznych z produktywnym karbonem łącznie (okręg wydobycia węgla).

W południowo-zachodniej części Polski podłoże krystaliczne zalega bardzo głęboko pod seriami paleozoicznymi i mezozoicznymi. Wyróżnia­my jednostki podłoża paleozoicznego:

Sudety były fałdowane w czasie orogenezy kaledońskiej i hercyńskiej;

Monoklinę przedsudecką - najmniej poznana jednostka, w której stwier­dzono na zachód od Wrocławia skały metamorficzne starszego paleozoiku oraz młodopaleozoiczne z ważnymi gospodarczo łupkami miedzionośnymi górnego permu (cechsztynu), stanowiącymi podstawę rozwoju Legnicko-Głogowskiego Okręgu Miedziowego;

Zapadlisko śląsko-krakowskie po­wstało w ciągu karbonu dając początek górnośląskiemu zagłębiu węgla kamiennego. Od zachodu zagłębie to przylega do monokliny przedsudeckiej, a od wschodu i północy ogranicza je dewoński grzbiet siewiersko-dębnicki, łagodnie zapadający ku północnemu-wschodowi;

Góry Świętokrzyskie były fałdowane w czasie orogenezy kaledońskiej i hercyńskiej.

Pokrywy mezozoiczne rozwinęły się pomiędzy platformą wschodnio­europejską a krystalicznym Masywem Czeskim na podłożu sfałdowanego paleozoiku. Osady mezozoiczne w północnej części tego obszaru osiągają większą miąższość i pełniejszy rozwój niż w części południowej.

Osią całej strefy jest  niecka szczecińsko-mogileńsko-nidziańska, rozpadając się na zaznaczone w nazwie trzy wyraźne człony, przedzielone przewęże­niami w okolicach Poznania i Radomska. Miąższość osadów mezozoicznych i permskich dochodzi w tej wielkiej strukturze prawdopodobnie do 7000 m.

Po północno-wschodniej stronie tego obniżenia ciągnie się  wał pomorsko-kujawski, łączący się na południowym-wschodzie z Gó­rami Świętokrzyskimi. W budowie wału oprócz wapiennych serii jury i kredy biorą również udział utwory permskie w postaci słupów solnych.

Na granicy pomiędzy platformą wschodnioeuropejską a wałem pomorsko-kujawskim przebiega  niecka brzeżna (bruzda duńsko-polska). Wypełniają ją przede wszystkim utwory kredowe, po­dobnie jak nieckę szczecińsko-mogileńsko-nidziańską.

Jednostki kenozoiczne zarysowują się najwyraźniej w południowej Polsce. Głównym elementem strukturalnym są tu  Karpaty, które w ostatecznej formie łańcucha górskiego wypiętrzyły się w połowie trze­ciorzędu.

Z fałdowaniem się Karpat związane jest powstanie  zapadliska przedkarpackiego.

Również przedmurze Karpat zostało wypiętrzone w formie na­brzmienia -  wał metakarpacki - w jego skład weszły części różnych starych jednostek stru­kturalnych: zapadliska śląsko-krakowskiego, Niecki Nidziańskiej, Gór Świętokrzyskich, część niecki brzeżnej (niecka lubelska), a nawet obni­żenie nadbużańskie.

Wypiętrzenie Karpat, jako tektonicznie najmłodsze, decyduje do dziś o stosunkach hipsometrycznych południowej części Polski. Echo fałdowań karpackich sięga również poza wał metakarpacki, wytwarzając po jego stronie północnej w ciągu miocenu i pliocenu szereg płytkich obniżeń, wypełnionych wodami jezior. Należy do nich przede wszystkim tzw.  niecka mazowiecka wypełniona osadami neogenu o miąższości dochodzącej do 200 m. Środek tej niecki leży nieco na północny-zachód od Warszawy.

Powierzchnia podczwartorzędowa, która nie pokrywa się z powierzchnią przedczwartorzędową, zmodyfikowaną podczas plejstoce­nu, przedstawia się jako płaszczyzna lekko pochylona ku północy i roz­cięta erozyjnie w okresach interglacjalnych.

Najważniejszymi jej ele­mentami są: głęboka dolina pra-Wisły, która od ujścia Iłżanki kierowała się przez Zwoleń, Grójec, Modlin, Mławę na Elbląg, omijając miejsce i dzisiejszej Warszawy od zachodu, oraz  dolina pra-Bugu, biegnąca od Małkini w kierunku wielkich jezior mazurskich.

Warunki powstania złóż węgla kamiennego w Polsce

Węgiel kamienny jest surowcem osadowym organogenicznym po­chodzenia roślinnego, powstałym w wyniku uwęglania substancji organicznej bez dostępu powietrza. Wyróżnia się dwa rodzaje zagłębi węglowych:

paraliczne powstały w sąsiedztwie ówczesnych zbiorników morskich, o czym świadczą wkładki osadów morskich w obrębie pokładów węgla. Przy­kładem jest Zagłębie Górnośląskie i Lubelskie;

limniczne tworzyły się z dala od morza w zagłębieniach śródgórskich, czego przykładem jest Zagłębie Dolnośląskie. Występujący w Polsce węgiel jest wieku karbońskiego podobnie jak większość złóż węgla na świecie.

Pod koniec wizenu nastąpiła bardzo wyraźna zmiana w układzie paleogeograficznym. Była to regresja morza spowodowana fazą sudecką oro­genezy waryscyjskiej, która objęła niemal całą Polskę z wyjątkiem dwóch zatok morza wschod­nioeuropejskiego, istniejących we wschodniej i południowo-wschodniej części kraju. Na utwo­rzonym w wyniku wspomnianej regresji niskim, płaskim lądzie gromadziły się osady terygeniczne, osiągające miejscami dużą miąższość. Śródlądowy zbiornik sedymentacyjny rozwinął się w strefie bruzdy środkowoeuropejskiej oraz w zagłębiach:

górnośląskim - formacja paraliczna tworzyła się tylko w dolnym namurze, po czym basen ten został odcięty od wpły­wów morza, a osady młodsze (górny namur i westfal) są wykształcone jako węglonośna formacja limniczna o typie facji molasowej. Zagłębie górnośląskie rozwijało się w pobliżu morza na niskim, płaskim, bardzo wilgotnym lądzie. Nie jest wykluczone, iż była to rozległa delta. Tam to także wśród jeziorzysk i bagnisk porośniętych bogatą roślinnością rozlewały się wody meandrujących rzek. Wody te przynosiły ogromne masy materiału zwietrzelinowego ze świeżo wypiętrzonych niedalekich i potężnych łańcuchów górskich;

dolno­śląskim - przez cały czas trwania górnego karbonu było limnicznym basenem śródlądowym w nieckowatym zagłębieniu śródgórskim, wypełnianym molasową formacją węglonośną. Gromadziły się tam produkty erozji przytransportowywane przez rzeki ginące w bagniskach o bujnej roślinności i w jeziorzyskach;

lubelskim - przez długi czas (namur i dolny westfal) było położone w strefie przybrzeżnej w środowisku płytkiej zatoki morskiej, co stwarzało warunki do akumulacji paralicznej formacji węglonośnej;

W południowo-wschodniej Polsce, w obrębie pre-Karpat istniało przypuszczalnie jeszcze jedno paraliczne zagłębie węglowe, ukryte głęboko pod nasuniętymi płaszczowinami karpackimi.

W tych trzech wymienionych basenach na największą skalę zaznaczyły się w Polsce procesy gromadzenia formacji węglonośnej. Wskutek dużej labilności zbiorników pokłady węglowe przeplata sedymentacją mineralna. Wśród pokładów węgla kamiennego występują także rudy glinu, bentonity, łupki ogniotrwałe, gaz ziemny.

Warunki powstania złóż węgla brunatnego w Polsce

Węgiel brunatny tworzył się w ten sam sposób co kamienny, z tym że stopień jego uwęglenia jest mniejszy. Powstał w trzeciorzędzie (miocen) i występuje w rejonie Bełchatowa, Łodzi, Konina, Koła, Turka, Włocławka, Trzcianki, na południe od Poznania, wzdłuż zachodniej granicy Polski od Gubina po Bogatynię, w okolicach Legnicy i w innych miejscach w mniejszym nagromadzeniu.

Pod koniec środkowego miocenu obszar ni­żowy pokrywały rozległe bagna i torfowiska z niewielkimi zbiornikami wodnymi, w których gubiły się rzeki płynące ze Skandynawii, Sudetów i wyżyn. Rzeki osa­dzały przynoszony piasek i muły, rzadziej iły, które zasypywały nagromadzone w rowach i do­linach szczątki roślin bagiennych, wodnych i lą­dowych. W miocenie powstały z nich miąższe złoża węgli brunatnych.

Na obszarze stabilnej platformy wschodnio­europejskiej miąższość osadów formacji brunatnowęglowej jest niewielka, a występujące tu pokłady węgla brunatnego osiągają miąższość do 20 m. Znacznie większą miąższość, bo nawet 200 m, mają osady tej formacji na mobilnym obszarze platformy paleozoicznej w zachodniej Polsce i w niecce żytawskiej. Występowanie na zachodzie starszych serii brunatnowęglowych, których nie ma na wschodzie, dowodzi, że skraj platformy wschodnioeuropejs­kiej uległ obniżeniu dopiero w pliocenie.

Wielofazowość tektonicznych ruchów polaramijskich znalazła najściślejsze odbicie w cykliczności osadów formacji brunatnowęglowej, wypeł­niających zapadliska na przedpolu Sudetów i w Sudetach, np. nieckę żytawską. Tutaj poszcze­gólne ogniwa sedymentacyjnego cyklu mioceńsko-dolnoplioceńskiego rozpoczynają się każdora­zowo ogniwem gruboklastycznym, świadczącym o intensywnej erozji obrzeża zbiornika sedymen­tacyjnego. Początkowo gwałtowne ruchy obniżają­ce dno zapadliska wygasały stopniowo, co w koń­cowym etapie umożliwiło długotrwałe gromadze­nie się osadów pochodzenia roślinnego. Osady plioceńskie są w całości wykształcone w postaci facji stożków napływowych, świadczących o dal­szej erozji Sudetów.

W obrębie depresji centralnej w Kleszczowie koło Bełchatowa dobrze poznano rozwój jednego z rowów w młodszym trzeciorzędzie. Osady wy­pełniające rów wykazują wyraźną trójdzielność. Serię podwęglową tworzą piaski, muły, iły z rumoszami wapiennymi i bardzo cienkimi przeros­tami węgli brunatnych. Najprawdopodobniej osa­dziły się one na przełomie oligocenu i miocenu oraz w dolnym miocenie. W następnym, środkowomioceńskim etapie, w związku z bardzo powolnym i jednostajnym obniżeniem się dna rowu, powstało rozległe torfowisko, które dało początek warstwie węgla brunatnego grubości średnio 60 m. Węgiel zawiera niepowtarzalne w trzeciorzędzie lądowym wa­pienie jeziorne, mułki i piaski z towarzyszącą im fauną. Kolejne gwałtowniejsze obniżenie się dna rowu przerwało narastanie torfu. Znów pojawiły się osady ilasto-mułkowe i piaszczyste. Górnomioceńska seria nadwęglowa świadczy o sedymentacji prawdopodobnie w zbior­niku wodnym.

Warunki występowania ruchów neotektonicznych w Polsce

Młoda działalność tektoniczna, określana mianem neotektoniki uważana jest za echo orogenezy alpejskiej, bądź ruchy glacjoizostatyczne związane z minionymi, kolejno po sobie następującymi obciążeniami oraz odciążeniami podłoża przez rozwijające się i zanikające czasze lądolodów. Nie można również wykluczyć ewentual­ności, iż ruchy te są kontynuacja odkształceń epejrogenicznych analizowanej części kontynen­tu europejskiego, trwających od bardzo dawna.

Analizując szkic neotektoniczny Polski uderzające są dwa spostrzeżenia:

Niemal całe terytorium kraju posiada tendencje ruchów pozytywnych. Ruchy negatywne (poważniejsze) występują w rejonie Zatoki Gdańskiej oraz w strefie Koszalina, jak również Szczecina i na całym zachodnim skraju Polski. Są to jednak ruchy nieznaczne. Tym niemniej wskazać można obszary, gdzie skutki ruchów neotektonicznych są możliwe do zaobserwowania bez uciekania się do specjalistycznych badań. Przykład Trzęsacza koło Rewala, gdzie morze wdarło się w ląd o około 90-100 m na przestrzeni ostatnich 100-150 lat, wydaje się (przy­najmniej punktowo) ten negatywny ruch potwierdzać.

Izoamplitudy ruchów neotektonicznych wzrastają od zachodu ku wschodowi. Istotny wzrost wartości ma miejsce począwszy od skraju platformy wschodnioeuropejskiej. Skądinąd wiadomo, iż ruchy pozytywne były właściwe dla obszarów platformowych już od prekambru. Trzeba wreszcie zauważyć, iż na terenie Polski bardzo rzadkie i słabe są zjawiska sejsmiczne.

Wszystkie te jednostki, tak silnie warunkujące krajobrazy Polski południowej i południowo-środkowej, posiadają także odbicie w elementach rzeźby Polski północnej. Powyższe stwierdzenie można dobrze zilustrować na przykładzie zarysu polskiego wybrzeża Bałtyku. Zaznacza się tam zbieżność generalnego związku układu linii brzegowej z tendencja ruchów epejrogenicznych. W strefie platformowej, gdzie dominują pozytywne ruchy pionowe ma miejsce wypukły zarys brzegu. Po zachodniej stronie europejskiej linii dyslokacyjnej, gdzie dominującymi były ruchy negatywne zarys brzegu jest wklęsły. W obrębie wskazanych tendencji generalnych można zaobserwować odstępstwa, które również posiadają geologiczne uzasadnienie. Na Pomorzu Zachodnim związek stref synklinalnych z zatokami oraz antyklinalnej strefy Wału Kujawsko-Pomorskiego z wybrzuszeniem brzegu jest bardzo czytelny. Podobnie jest we wschodniej części wybrzeża. W głębokim podłożu Zatoki Gdańskiej znajduje się depresja perybałtycka.

Wzmiankowane spostrzeżenia uzupełniają i ilustrują właściwości procesów neotektonicznych. Te młode ruchy skorupy ziemskiej w obszarach wielkich strukturalnych obniżeń posiadają negatywną tendencję. Świadczy o tym zarys zerowej i minusowych izoamplitud ruchów pionowych. Z drugiej strony na Paraantyklinorium Pomorsko-Kujawskim wewnątrz kraju obserwuje się ruchy wznoszące i równocześnie w strefie brzegowej izoamplituda zerowa wygina się ku północy. Zatem również w świetle ruchów neotektonicznych związek podstawowych zarysów linii brzegowej Bałtyku z jedno­stkami geologicznymi wydaje się niewątpliwy.

Analizując szczegółowiej właściwości neotektoniki okazuje się, iż na śródlądziu dopatrzyć się można związku rzeźby z procesami endogenicznymi. Dotyczy to szczególnie zjawisk halotektonicznych, bądź związku niektórych elementów rzeźby glacjalnej czy erozyjnej z wielkimi, kopalnymi jednostkami geologicznymi.

Współczesne procesy tektoniczne wskazują na prawdopodobieństwo kierunku rozwoju zjawisk ero­zji i akumulacji w różnych częściach kraju. O współczesnych ruchach tektonicznych mówią nam wyniki powtarzanych co pewien czas precy­zyjnych pomiarów niwelacyjnych. Okazuje się, że współczesne ruchy tektoniczne są u nas niewielkie i wahają się w granicach od -1,5 do +0,5 mm na rok, przy czym największe ruchy obniżające występują w zachodniej części kraju, a podnoszące - we wschodniej. Zaznaczają się przy tym pewne charakterystyczne strefy. Tak więc podnoszeniu o około 0,5 mm/rok ulega wyniesienie Łeby i częściowo platformowa część wschodniej Polski, obniżaniu - obniżenie perybałtyckie i tereny nadodrzańskie, a także Beskidy Środkowe (około 1,0 mm/rok). Powolne współ­czesne ruchy tektoniczne przygotowują kierunki dalszych przeobrażeń rzeźby, transgresje i regresje morskie, postęp erozji i akumulacji rzecz­nej.

Rzeźba przedczwartorzędowa a rzeźba podczwartorzędowa

Rzeźba przedczwartorzędowa to rzeźba, która występowała przed zlodowaceniami. Natomiast rzeźba podczwartorzędowa to rzeźba przedczwartorzędowa przykryta osadami polodowcowymi (czwartorzędowymi). W wyniku działalności lodowca powierzchnia przedczwartorzędowa uległa zdeformowaniu - m.in. zdzieranie zwietrzeliny i pokrywy glebowej.

(Kondracki) Powierzchnia podczwartorzędowa zmienia się obecnie pod wpływem ruchów neotektonicznych. Przedstawia się ona jako płaszczyzna lekko pochylona ku północy i roz­cięta erozyjnie w okresach interglacjalnych. Najważniejszymi jej ele­mentami są: głęboka dolina pra-Wisły, która od ujścia Iłżanki kierowała się przez Zwoleń, Grójec, Modlin, Mławę na Elbląg, omijając miejsce i dzisiejszej Warszawy od zachodu, oraz dolina pra-Bugu, biegnąca od Małkini w kierunku wielkich jezior mazurskich.

(Stankowski) Powierzchnia podplejstoceńska środkowej i północnej charakteryzuje się jednorodnością stylu rzeźby. Obok szeregu drugorzędnych obniżeń, dominują trzy doliny o strukturalnej orientacji. Najrozleglejsza z nich, zaczynająca się od Niecki Mazowieckiej stanowi przedłużenie pra-Bugu. Dolina ta ciągnie się ku jeziorom mazurskim i dalej w tym samym układzie. Druga dolina także ma początek w Kotlinie Mazowieckiej i po najkrótszej drodze zmierza do rejonu Zatoki Gdańskiej. Trzecia natomiast na ogromnych obszarach kraju jest dwudzielna, by w rejonie Szczecina znaleźć połączenie. Sta­nowią ją przedłużenie ku NW środkowej Odry poprzez strefę Obry i Płonka także przedłużenie ku pn. rowu Nysy. Ważną role wododziałową spełnia niemal na całej długości strefa Paraantyklinorium Kujawsko-Pomorskiego. Jedynie w obszarze kujawskim wododział ten traci swe wyrazistość, a na jego miejsce pojawiają się rozległe podłużne obniżenia o układzie równoleżnikowym.

Cechy charakterystyczne rzeźby przedczwartorzędowej

W schyłkowej fazie pliocenu (preplejstocen) dominowały na naszym terytorium procesy denudacyjne i erozyjne. Sieć rzeczna była dojrzała. Profile podłużne rzek nie miały załamań. W Polsce połu­dniowej i środkowo-południowej doliny rzeczne osiągały głębokość rzędu 100-150 m. W Polsce północnej i środkowej głębokości dolin były mniejsze. Doliny z końca pliocenu zainicjowały późniejsze, plejstoceńskie, procesy erozyjne, które doprowadziły do dominacji kierunku SE-NW w układzie osi wielkich dolin. Przebieg dolin podporządkowany był głównym rysom tektonicznym. W okresie tym wykształcone były podstawowe rysy naszego kraju. Wypiętrzone były m.in. obszary Karpat, Sudetów czy Gór Świętokrzyskich.

Szczegółowa charakterystyka w pytaniach 7, 8, 9.

Warunki rozwoju sieci rzecznej do plejstocenu

Terytorium polski przez znaczną część swej geologicznej historii zajęte było przez morze. Tam, gdzie był ląd oraz sprzyjające warunki klimatyczne mogła rozwijać się sieć rzeczna. W schyłkowej fazie karbonu paleogeograficzny obraz Polski odznaczał się poważnymi deniwelacjami oraz różnorodnością krajobrazów. Na ogromną skalę rozwijały się procesy denudacyjno-erozyjne. Działały potężne rzeki znoszące od zagłębień terenowych produkty wietrzenia. Kolejne okresy to potężne transgresje morskie - prawie cały obszar Polski pod wodą. W kredzie Góry Świętokrzyskie, będące wyspą, rzeźbiły rzeki (konsekwentne) spływające ku bliskiemu morzu.

Od paleogenu zainicjowany został współczesny rozwój sieci rzecznej. Solna erozja rzeczna zaznaczyła się w paleocenie, czemu sprzyjał wilgotny klimat subtropikalny. W Eocenie oś lądu stanowił centralny pas nabrzmień o równoleżnikowym przebiegu. Spływały z niego wody leniwych rzek do eoceńskiego morza zajmującego dzisiejsze akweny południowego Bałtyku i Morza Północnego, oraz na południe ku Tetydzie. O małych nachyleniach skłonów lądów i słabej dynamice wód świadczą serie iłów składanych w wymienionych basenach sedymen­tacyjnych. W Oligocenie podniósł się obszar Sudetów i Wału Metakarpackiego, co wyzwoliło dynamiczne procesy erozyjne. Zainicjowana została współczesna sieć dolinna Sudetów oraz południowej części Wyżyny Śląsko-Krakowskiej (pra, pra: Mleczna, Prądnik, Szreniawa). Funkcjonowały też doliny północnego skłonu Wału Metakarpackiego. Wody wykorzysty­wały linie tektonicznych osłabień lub rowów i zdążały za ustępującym morzem. Dowodzą tego między innymi kopalne doliny okolic Turka, Konina. w Doliny te podczas górnego oligocenu zostały częściowo wysłane osadami piaszczysto-żwirowymi, a później stały się miejscem akumulacji węgli brunatnych.

W Miocenie do ciepłego morza zmierzały nowo tworzone i ,,okrzepłe” już rzeki Karpat - górna Wisła, Raba, Wisłoka, Wisłok; niektóre rzeki Wału Metakarpackiego - Szreniawa, Nidzica, Koprzywianka oraz rzeki Sudetów Wschodnich. W większości rzeki te do dzisiaj zachowały ówczesny kierunek i strefy płynięcia. Prawdopodobnie już wówczas w Pieninach zaczął rozwijać się przełom Dunajca. (Geneza odcinków przełomowych tej rzeki nie została dotąd wyjaśniona. Przypuszcza się jednak, że dolina ta w swej inicjalnej postaci funkcjonowała, gdy w Pieninach trwały jeszcze wypiętrzające ruchy górotwórcze. Rzeka systematycznie rozcinała dźwigające się serie pienińskie, omijając partie skał bardziej odpornych. W efekcie powstała głęboko wcięta i bardzo kręta dolina złożona z siedmiu zakrętów). W miocenie środkowym odwodnienie górotworu Sudeckiego cechowało się dwudzielnością. Sudety wschodnie oddawały wody do zatoki Paratetydy w Kotlinie Raciborskiej. Sudety zachodnie natomiast odwadniane były ku północy. Lokalny dział wodny przebiegał na linii Góry Bardzkie - Ząbkowice - Krapkowice. Pod koniec dolnego sarmatu morze zaczęło ustępować z Wyżyny Lubelskiej, a podążające za ustępującym morzem rzeki, rozpoczęły odpreparowywanie wypełnionych osadami, tektonicznych zapadlisk podgórskich. Zaczęła się rozwijać Kotlina Sandomierska, w której spotykały się rzeki Karpat i Wału Metakarpackiego. Spływały one ku NE zgodnie z pochyleniem podłoża. Ówczesny kierunek spływu zachowały rzeki do dzisiaj. Dowodzą tego biegi górnej Wisły, dolnej Raby, Wisłoka, Wisłoki, Szreniawy, Nidzicy, Koprzywianki. Rzeki te silniej wcięły się w Karpatach, słabiej na Wale Metakarpackim, zaś najpotężniejszą pracę wykonywały w obrębie Kotliny Sandomier­skiej. W dolnym pliocenie nastąpiło powiększe­nie dolin rzecznych w Tatrach i Beskidach. Ruchy wznoszące środkowego pliocenu znalazły odbicie we wzmożeniu erozyjnej działalności rzek. Na terenie Karpat dokonywały się wcięcia na przeciętną głębokość 150-300 m. Silnemu rozcinaniu poddawany był Wał Metakarpacki. Zainicjowana została, w miejscu tektonicznego osłabienia, dzisiejsza przełomowa dolina Wisły między Zawichostem a Puławami. Na północnych skłonach Wału Metakarpa­ckiego głęboko wcięte zostały doliny pradawnego Bugu, Wieprza, Bystrzycy, Pilicy i Warty. W Sudetach i na przedgórzu także wyraźnie pogłębione zostały doliny rzeczne. Skutkiem środkowo- i górnoplioceńskich ruchów górotwórczych stały się przełomy antecedentne (np. przełom Nysy Kłodzkiej przez Góry Bardzkie, Bobru przez Rudawy Janowickie) czy epigenetyczne (np. Starej Kamiennej). Zainicjowany został współczesny epigenetyczny przełom Bobru na odcinku pilichowskim (ostatecznie uformowany w plejstocenie).

Sieć rzeczna Polski południowej przybrała postać zbliżoną do obserwowanej obecnie.

W schyłkowej fazie pliocenu, dźwignięty został obszar Polski środkowej oraz północnej. Z bagnisk i rozlewisk centralnej zaklęsłości spłynęły resztki wód, zaś podążające za nimi rzeki (głównie od południa) roz­poczęły procesy erozyjne na Niżu Polski.

Jest bardzo prawdopodobne, że w Preplejstocenie prze­cinały nasze terytorium w miarę równoległe do siebie doliny rzek pradawnego Bugu, Wieprza, Wisły, Pilicy, Warty, Prosny, Odry i przypuszczalnie Bobru. Rzeki te łączyły się w rejonie południowego Bałtyku w wielką drogę wodną zmierzającą na zachód ku Morzu Północnemu.

20. Podział plejstocenu

Alpy Penck- Brückner	Europa		Polska
		Zachodnia Woldstedt 1954	Wschodnia Marków 1956	Sawicki 1928	Szafer 1928	Szafer 1953	Ruhle 1957
Zlodowacenie Würm	Weichsel	wałdajskie	bałtyckie	Varsovien	bałtyckie	północnopolskie
Interglacjał Riss/Eem/Wüm	Eem	dnieprzańsko-wałdajski	—	Masovien II	ostatni (eemski)	młodszy
Zlodowacenie Riss	Saale	dnieprzańskie	Środkowo-polskie	Varsovien I	środkowopolskie	środkowopolskie
						Inna nazwa: przedostatnie
Interglacjał Mindel/Riss	Holstein	ocko-dnieprzański	—	Masovien I	mazowiecki (wielki)	starszy
Zlodowacenie Mindel	Elster	ockie	karpackie	Cracovien	krakowskie	południowopolskie
Interglacjał Günz/Mindel	Cromerien	—	—	Sandomirien	najstarszy	najstarszy
						Inne nazwy: kromerski, przasnyski
			Zlodowacenie Günz	okres zim­ny	—	—	Jaroslavien	Szczecińskie	najstarsze
						Inna nazwa: podlaskie
Interglacjał Donau/Günz	Tegelen	—	—	—	—	—
Zlodowacenie Donau	okres zim­ny (Pretegelen)	—	—	—	—	—

Warunki rozwoju rzeźby glacjalnej w Polsce

Pod koniec pliocenu zapoczątkowane zostały wielkofalowe zmiany klimatu, stanowiące zapowiedź przyszłych plejstoceńskich zlodowaceń. Wyrażały się one okresami znacznych ochłodzeń (pretegelen i donau) oraz ociepleń (tegelen i waalian). Skutkiem stały się naprzemianległe cykle denudacji z erozją oraz akumulacji.

W plejstocenie wyróżnia się zasadniczo cztery okresy zimne - glacjały i trzy przedzielające je okresy ciepłe - interglacjały. Wahania klimatu, a w ślad za tym czynników krajobrazotwórczych miały, podczas kolejnych okresów zimnych, swoisty rytm i skalę zjawiska. Zmiany klimatu, a w ich wyniku rozprzestrzenianie się i zanik pokryw lodowców, rozumieć należy jako:

złożony proces transgresji, dokonujący się poprzez obejmowanie pewnych terenów, obtapianie lodu, a później ponownie, często o większym zasięgu, kolejne jego wkraczanie;

osiągnięcie apogeum zlodowacenia, wyrażające się bądź to długim postojem bądź szybkim obtopieniem (częstsze);

ustąpienie dokonujące się przez okresowe obtopienie przerywane okresami „postojów” czoła jak również drugorzędnymi transgresjami.

Lądolód wkraczał na istniejącą rzeźbę dopasowując się do niej oraz ją deformując. Najczęściej był to ruch wbrew grawitacji. Okresy interglacjalne cechowała podobna rytmika klimatu, jak w przypadku glacjałów, której to odpowiadała zmienność egzogenicznych procesów.

Te kilkakrotne, silne oziębienie się klimatu doprowadziło do powstania na północy Europy wielkich czasz lodowych. Działalność lodowców i wpływ klimatu wytworzyły swoisty typ osadów i form na terenie naszego kraju. Ten wpływ klimatu nie ograniczał się tylko do zjawisk natury geologicznej, geomorfologicznej, hydrograficznej. Okresy lodowcowe i międzylodowcowe spowodowały przesuwanie się zasięgów org. żywych, wyginięcie pewnych gatunków i pojawienie się nowych oraz całkowitą zmianę charakteru biosfery. Tektonicznie był to okres względnego spokoju, choć występowały ruchy wielkopromienne i wyrównawcze czemu towarzyszyły eustatyczne wahania poziomu morza.

Działalność lodowca

Niszcząca (erozyjna) działalność lodowca polega przede wszystkim na żłobieniu podłoża i zboczy dolin materiałem skalnym wmarzniętym w lód w czasie jego ruchu. Materiał skalny zawarty w lodowcu nazywa się moreną; pochodzi on ze zwietrzelin dostających się postaci lawin, obry­wów lub innych ruchów masowych na pole firnowe czy na jęzor lodowcowy, jak również ze zwietrzelin wmarzniętych w lód od spodu. Na twardych skałach mszcząca działalność lodowca objawia się w postaci wygładów (barańców) i rys skiero­wanych zgodnie z ru­chem lodowca.

Na obszarach erozji lądolodów, np. w Skandynawii czy Kanadzie, powstały wyrównane powierzchnie ze zdartą wierzchnią pokrywą skał. Materiał ten został przetransportowany przez lądolód na wielkie odle­głości i osadzony na jego przedpolu w postaci akumulacyjnych form polodowcowych. Transport materiału w lodowcu przebiega odmiennie niż w rzekach. Ilość materiału i rozmiary transportowanych bloków skalnych zależą od masy lodu. Akumulacja lodowcowa jest wynikiem topnienia i zależy od jego przebiegu. W lodowcach górskich w czasie postoju lodowca, u jego czoła, usypywane są wały, pagóry morenowe, zwane morenami czołowymi. Przy zboczach doliny tworzą się moreny boczne, a na dnie, po stopieniu lodowca - moreny denne.

Lądolody tworzą tylko moreny czołowe i denne. Powierzchnię moreny dennej urozmaicają wyżłobione przez wody płynące pod lodowcem zagłębienia rynnowe lub kotły wytopiskowe oraz zoriento­wane zgodnie z ruchem lodowca wały ozów i drumlinów oraz pagóry kemów, zbudowane głównie z piasków, żwirów, rzadziej glin, przy udziale wód roztopowych. W czasie powolnego topnienia lądolód często dzieli się na oddzielne bryły lodu, zwane bryłami martwego lodu. Wytopiony z nich materiał buduje wzgórza kemów, a zagrzebane bryły, po wytopieniu lodu, tworzą zagłębienia wytopiskowe. Na przedpolu lądolodu, głównie w czasie jego długiego postoju, wypływające z lodowca wody, przeciążone niesionym materiałem, usy­pują rozległe stożki napływowe, zbudowane głównie z piasków i żwi­rów, zwane sandrami. W Europie, na przedpolu lądolodu występują również pradoliny biegnące równolegle do czoła lodowca. W sytuacji, gdy odpływ rzeczny zgodny z nachyleniem terenu był hamowany barierą lodowca, a swobo­dny odpływ wód roztopowych uniemożliwiało ukształtowanie terenu, tymi potężnymi, szerokimi dolinami odbywał się odpływ wód polodowcowych i rzecznych. Zatamowanie przez wkraczający lodowiec odpływu rzecznego pro­wadzi do powstania jezior zastoiskowych, w których gromadzą się iły warwowe Na przedpolu lądolodu panują warunki peryglacjalne. Klimat pola­rny, obecność wieloletniej zmarzliny i brak szaty roślinnej sprzyjają intensywnym procesom niszczącym - wietrzeniu, ruchom masowym, wywiewaniu pyłów i piasków. W takich warunkach np. w Polsce po­wstawały pokrywy lessów i pola śródlądowych wydm parabolicznych.

Charakterystyka zlodowacenia południowopolskiego

Zlodowacenie południowopolskie (krakowskie, Mundel) jest związane z wkraczaniem na nasze terytorium lądolodu, który wykorzystywała wielkie obniżenia powierzchni. Drobne loby-jęzory wciskały się również w większe doliny rzeczne. W wyniku swego dynamicznego jak i statycznego nacisku lód doprowadził do powstania deformacji podścielających osadów. Gdy czoło lądolodu dotarło do Wału Metakarpackiego nastąpił skomplikowany proces pokonywania napotkanej bariery orograficznej.

Wyżyna Lubelska poza obszarem Roztocza nie stanowiła najprawdopodobniej poważniejszej przeszkody. Góry Świętokrzyskie były trudne do sforsowania. W pierwszym etapie glacjacji zostały więc one ominięte od wschodu i od zachodu. Dopiero po spotkaniu się tych lobów po południowej stronie gór lody mogły wkroczyć od południa do śródgórskich obniżeń. W maksymalnym zasięgu lądolodu jedynie najwyższe pasma Gór Świętokrzyskich- ich szczyty- sterczały jako nunataki. Niecka Nidy wraz z Wyżyną Miechowską stosunkowo szybko została przykryta lodem wkraczającego lądolodu. Nabrzmienie Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej powstrzymywało ruch lodu, który szybciej posuwał się we wspomnianej niecce Nidy i na Wyżynie Śląskiej. Stopniowo pod lodem znalazła się północna, a później i północne skrawki środkowej części atakowanego nabrzmienia. Pozostałe partie Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej pozostałe wolne od lodu nawet wówczas, gdy w Bramie Krakowskiej połączyły się lody nidziański i śląski. Utworzona została śródlądowa oaza. Kotlina Raciborska i Brama Morawska wyznaczały niejako kierunek ruchu lądolodu w tej strefie. Lód wkroczył tam stosunkowo łatwo i sięgnął daleko na południe. Blok Sudetów natomiast stanowił zaporę nie do pokonania. Lądolód oparł się o północno-wschodni skraj górotworu i wpełzł do kotlin śródgórskich oraz niektórych dolin rzecznych.

Maksymalne rozprzestrzenienie się lądolodu i częściowe opanowanie górotworu spowodowało, iż zarys krawędzi cechował się licznymi i zróżnicowanymi pod względem wielkości lobami oraz jęzorami. W licznych miejscach sterczały ponad lodem wyspy nunataków. Na przedpolu przebijał się przez lód nunatak Ślęży. Na południu kraju lód wypełnił kotliny podkarpackie, oparł się o próg Beskidów i częściowo wkroczył na pogórze. Wysunięte bardziej na południe jęzory wciskały się w doliny rzek karpackich, blokując je od północy. Lód sięgał do rzędnej 350-420 m n.p.m. Maksymalny zasięg zlodowacenia południowopolskiego był równoznaczny z największym rozprzestrzenieniem się pokrywy lodowej na terytorium Polski.

Sudety i Karpaty leżały wówczas w strefie oddziaływania klimatu znad lądolodu. Panowały tam warunki peryglacjalne. Żywe były procesy wietrzenia oraz denudacji. W Sudetach rozwijały się gołoborza.

W Beskidach także dominowały procesy denudacyjno-wietrzeniowe. Produkty wietrzenia i denudacji nie mogły być odtransportowane z Beskidów na skutek zamknięcia dolin, więc wypełniły je. Doszło do „wysokiego zasypania” dolin, którego efektem są współcześnie najwyższe poziomy tarasowe. Na obszarze Tatr rozwijało się natomiast lokalne zlodowacenia. Tworzące się lodowce górskie przekształcały dotychczasową rzeźbę erozyjną (V-kształtna) tego gniazda górskiego.

Z momentem recesji lądolodu czemu towarzyszyło wyzwolenie ogromnej masy wód, u podnóża Karpat uruchomiony został odpływ marginalny. Wody roztopowe lądolodu oraz ekstraglacjalne wody rzek karpackich wykorzystywać zaczęły jedyny możliwy kierunek odpływu. Kształtowała się więc pierwsza wielka pradolina na terytorium Polski, której ślady czytelne są w rzeźbie do dzisiaj.

Charakterystyka zlodowacenia środkowopolskiego

Zlodowacenie Środkowopolskie (Riss, przedostatnie, Varsovie I) odegrało bardzo istotną rolę w kształtowaniu nie tylko osadów, ale również rzeźby Polski. Transgresja dokonywała się w podobny sposób jak podczas poprzednich okresów. Rzeźba podłoża odgrywała w tym względzie bardzo istotną rolę. Wielkie obniżenia dolinne czy wyraźne elewacje spełniały role kierunkującą ruch lodów. Podczas fazy wkraczania lądolodu - jego naporu doszło do powstania szeregu zaburzeń glacitektonicznych. Deformacje wiązać trzeba głównie z wkraczaniem lądolodu na linię swego maksymalnego zasięgu i jego drugiej kolejnej fazy stadiału Warty, ale również z drobniejszymi transgresywnymi oscylacjami fazy zstępującej tego zlodowacenia. Najwyraźniejszym skutkiem deformacyjnej działalności lądolodu zlodowacenia środkowopolskiego są liczne kary i porwaki starszego podłoża. W swym maksymalnym zasięgu zlodowacenie środkowopolskie dotarło do progu sudeckiego. Ponownie na przedpolu sterczał nunatak Ślęży. Powierzchnia lodu znajdowała się tam na rzędnej około 600 m n.p.m. na obszarze Sudetów zasięg lądolodu wyznaczają pojedyncze narzutniaki oraz zespół form: płaty gliny morenowej i osadów fluwioglacjalnych, a przede wszystkim terasy kemowe. Lądolód sięgnął w Bramie Łużyckiej poza granicę państwa. Na stokach Gór Izerskich osiągnął rzędną 430 m n.p.m., wkroczył do kotliny Jeleniogórskiej, na stokach Gór Wałbrzyskich dotarł do wysokości 580 m n.p.m. Wdarł się przez przełęcze o rzędnych 480-580 m n.p.m. do Kotliny Kłodzkie. W Górach Złotych sięgał do rzędnej 600 m n.p.m., a w Górach Bardzkich do 550 m n.p.m. Wreszcie długim lobem- jęzorem wkroczył w Bramę Morawską, osiągając większe rozprzestrzenienie niż w zlodowaceniu południowopolskim. Śledząc krawędź lądolodu zlodowacenia środkowopolskiego dalej ku wschodowi stwierdzić można, iż była ona bardzo rozwinięta. Lód wypełnił Kotlinę Raciborską i przykrywał Wyżynę Śląską nie docierając jednak do kuesty Jury Polskiej. Nabrzmienie Jury Polskiej stanowiło poważną przeszkodę, o czym Świadczy zatrzymanie krawędzi lodu daleko na pn. i bardzo powolne oraz złożone wkraczanie lądolodu na część północną elewacji. I w tym obszarze lądolód sięgnął do rzędnych około 300-330 m n.p.m. W okresie maksymalnego zasięgu zlodowacenia środkowopolskiego Sudety znalazły się po raz wtóry w bezpośrednim sąsiedztwie lądolodu. Żywe były procesy kształtujące gołoborza i mezorzeźbę. Nie było jednak warunków do tworzenia się lokalnego zlodowacenia górskiego. Karpaty wraz ze swym przedpolem także znalazły się w strefie peryglacjalnej. Spotęgowana została więc działalność procesów denudacyjnych czemu towarzyszyło kolejne zasypywanie dolin. Najwyższe gniazdo górskie Karpat- Tatry stało się areną drugiego już lokalnego zlodowacenia. Rzeźba podlegała więc silnym przeobrażeniom, a wynoszony na przedpole materiał odkładał się na Podhalu. Podczas maksymalnego zasięgu lądolodu zlodowacenia środkowopolskiego wody roztopowe mogły odpływać tylko na południe lub na południowy wschód. W okresie tym nie zarysowała się żadna pradolina, nie została także ponownie wykorzystana pradolina podkarpacka. Kulminacyjny moment zlodowacenia środkowopolskiego (stadiał Odry-Radomki) trwał stosunkowo krótko. Pozostawił po sobie strefę marginalną ubogą we wzgórza moreny czołowej. Powszechne są tam formy typu stoliw kemowych, listew teras kemowych czy strug sandrowych. W obrębie Sudetów doszło do pozostawienia dużych mas lodu martwego wewnątrz kotlin śródgórskich. Stopniowe wytapianie się lodu uwarunkowało powstanie glin morenowych wewnątrz obniżeń oraz licznych schodowo ułożonych teras kemowych. Marginalne terasy kemowe znane są także z północnego obramowania Gór Świętokrzyskich.

Po okresie recesji zaznaczyła się nowa faza transgresywna na linię tzw. Stadiału Warty. Dominują tam struktury spiętrzeń glacitektonicznych. Doskonałą ilustrację stanowią w tym względzie Wzgórza Ostrzeszewskie, kryjące w swym wnętrzu zaburzone glacitektoniczne utwory trzeciorzędu i czwartorzędu. We wschodniej części Polski zapisały się w rzeźbie jeszcze dwa stadiały zlodowacenia środkowopolskiego. Pierwszym z nich to stadiał Wkry. Na obszarze Kotliny Warszawskiej utworzyło się wielkie zastoisko (rozlewisko), do którego uchodziły wody Wisły i Bugu. Drugi stadiał to stadiał Mławy, w którym powstają rozległe wały moren w okolicach Mławy, Przasnysza i Łomży.

Podczas tego zlodowacenia w wyniku działalności wód pochodzących z lądolodu utworzyły się pradoliny:

Wieprz-Krzna;

Głogowsko-Barucka;

Warszawsko-Berlińska;

Charakterystyka zlodowacenia bałtyckiego

Ostatni akt plejstoceńskiego cyklu krajobrazotwórczego dokonał się podczas zlodowacenia północnopolskiego (Wurm, bałtyckie, Varsovien II). Trwało ono około 90000 lat i charakteryzowało się wielokrotnymi i poważnymi wahaniami klimatu. Zlodowacenie to miało najmniejszy zasięg i jego granicę wyznacza linia Zasieki-Zielona Góra-Sława Śląska-Leszno-Żerków - Konin - Gostynin - Gąbin - Płock - Sierpc - Dąbrówno - Nidzica - Grajewo - północny skraj pradoliny górnej Biebrzy. Terytorium nasze znajdowało się w strefie peryglacjalnej. W konsekwencji żywe były właściwie dla tej strefy procesy- wietrzenie i denudacja. Bardzo ważną rolę odgrywała działalność eoliczna. Polska znajdowała się bowiem w bardzo korzystnej sytuacji dla morfologicznego oddziaływania wiatru czego wyrazem jest odkładanie się lessów, pokrywowych piasków eolicznych, wydm a także kształtowanie pól deflacyjnych. Podstawową cechą ówczesnego środowiska Polski, znajdującego się pod wpływem klimatu peryglacjalnego było istnienie wieloletniej zmarzliny. Jej miąższość była bardzo zmienna, na co wpływa litologia i stosunki wodne. Zmarznięty grunt, w przypowierzchniowej strefie roztapiał się podczas ciepłej pory roku. Upłynnianie tej powierzchniowej warstwy wyzwalało spływy błotnej masy nawet na słabo pochylonych powierzchniach. I choć wietrzenie (głównie mechaniczne) oraz ruchy masowe były procesami nadrzędnymi w środowisku peryglacjalnym, to wielką rolę odegrał w nim także wiatr i woda płynąca.

W Górach Świętokrzyskich ostatnie zlodowacenie zaznaczyło się początkowo intensywnym wietrzeniem mrozowym. Wstępna faza tego okresu zimnego jest zatem w zasadniczy sposób odpowiedzialna za uformowanie się gołoborzy w ich dzisiejszej postaci.

Sudety i Pogórze Sudeckie podczas zlodowacenia bałtyckiego znajdowały się także w strefie peryglacjalnej. Zmiany rzeźby dokonywały się tam głównie w postaci przeobrażenia stoków oraz narastania pokryw sedymentacyjnych w dolinach rzek. Rozwijały się rumowiska skalne. Ze zlodowaceniem bałtyckim zbiegło się w Sudetach pojawienie całkowicie nowego w tym regionie rzeźbiarza powierzchni Ziemi. Było to lokalne zlodowacenie górskie w Karkonoszach. Linia wiecznego śniegu przebiegała wówczas w Sudetach na poziomie 1200 m n.p.m. Powyżej tej linii mogły i rozwijały się pola firnowe oraz niewielkie karowe lodowce. Skutkiem są pięknie wykształcone kotły Wielkiego i Małego Stawu, z których wypływał jęzor lodowy o długości 2,5 km. Był to najdłuższy lodowiec w polskiej części Karkonoszy. Ostatni glacjał zapisał się w Sudetach, a szczególnie na Pogórzu i na Nizinie Śląskiej zakumulowaniem lessów i osadów lessopodobnych w obrębie kotlin podkarpackich podczas zlodowacenia bałtyckiego przeplatały się fazy piaszczysto-żwirowej akumulacji, i rozcięć erozyjnych. Żywe też były procesy eoliczne czego wyrazem są pokłady lessów oraz piasków eolicznych.

Działalność wietrzeniowo-denudacyjna ostatniego zlodowacenia zakończyła trwający już od dawna rozwój skałek oraz krajobrazu Gór Stołowych. Tak typowe dla Karkonoszy skałki są ostańcami wietrzeniowo-denudacyjnymi.

Karpaty Zewnętrzne, podobnie jak i inne części naszego terytorium ulegały w Wurmie poważnym przeobrażeniom dokonującym się w warunkach istnienia wieloletniej zmarzliny. Fluktuacje klimatu pociągały za sobą w pewnych okresach wzmożenia denudacji i związane z tym zasypywanie dolin, w innych- rozcinanie nagromadzonych w dolinach osadów.

Najwyższe szczyty Beskidów, przewyższające linię wieloletniego śniegu posiadały śnieżniki i pola firnowo-lodowe. Zaznaczyły się one w postaci słabo wykształconych kotłów. Dotyczy to Babiej Góry i Pilska.

Najwyższe gniazdo górski Karpat - Tatry przeszły podczas ostatniego glacjału trzecią już epokę lodowcową. Zlodowacenie lokalne rozwinęło się znacznie silniej w Tatrach Wysokich, mimo, iż linia wieloletniego śniegu znajdowała się tam na rzędnej około 1600 m n.p.m. i otrzymywały one mniej opadów od Tatr Zachodnich, gdzie linia wieloletniego śniegu znajdowała się około 100 m niżej. Właśnie w Tatrach Wysokich sieć dolin przedczwartorzędowych cechowała się licznymi rozległymi spłaszczeniami. Stały się one pojemnymi zbiornikami firnowo-lodowymi, z których mogły wypłynąć spore lodowce.

Podczas zlodowacenia bałtyckiego miały miejsce:

stadiał leszczyński (20 tys. lat temu) to maksymalny zasięg tego zlodowacenia;

stadiał poznański (18,4 tys. lat temu) - silne topnienie, które powodowało na przedpolu lodowca akumulację wielkich ilości piasków glacjofluwialnych w postaci sandrów;

stadiał pomorski (15,2 tys. lat temu) uformowały się moreny nad dolną Odrą, Wisłą, nad Łyną, lob mazurski i suwalski. Najmłodsze moreny występują na linii dzisiejszego wybrzeża;

stadiał szczeciński.

Zespoły form charakterystyczne dla obszarów młodoglacjalnych to: moreny wciśnięcia, akumulacyjno-zwałowe, sandry. Po stopnieniu stagnującego lodu, osady szczelin i pęknięć dały początek pagórkowatym wzniesieniom, zbudowanych z materiału warstwowego. Są to ozy, kemy, jeziora rynnowe, drumliny, moreny denne, moreny czołowe, jeziora zastoiskowe, pradoliny.

Jeszcze w plejstocenie po zniknięciu lodowca z basenu pd. Bałtyku wykształciły się przełomowe odcinki dolin Wisły i Odry, które po linii największego spadku odprowadzały wody wprost na północ do wielkiego bałtyckiego jeziora lodowego, podpartego od północy przez czoło lodowca i pozbawionego kontaktu z oceanem światowym.

Rozwój i rola pradolin na obszarze Polski

Pradolina - dawna dolina, na niektórych odcinkach obecnie opuszczona, powstała równolegle do czoła lądolodu wskutek erozyjnej działalności rzeki odprowadzającej niegdyś wody roztopowe oraz wody rzek płynących ku czołu lądolodu. Pradoliny występują na niżu polsko-niemieckim. Wykazują spadek ze wschodu ku zachodowi. Według wielu badaczy na przebieg pradolin wpłynęły przedlodowcowe formy erozyjne lub formy tektoniczne. Dużą rolę w powstaniu pradolin odegrała erozja termiczna (erozja na obszarze zmarzliny, polegająca na rozmywaniu osadów przez wodę powstałą z topniejącego lodu stanowiące spoiwo tych osadów). Wyróżnia się pradoliny: konsekwentne którymi odpływały ogromne masy wód z topniejącego lądolodu najkrótszą droga do morza oraz pradoliny subsekwentne towarzyszące w pewnej odległości czołu lodowca. Powstały one na obszarach, gdzie powierzchnia terenu była pochylona w kierunku przeciwnym do kierunku ruchu lądolodu.

Pradolina Warciańsko-Odrzańska, wsch. część Pradoliny Warszawsko-Berlińskiej; podłużne, równoleżnikowe obniżenie między pojezierzami Lubuskim i Wielkopolskim na pn. a Pojezierzem Leszczyńskim i Wzniesieniami Zielonogórskimi na pd.; w granicach Polski obejmuje dolinę środkowej Odry na zach. (od ujścia Gniłej Obry po ujście Nysy Łużyckiej), zatorfioną dolinę Obry oraz dolinę środkową Warty (od Mosiny po ujście Prosny) na wsch.; dł. ponad 220 km, szerokość od kilku do kilkunastu km, wys. od około 50 m na zach. do około 100 m na wsch.; powstała w okresie zlodowacenia bałtyckiego w wyniku erozyjnej działalności wód polodowcowych i rzecznych płynących ku zach., wzdłuż czoła lodowca.

Pradolina Warciańsko-Odrzańską położona jest w obrębie form związanych z osta­tnim zlodowaceniem. Licząc od wschodu składa się ona z następujących mezoregionów: Kotliny Śremskiej (w dolinie Warty), Doliny Środkowej Obry, Kotliny Kargowskiej i Doliny Środkowej Odry.

Pradolina Toruńsko-Eberswaldzka, Pradolina Notecka, długie równoleżnikowe obniżenie w Polsce i Niemczech, w środkowej części Pojezierzy Południowobałtyckich (dzieli je na 2 mniej więcej równe części - pn. i pd.); długość około 450 km; ciągnie się od okolic Płocka (na wsch.) wzdłuż dolin Wisły, Brdy, Noteci, Warty i Odry, po Eberswalde (na zach.) w Niemczech; składa się z rozszerzonych kotlin (Płockiej, Toruńskiej, Gorzowskiej, Freienwaldzkiej oraz Doliny Środkowej Noteci) połączonych stosunkowo wąskimi odcinkami dolin; przecina młodoglacjalne wysoczyzny morenowe pojezierzy; Pradolina Toruńsko-Eberswaldzka powstała podczas zlodowacenia bałtyckiego (faza pomorska); wyrzeźbiły ją wody z topniejącego lodowca, spływające wzdłuż jego czoła ku zach.; dno pradoliny częściowo zatorfione, miejscami wydmy; w Kotlinie Gorzowskiej lasy sosnowe Puszczy Noteckiej.

Pradolina Toruńsko-Eberswaldzka tworzy rozległą formę wklęsłą, od­dzielającą pojezierza Południowopomorskie oraz Chełmińsko-Dobrzyńskie od Lubuskiego i Wielkopolskiego. W pomorskiej fazie ostatniego zlo­dowacenia był to szlak odpływu wód glacjofluwialnych na zachód. Za początek pradoliny przyjmuje się Kotlinę Płocką, następnymi członami są. Kotlina Toruńska, Dolina Środkowej Noteci i Kotlina Gorzowska, a dalej na pograniczu Niemiec - Kotlina Freienwalde, wykorzystywana przez Odrę, Pomiędzy poszczególnymi kotlinami są zwężenia, co sprawia, że cała pradolina jest formą złożoną. W obrębie jej występuje kilka piaszczystych tarasów, świadczących o etapach rozwoju. Dno pradoliny jest częściowo zatorfione. W granicach Polski Pradolina Toruńsko-Eberswaldzka zajmuje powierzchnię 7169 km2

Pradolina Podkarpacka (zlodowacenie południowopolskie). Z momentem recesji lądolodu czemu towarzyszyło wyzwolenie ogromnej masy wód, u podnóża Karpat uruchomiony został odpływ marginalny. Wody roztopowe lądolodu oraz ekstra glacjalne wody rzek karpackich wykorzystywać zaczęły jedyny możliwy kierunek odpływu. Kształtowała się więc pierwsza wielka pradolina na terytorium Polski . Pradolina ta zbierała wody z położonej na zachodzie Kotliny Raciborsko-Oświęcimskiej. Pradolina Podkarpacka jest obniżeniem u podnóża Karpat, ciągnącym się od doliny Dunajca po dolinę Dniestru. Odpływały tędy wody topniejącego lodowca skandynawskiego w czasie recesji zlo­dowacenia krakowskiego, o czym świadczą wysokie poziomy piaszczysto-żwirowe. Kierunek tego dawnego odpływu wyznaczają biegi dopływu Wisłoki- Wielopolki, dopływu Wisłoka - Mrówki i samego Wisłoka od Rzeszowa po dolinę Sanu, wreszcie San do Przemyśla po Jarosław.

Pradolina Głogowska stanowi dużą formę dolinną o szerokości do 12 km, długości ok. 70 km i powierzchni 850 km2. Wystę­puje tu oprócz tarasu łąkowego Odry piaszczysty taras wydmowy i szczątki silnie zniszczonego poziomu wyższego.

Pradolina Łeby-Redy jest to najwyraźniejsza na Pobrzeżach Południowobałtyckich pradolina, którą odpływały wody w okresie zanikania na terenie Polski zlodowacenia bałtyckiego. Pradolina ma ok. 90 km długości i 353 km2 powierzchni, przy czym rozszerza się w kie­runku zachodnim i południowo-zachodnim od 1,2 km w okolicy Wejhe­rowa do 5,5 km u wylotu na Wybrzeże Słowińskie. Dziś spadek dna do­liny skierowany jest w dwu kierunkach: Reda płynie na wschód do Zato­ki Puckiej, Łeba uchodzi do jeziora Łebsko. Dział wodny pod Strzebielinem leży na wysokości 40 m, na stożku napływowym osadzonym przez spływającą z wzniesień pojeziernych Łebę. Dolne części obu pradolin są zatorfione. Pradolina oddziela pobrzeża od pojezierzy.

Pradolina Wrocławska stanowi specyficzny, wy­dłużony region o długości ponad 100 km i powierzchni 1219 km2, odpo­wiadający dolinie Odry od jej zwężenia pod Krapkowicami powyżej Opola po okolice Lubiąża i Malczyc poniżej Wrocławia. Pradolinę o sze­rokości ok. 10 km wypełniają plejstoceńskie i holoceńskie osady rzecz­ne. Jest to część tzw. pradoliny wrocławsko-magdeburskiej.

Pradolina Wieprza obejmuje dolny bieg tej rzeki oraz jej dopływu Tyśmienicy. Szerokie na kilka kilometrów obnizenie dolinne oddziela położoną na południu Wysoczyznę Lubartowską od pozostałych wysoczyzn południowopodlaskich. Pradoliną odprowadzane były wody w czasie stadiału Warty.

Pradolina górnej Wisły

Warunki rozwoju rzeźby peryglacjalnej w Polsce

Postglacjał to plejstocen po zlodowaceniach.

• Dryas najstarszy - okres, w którym na obszarze Polski występuje Bałtyckie Morze Lodowe. Panuje klimat umiarkowany chłodny, nieco wilgotny. W okresie tym powstały wydmy o obszarach zbudowanych z piasków. Zachodziła erozja (okres o braku zwartej roślinności).

• Bolling (12400-12100 lat temu) - to okres trochę cieplejszy od poprzedniego. W tym czasie zachodzi silna erozja wgłębna. Nastąpiło skierowanie Odry i Wisły bezpośrednio na północ, z czym związane są przełomy przez pas pojezierzy. W dalszym ciągu jest Bałtyckie Morze Lodowe. Pojawiają się pierwsze płaty lasów brzozowych.

• Dryas starszy (12100-11800 lat temu) - to okres klimatu subarktycznego suchego z wyraźnym ochłodzeniem. Ponownie tworzą się wydmy, czemu sprzyja roślinność bezleśna i tundra parkowa.

• Allerod (11800-10900) to obecność na terenie Polski Morza Yoldia. Klimat umiarkowany, chłodny, wilgotny , sprzyjał wzrostowi lasów, a hamował procesy eoliczne. Na pn. były to lasy jodłowe. W związku z panującym klimatem doszło do uzewnętrznienia się rynien jeziornych, dotąd zakonserwowanych bryłami martwego lodu. Na obszarze ostatniego zlodowacenia pojawiły się pojezierza. Allerodzka przerwa w rzeźbotwórczej działalności eolicznej zaznaczyła się na wydmach jako dobrze wykształcone profile glebowe, które miały stać się glebami kopalnymi. Powszechny jest kras termiczny i związane z tym powstawanie jezior. Wcześniej powstałe jeziora ulegają zatorfieniu i zabagnieniu. W rozmarzających jeziorach pojawia się i odkłada kreda jeziorna, która występuje wysoko na starych terasach abrazyjnych. Obszar ten to także zredukowanie wiecznej zmarzliny.

• Dryas młodszy (10900-10250) - ponownie panuje klimat subarktyczny suchy, co powoduje, że las sosnowy wycofuje się na pd. i pojawia się stepowa tundra. Ożywiają się procesy peryglacjalne, zwł. Na Niżu Polskim (proc. soliflukcyjne na rozmarzających stokach). Okres ten charakteryzuje brak kontaktu z Bałtyckim M. Lodowym. Ponownie rozwija się silna erozja wgłębna. Na obszarach lessowych powstaje rzeźba linearna (są to doliny w lessach tylko reprodukowane nawiązuje do dolin kopalnych). Okres ten charakteryzuje występowanie dwóch warstw zmarzliny, od góry cienkiej, która rozmarza w lecie, następnie soczewki nierozmarzniętej oraz warstwa druga - wiecznej zmarzliny, pozostała po poprzednich okresach. Okres ten to wznowienie działalności morfologicznej. Na nowo utworzonych pow. Piaszczystych - najniższe półki terasowe w pradolinie. Noteci-Warty oraz strefa Niż. szczecińskiej - dokonywała się zasadniczą zmianą wydmotwórcza. Istniejące pola wydmowe były przemodelowywane.

Zimny klimat peryglacjalny (subarktyczny) jaki wówczas panował na całym obszarze kraju, był przyczyną intensywnego wietrzenia skał (kongelifrakcji) i wzmożonych procesów denudacyjnych (kongeliflukcji), które w wa­runkach zmarzniętego podłoża obejmowały nawet zupełnie łagodnie na­chylone powierzchnie (do 2°). Utwory peryglacjalne reprezentowane są przez gliny i piaski zaburzone na miejscu lub występujące w formie alochtonicznych pokryw przez piaski eoliczne i lessy, wreszcie w górach przez zwietrzelinę w formie gołoborzy. Charakterystyczną strukturą utworów objętych ruchem poziomym są zafałdowania noszące nazwę plikacji i inwolucji. Pod rozmarzającą w lecie warstwą czynną zalegał grunt wiecznie zmarznięty, w którym tworzyły się pęknięcia i szczeliny, rozpoznawane dziś jako tzw. kliny i żyły mrozowe. W warunkach pełznięcia całej warstwy czynnej formy glacjalne i fluwialne na obszarze poza zasięgiem zlodowacenia bałtyckiego ulegały niszczeniu. Powstawały rozległe poziomy denudacyjne, które zatarły formy interglacjalnych tarasów i stopni dolinnych, zagłębienia bezodpływowe na powierzchni równiny morenowej wypełnione zostały deluwiami, a wzgórza moren, kemów i ozów zachowały się tylko w formach szczątkowych jako ostańce denudacyjne. Do charakterystycznych form denudacyjnych należą niecki korazyjne.

Zespół form i materiałów powierzchniowych, charakteryzujący stre­fę peryglacjalną, sprawia, że na niżu różni się ona w sposób zasadniczy od strefy młodoglacjalnej i stwarza swoisty typ środowiska geograficz­nego. Tworzą ją rozległe równiny denudacyjne, pokryte materiałem pylastym lub piaszczystym, ostańce i ostrogi denudacyjne, asymetryczne, często suche doliny, wytworzone w warunkach trwałego południowej części kraju pokrywy lessowe.

Im teren jest położony dalej na południe, tym więcej razy znajdował się w strefie pery­glacjalnej i tym silniejszemu uległ zdenudowaniu. Po drugie — przebieg procesów denudacyjnych nie w całej strefie peryglacjalnej odbywał się jednakowo. A. Jahn dzieli strefę peryglacjalną na trzy podstrefy: arktyczną, czyli gruzową ze śladami gleb strukturalnych; subarktyczną północną z rozwojem klinów lodowych i płytkich inwolucji; subarktyczną południową o grubszej warstwie czynnej (do 2 m) i słabiej rozwiniętych klinach. W trzeciej podstrefie, która miała charakter tundry stepowej, nastę­powało formowanie się lessu.

Całkowita szerokość strefy peryglacjalnej dochodziła do 1000 km, tak że w ciągu glacjałów całe terytorium Polski znajdowało się w strefie tundry, a granica lasów przebiegała daleko na południe od Karpat.

Less jest skałą pylastą, w której wielkość ziaren waha się około 0,01 mm. Pył ten jest przeważnie kwarcowy, ale zawiera znaczną domie­szkę węglanu wapnia. Istnieją różne poglądy na sposób jego powstawa­nia, ale najczęściej jest on uważany za utwór eoliczny, akumulowany w południowej strefie subarktycznej przez antycyklonalne wiatry, wie­jące z lodowca lądowego. Typowy less jest niewarstwowany, porowaty i pocięty siecią pionowych kanalików. Obserwacje wskazują, że jego pokłady osiągają nieraz kilkanaście metrów miąższości i można wyróżnić w nich co najmniej trzy serie, z których dwie dolne są odwapnione, po­zbawione porowatej struktury, często warstwowane lub noszące ślady soliflukcji i rozdzielone pokładami gleby kopalnej. Świadczy to o waha­niach klimatu w ciągu ostatniego zlodowacenia. Źródłem mate­riału lessowego był prawdopodobnie płaszcz utworów pylastych, tworzących się w warunkach klimatu peryglacjalnego wskutek wietrzenia mechanicznego. Niektóre pokrywy pylaste powstały ze zwietrzenia skał na miejscu. Znane są również przykłady występowania utworów pyla­stych na tarasach rzecznych jako osadu akumulacji wodnej. Tak więc pod nazwą lessów opisuje się właściwie różne genetycznie i strukturalnie utwory, noszące piętno klimatu peryglacjalnego.

Przebieg zlodowaceń górskich

W czasie zlodowacenia szczecińskiego, w wyższych partiach Tatr mogły rozwijać się śnieżniki a nawet niewielkie lodowczyki typu karowego. Jeżeli istniały, to ich rola sprowadzała się do zarysowania stref przyszłej potężniejszej działalności lodowcowej.

• W czasie zlodowacenia południowopolskiego, na obszarze Tatr rozwijało się lokalne zlodowacenie. Tworzące się lodowce górskie przekształcały dotychczasową rzeźbę erozyjną (V-kształtną). Formy glacjalne utworzone wtedy, miały ulec w kolejnych, lokalnych zlodowaceniach przeobrażeniu i powiększeniu. Nie ma tych form w dzisiejszej rzeźbie Tatr. Materiały pochodzące z niszczenia górotworu mogły odkładać się na Podhalu jako utwory rzeczno-lodowcowe.

• W czasie zlodowacenia środkowopolskiego Tatry stały się areną drugiego już, lokalnego zlodowacenia,: rzeźba podlegała licznym przeobrażeniom, a materiał odkładany był na Podhalu.

• Ze zlodowaceniem bałtyckim zbiegło się w Sudetach lokalne zlodowacenie (Karkonosze). Linia wiecznego śniegu przebiegała wtedy na wysokości 1200 m n.p.m. Powyżej tej linii mogły się tworzyć pola firnowe i niewielkie karowe lodowce. Skutkiem tego są kotły Wielkiego i Małego Stawu, jak i Kotły Śnieżne (cyrki). Lokalne zlodowacenie zapisało się ponadto w postaci Carnego kotła Jagniątkowskiego i Kotła Łomniczki nad Karpaczem. Zlodowacenie to pozostawiło po sobie także formy typu akumulacyjnego. Są to: wysłane materiałem morenowym dna dolinne, wały moren bocznych i moren czołowych.

• Tatry w tym okresie przeszły trzecią epokę lodowcową. O rozmiarach zlodowaceń zadecydowały w Tatrach warunki morfologiczne (rzeźba przedplejstoceńska). Zlodowacenie to znacznie silniej rozwinęło się w Tatrach Wysokich, mimo, że linia wiecznego śniegu znajdowała się tam na wysokości 1600 m n.p.m. i otrzymywały one mniej opadów od Tatr Zachodnich. Sieć dolin przedczwartorzędowych w Tatrach Wysokich cechowała się licznymi spłaszczeniami, które stały się pojemnymi zbiornikami firnowo-lądowymi, z których mogły wypływać spore lodowce. Górne odcinki, nieodmłodzone, stały się miejscem gromadzenia śniegu natomiast niższe ich odcinki uległy przeobrażeniu lodowcowemu. Zyskały one u-kształtne przekroje i powstały doliny „zawieszone” ponad dolinami piętrowo wznoszą się cyrki. W Tatrach Zachodnich epoka lodowcowa zastała niewielkie spłaszczenia, na którym mógł gromadzić się śnieg. Doliny znajdowały się w dojrzałym stadium rozwoju - tam tworzyły się mniejsze lodowce, słabo przeobrażające rzeźbę. Doliny zostały mało zmienione.

Rzeźbę glacjalną Tatr cechuje bogactwo i wyrazistość form. Pięknie wykształcone są cyrki. Doliny żłobowe zawierają moreny boczne, czołowe, wyściółkę dna oraz „baranie łby”, wygłady i rysy. W tym samym czasie, na sterczących ponad lodem skałach oraz partiach niezlodowaconych np. dolina Lejowa, intensywnie działały procesy peryglacjalne i rozwijały się gołoborza, dostarczając materiału na pow. lodu. Materiał wodnolodowcowy docierał na Podhale, gdzie uformował najmłodszy system stożków fluwioglacjalnych. Zanik lodowców w Tatrach dokonywał się po części frontalnie i częściowo arealnie. W Tatrach Wysokich było 6 stadiałów recesyjnych, w Zachodnich - trzy. Rzeźbę lodowcową, rozwijały się stożki piargowe i perygracyjne pokrywy soliflukcyjne.

Rozwój rzeźby eolicznej w Polsce

Formy eoliczne typu akumulacyjnego występują w Polsce zwykle zespołowo i są związane pradolinami oraz powierzchniami sandrów. Obecną sytuację można odnieść i do starszych glacjałów. Pradawne formy eoliczne nie zdołały przetrwać, gdyż są one niezwykle mało odporne na działanie czynników egzogenicznych. Tak więc rzeźba eoliczna właściwa dzisiejszym krajobrazom Polski jest młoda i jej genezę odnosi się do późnego Würmu, a najprawdopodobniej także i do schyłku pełni Würmu. Na obszarach Polski środkowej i południowej, które nie zostały objęta czaszą lądolodu, rzeźba eoliczna przynajmniej teoretycznie mogła się rozwijać przez cały Würm. Skrajnie nieko­rzystne warunki dla świata roślinnego podczas wszystkich zimnych faz glacjału stwarzały wyjątkowe możliwości rozwoju procesów eolicznych. Opierając się na aktualnych datowaniach form deflacyjnych, eolicznych piasków pokrywowych czy wydm w Polsce środkowej i południowej (na pd. od linii maksymalnego nasunięcia ostatniego zlodowacenia) licząca się w krajobrazie rzeźba eoliczna swą podstawową fazę wydmotwórczą przeszła w pierwszej części późnego Würmu. Później, tzn. po optimum klimatycznym (alleröd) podlegała ona jedynie przeobrażeniom. Wyrażało się to jako przewianie oraz powstawanie nowych serii sedymentacyjnych nadbudowujących istniejące już formy. Na obszarze objętym przez ostatnią czaszę lądolodu rzeźba eoliczna mogła wytworzyć się dopiero po opuszczeniu powierzchni piaszczysto-żwirowych przez kształtujące je wody. W związku z tym trzeba się spodziewać co raz to młodszego wieku omawianych form w miarę posuwania się ku północy kraju i równocześnie na co raz to niższych młodszych terasach. Rzeźba eoliczna terenów położonych na południe od zasięgu stadiału pomorskiego swą główną fazę przeszła w pierwszej części późnego Würmu. Uwaga ta dotyczy wyżej położonych poziomów morfologicznych, a więc sandrów i wysokich teras pradolinnych. Najstarszy dryas i starszy dryas, jak również z pewnymi ograniczeniami bölling (okresy o braku zwartej roślinności i surowych warunkach klimatycznych) wyznaczały odcinek czasowy brzemienny w kształtowanie się rzeźby eolicznej, głównie wydm, właściwej dla współczesnego wyrazu krajobrazowego.

Optimum klimatyczne późnego Würmu przypadające na alleröd zahamowało działalność eoliczną i to praktycznie na całym obszarze kraju. W tym ciepłym i wilgotnym okresie, trwającym około 1200 lat dominowały lasy. Na północy były to lasy brzozowo-sosnowe, zaś na południu lasy świerkowo-dębowo-jodłowe. W związku z panującym klimatem doszło do uzewnętrznienia się (być może - jedynie częściowego) rynien jeziornych dotąd zakonserwowanych bryłami martwych lodów. Na obszarze ostatniego zlodowacenia pojawiły się poje­zierza, urozmaicające rzeźbę wysoczyzn morenowych, stref marginalnych obszarów sandrowych, a nawet przecinające wyższe poziomy terasowe pradolin (Pojezierne Sierakowskie). Polska środkowo-zachodnia i północna zyskała ważny element krajobrazu, świadczący o jej młodości. Ållerodzka przerwa w rzeźbotwórczej działalności eolicznej zaznaczyła się na wydmach jako dobrze wykształcone profile glebowe, które w niedługim czasie miały stać się glebami kopal­nymi, bądź ulec zniszczeniu. Po klimatycznym optimum późnego Würmu nastąpiło pogor­szenie właściwości klimatu (młodszy dryas), co w pierwszym rzędzie odbiło się na roślinności. Las „wycofał" się na południe, gdzie utrzymywał się jako zbiorowiska sosnowe. W Polsce północnej ponownie pojawia się stepowa tundra. Terytorium kraju kolejny raz znalazło się pod działaniem procesów właściwych środowisku peryglacjalnemu. Ożywiła się morfologiczna działalność wiatru. Na nowo utworzonych powierzchniach piaszczystych - najniższe półki terasowe w pradolinie Noteci-Warty oraz strefa Niziny Szczecińskiej - dokonywała się zasadnicza faza wydmotwórcza. Istniejące już pola wydmowe były przemodelowywane. Pro­cesy eoliczne dokonujące się na Nizinie Szczecińskiej miały być kontynuowane również w holocenie. Rozwijająca się w tym rejonie erozja wgłębna wód Odry podążających za obniżającą się bazą erozyjną tworzonego Bałtyku przygotowywała coraz to niższe powierz­chnie piaszczyste. Wiatr przemodelowywał ją tak długo, dopóki nie wkroczyła roślinność lub zmieniły się warunki wodne.

Wydmy polskie mają kształt wałów, łuków i paraboli tworzą złożone systemy połączonych form. Różnice między stroną odwiatrową i wiatrową nie zawsze się zachowały. W środkowej części kraju, w kotlinach podkarpackich, na wybrzeżu, a nawet na Wyż. Małopolskiej wydmy są charakterystyczne. Krainą wydm jest Puszcza Kampinoska. Wydmy występują najczęściej w wielkich dolinach, albo w ich pobliżu, tam bowiem nagromadziły się większe ilości piasku; w dolinach naniosły go rzeki, na brzegach pradolin - ułatwiona spadkiem terenu denudacja.

Efektem działalności wiatru w klimacie peryglacjalnym jest szlif eoliczny na powierzchni kamieni i głazów oraz pokrywy lessowe, tworzące się w wyniku wietrzenia mechanicznego.

Współczesne procesy eoliczne odgrywają poważną rolę krajobrazotwórczą, tam gdzie pojawiają się odpowiednie warunki - materiał piaszczysty na powierzchni. Każda pow. piaszczysta nie opanowana jeszcze przez roślinność, podlega przemodelowaniu eolicznemu. Obszarami tym są: linia brzegowa, międzyrzeczna, doliny rzeczne, a także Niecka Mazowiecka, dol. Narwi, Obniżenie Metakarpackie, Obniżenie Małej Panwii oraz Kotlina Sandomierska. Im dalej na pd. kraju, tym starsza jest rzeźba eoliczna. Powierzchnie piaszczyste na terenie polski kształtowane były przez cały czas plejstocen i holocen.

Działalność wiatru należy do najważniejszych procesów geomorfologicznych na obszarze Polski. Efekty tej działalności narastają w miarę intensyfikacji gospodarczej działalności człowieka. Współczesne procesy eoliczne w Polsce mogą mieć zasięg lokalny lub regionalny, gdy przewie­wanie odbywa się na niewielką odległość w wa­runkach naturalnych (wydmy nadmorskie) albo w krajobrazie bezleśnym - rolniczym, przemy­słowym i zurbanizowanym, mogą także być allochtoniczne (kontynentalne i interkon­tynentalne), gdy źródło pyłu znajduje się daleko, poza terytorium Polski. Proces eoliczny o zasięgu lokalnym i regional­nym jest procesem autochtonicznym. Występuje bowiem na obszarze Polski w pełnym cyklu, tzn. obejmuje deflację (wywiewanie), transport i aku­mulację. Proces zachodzi przy silnych wiat­rach o prędkościach powyżej 5 m/s, najczęściej 10-15 m/s. Występuje każdego roku. Czas i okres działania procesu jest zróżnicowany. W warun­kach naturalnych proces ten obserwuje się głów­nie jesienią i zimą. Na obszarach przemys­łowych i zurbanizowanych efektywne działanie procesu obserwujemy w ciągu całego roku, a głów­nie latem.

Proces eoliczny w warunkach naturalnych za­chodzi współcześnie w Polsce na wybrzeżu mors­kim (na plaży, mierzei, klifie), w dolinach dużych rzek (na odsypach, łachach, krawędziach koryt), w górach powyżej górnej granicy lasu (Tatry, Bieszczady, Karkonosze). Należy zauważyć, że nie są to warunki ściśle naturalne. Wpływ człowieka, szczególnie w dolinach rzek i na wybrzeżu, jest niekiedy duży i w sposób pośredni, np. przez niszczenie pokrywy roślinnej, aktywizuje proces eoliczny. Proces eoliczny współdziała wówczas z innymi: ruchem rumowiska morskiego, abrazją, procesami rzecznymi, silnym wietrzeniem mecha­nicznym i ruchami masowymi w górach. Owe procesy przygotowują materiał do działalności eolicznej, a jednocześnie materiał eoliczny jest bezpośrednio po osadzeniu włączany w inny pro­ces. Najlepiej rozpoznana jest strefa wybrzeża, a najsłabiej doliny rzeczne. Na wybrzeżu proces eoliczny współuczestniczy w powstawaniu mierzei, odgrywa dużą rolę w powstawaniu plaży, prowadzi wreszcie do tworzenia, a następnie przewiewania wydm. Tempo przemieszczania wydm na mierzei łebskiej wynosi średnio kilka metrów rocznie (3-10 m/rok), a maksymalnie kilkanaście metrów rocznie. W Tatrach, powyżej górnej granicy lasu, w piętrze subniwalnym procesy eoliczne można uznać za jedne z najważniejszych lub nawet dominujące w zespole procesów modelujących wierzchowiny grzbietowe. Procesy te zachodzą głównie jesienią i zimą, a ich natężenie jest bardzo zróżnicowane przestrzennie i w poszczególnych latach. Procesem eolicznym są objęte grunty orne odpowiadające prawie ok. 50% powierzchni kraju. W 25% są to powierzchnie zmelioro­wane, czyli praktycznie przesuszone. Proces eoliczny zachodzi także w krajobrazie przemys­łowym i zurbanizowanym. Jest to proces za­chodzący w niektórych dużych miastach, np. w „lessowej" części Lublina, na terenach wielkich odkrywek, gdzie prowadzi się eksploatację surow­ców energetycznych (np. kopalnia odkrywkowa węgla brunatnego w Bełchatowie), budowlanych lub piasków podsadzkowych (np. na Górnym Śląsku), na zwałach kopalnianych i przemys­łowych, w obrębie wielkich zakładów przemys­łowych (np. cementowniach, hutach).

Na terytorium Polski występuje również pył eoliczny z dalekiego transportu. Mamy w tym przypadku do czynienia tylko z aku­mulacją, a bilans procesu jest w tej sytuacji dodatni. Pyły nawiewane są na obszar Polski z dwu zasadniczych kierunków. Ze wschodu (E, SE), tzn. stepów południowo-wschodniej Europy nawiewane są wiosną (marzec, kwiecień, maj) pyły „czarne" (ciemnoszare). Pyły te transportowane z odległości od kilkuset kilo­metrów do 2-3 tys. km obejmują prawie całą Polskę, ale opadają głównie w południowo-wschodniej części kraju z intensywnością 2-3 t/km2. Zjawisko występuje corocznie lub raz na kilka lat. Z południa (S, SW) natomiast nawie­wane są pyły z odległości 5-6 tys. km po­wstałe w wyniku pustynnych burz pyłowych w Afryce i Azji. Obserwowano je np. w Tatrach i Karpatach. Są to pyły żółtoczerwone, pojawiające się o dowolnej porze roku, raz na kilka lub kilkanaście lat, przy czym wielkość depozycji sięga 0,5-1 t/km2. Z południa nawiewane są także pyły znad obszarów południowej Europy i Niziny Węgierskiej. Zasięg pyłów z kierunku południowego jest mniejszy niż z wschodniego i obejmuje południową i południowo-zachodnią część.

Holoceński element rzeźby Polski

Główne zdarzenia krajobrazotwórcze holocenu dokonały się na północy Polski. Zadecydował o tym rozwój Bałtyku i jego niemal nieprzerwane trwająca transgresja. Dokonywała się ona od około 10100 lat B.P. do około 4000 lat B.P. początkowo morze szybciej wypełniało przegłębienia oraz wkraczało na obszary lądowe we wschodniej części wybrzeża, później proces ten objął także części zachodnie. Na opanowanych lądach dochodziła do głosu abrazja, czego efektem są stopnie abrazyjne dna, znacząc dawne klifowe linie brzegowe (obecnie zatopione). Dotąd rozpoznano sześć do siedmiu takich trensgresywnych linii. Liczne wzniesienia morenowe, obniżenia śródmorenowe, rynny, pradoliny itp. Spowodowały, ze linię brzegową cechowało silne rozwinięcie. Bardzo powszechne były głęboko w ląd sięgające zatoki i wystające z nich wyspy. Największe z zatok pojawiły się w miejscach, gdzie głębsze podłoże stanowiły rozległe depresje, a więc w rejonie Szczecina oraz Gdańska-Tczewa. Na Nizinie Szczecińskiej przerwane zostały procesy eoliczne (najniższa terasa), a uformowane już wydmy zostały „zatopione” w ograniczonych osadach rozwiniętych dzięki podwyższonemu poziomowi wód. Rozpoczął się cykl rozwojowy delty Wisły i delty Odry. Na całej długości wybrzeża zainicjowana została budowa mierzei, tak typowych dla współczesnego krajobrazu. Gdy morze litorynowe wkroczyło na NW rubieże kraju, wytworzyła się tam długa sięgająca na pewno aż po okolice Szczecina zatoka (być może sięgała ona jeszcze dalej). Zatoka ta już wówczas była oddzielona od otwartego morza podwodnym garbem. Rozwijające się mierzeje zbudowane zostały z materiału pochodzącego z rozmywanych brzegów klifowych oraz znajdujących się powyżej granicy abrazji przeciętnej fali sztormowej partii dna południowego Bałtyku. Powstało szereg jezior przybrzeżnych, a całe wybrzeże zyskało charakter rzeźby złożonej z trzech często się zmieniających typów genetycznych: wybrzeża klifowe, wybrzeża zalewowo-mierzejowe; wybrzeża płaski. W strefie nizin nadmorskich zwraca uwagę jezioro Żarnowieckie (powierzchnia - 14,7 km2, 16,5 m głębokości). Reprezentuje ono typ jeziora rynnowego. Z momentem wkroczenia wód morskich zainicjowane zostały procesy kształtowania Mierzei Wiślanej - na podwodnym garbie zawdzięczającym swą genezę fazie wolińsko-gardzińskiej. Podczas, gdy na północy rozwijała się mierzeja, na terenie Żuław powstał zalew. Obok Mierzei Wiślanej, w Zatoce Gdańskiej występuje jeszcze Mierzeja Helska. Stanowi ona niezwykle istotny element krajobrazowy tego rejonu i jest formą bardzo młodą. Została zbudowana z piasków nanoszonych przez dryft przybrzeżny złożonych na fundamencie osadów morza litorynowego. Mierzeje naszego wybrzeża odznaczają się na ogół łagodnym pochyleniem plaż, a wyrzucony na nie drogą falowania piasek przenoszony jest dalej przez wiatr i formuje wydmy. Wydmy oraz eoliczne piaski pokrywowe występują u brzegów Bałtyków stanowią holoceński, najmłodszy zespół eoliczny w Polsce. Najpiękniejszym reprezentantem tego typu rzeźby jest Mierzeja Łebska. Rzucają się tam w oczy wydmy wędrujące, o przedziwnym jak na umiarkowaną strefę klimatyczną typie. Są to bowiem polibarchany. W okolicach Łeby śledzić można zasypywanie lasu, w innych miejscach szczątki (po przejściu wydm); generacje form deflacyjnych; zasypywanie jeziora; czy dynamikę przemieszczania się piasku. Na innych odcinkach wybrzeża równie ekspresyjnie są już utrwalone wydmy. Na terenie Polski powierzchnie piaszczyste kształtowane były przez cały plejstocen i holocen, również niemal nie przerwane choć z różnym natężeniem (uwarunkowania wynikające fluktuacji klimatu) trwała morfogeneza eoliczna. Stąd wypływa wniosek - im dalej na południe kraju, tym starsza jest rzeźba eoliczna. Dotyczy to oczywiście fazy inicjalnej, nie zaś późniejszych przeobrażeń. Ten strefowy układ jest zakłócany w obrębie pradolin i dolin rzecznych, na co zwracano już uwagę.

Podczas holocenu obok czynnika naturalnego warunkującego żywą działalność eoliczną pojawił się nowy. Jest nim człowiek, który poprzez swą ingerencję w przyrodzie uruchamiał piaski. Początkowo były to drobne skutki koczowniczego typu życia (głównie przypadkowe pożary), później gospodarka żarowa, powszechniej już uruchamiająca procesy eoliczne. Przypadkiem są obszary Międzyrzecza Warciańsko-Noteckiego, gdzie w pierwszej dekadzie lat dwudziestych sówka chojnówka zniszczyła mało odporne biologicznie jednoskładnikowe lasy sosnowe. Podczas holocenu występowała w górach następująca piętrowość stref klimatyczno-rzeźbotwórczych wraz z dominującymi w nich procesami.

ponad 1300-1500 m w warunkach klimatu zimnego i ubogiej szaty roślinnej dominowały procesy wietrzenia mrozowego i odpadanie; czynne były gołoborza; działała niwacja, deflacja, soliflukcja, procesy krasowe.

600-1400 m pod wpływem klimatu chłodnego i umiarkowanego dominowała erozja z pogłębianiem dolin oraz procesami osuwiskowymi czy zerwami. W dolnej części tej strefy natężenie wymienionych procesów wyraźnie słabło.

W obszarach górskich zatem, obok lokalnego rozwoju pokryw, intensywnie działała erozja, której ekwiwalentem w dolnych partiach i na pogórzu była akumulacja. Wyrównywaniu ulegały podłużne profile rzek, czego dowodem są wzrastające z biegiem dolin mniejszości holoceńskich pokryw. Materiał wynoszony z gór, w pierwszym rzędzie odkładał się na ich przedpolu, ale był też wynoszony dalej. Przykładem np. holoceńskie terasy w dolinie Wisły pod Krakowem czy w dolinie Odry pod Wrocławiem.

Na obszarach wyżynnych oraz w niżowej części naszego terytorium, holocen charakteryzował się rytmem erozyjno-akumulacyjnym, czego wyrazem są liczne drobne dolinki i wypełniające je osady. Najintensywniej procesy te zapisały się w dolinach wielkich rzek, gdzie erozja wgłębna zaznaczyła się słabo, ale erozja boczna odegrała poważną rolę. Holocen to okres, w którym nadal tworzyły się jeziora. Nie wszystkie bryły lodów martwych wytopiły się w głównym okresie dokonywania się tego procesu, tj. w allerodzie (późny glacjał). Przez cały holocen postępował także zanik jezior, któremu towarzyszył rozwój torfowisk. Oczywiście te ostatnie rozwijały się nie tylko w miejscach, gdzie istniały jezior - nie wszystkie bezodpływowe zagłębienia stawały się jeziorami. Obecnie w Polsce torfowiska stanowią 1,5-2 mln ha (15000-20000 km2), na które składała się około 33000 torfowisk.

Holoceński cykl krajobrazotwórczy trwa, pewnemu przewartościowaniu uległy jednak czynniki. Obok przeobrażeń naturalnych silnie wpływa na stan środowiska człowiek. Zaspokajając swe potrzeby nie może on nie oddziaływać i przystosowywać środowiska geograficznego. Ingerencja ta musi być jednak ostrożna, a przede wszystkim bardzo przemyślana. Stąd ogromna rola szeroko pojmowanych przyrodniczych badań podstawowych, które znajdują należne zrozumienie mogą i powinny oddziaływać na kierunki oraz zakres ingerencji. Celem tych badań, stanowiących jedno z ogniw w ogólnym świadomym działaniu musi być prawidłowa ochrona, zagospodarowanie i wykorzystanie zasobów środowiska, które to warunkuje egzystencję ludzi.

Warunki rozwoju gleb w Polsce

Holocen to, w skali całego kraju, okres kształtowania się gleb. Współczesne gleby Polski swój początkowy etap przeszły tuż po obtapianiu lądolodu. Dotyczy to przede wszystkim obszarów objętych ostatnią na naszym ziemiach pokrywą lodową. Na pozostałych terenach teoretycznie winny zachować się szczątki starszych gleb - z ostatniego interglacjału, jednak gleby te uległy zniszczeniu w warunkach żywych i długotrwałych procesów peryglacjalnych. Można zatem przyjąć, że gleby Polski zaczęły się tworzyć od nowa w późnym glacjale. Najstarszym typem gleb były gleby tundrowe, o dużym zróżnicowaniu w ich rozmieszczeniu i wykształceniu. Poważną rolę odgrywała skała macierzysta, która warunkowała inne natężenie procesów wietrzeniowych, ale także wpływ na to miały warunki klimat. I ukształtowanie pow. Ziemi, jak wys. n.p.m., nasłonecznienie terenu, czy też stosunki wilgotnościowe. na tak zróżnicowane podłoże wkroczyły organizmy żywe w postaci bakterii, grzybów i mchów, i podłoże to zaległo ulegać przemianom chemicznym, prowadzącym do zmian składu mineralnego. Wyrazem tych przemian był odczyn gleb. Zgodnie z długookresowymi zmianami klimatu, wkroczyła na teren Polski roślinność wysokopienna, będąca podstawowym czynnikiem glebotwórczym. Z drugiej strony, rozwijające się w podłożu drobnoustroje przyśpieszają rozkład obumierających roślin, co sprzyja wytworzeniu się próchnicy. Okres holoceński doprowadził do tego, iż Polskę, niemal w całości, opanowały lasy, a pod nimi utworzyły się gleby leśne. Współczesne gleby naszego kraju uznać należy za poleśne, wśród których przeważają gleby o odczynie kwaśnym.

Spośród licznych procesów glebotwórczych, najważniejszą rolę odegrały cztery procesy. Następowały one kolejno, lecz zasadniczo ze sobą współdziałały.

1. Po pierwszym okresie tworzenia się gleb w warunkach tundrowych (peryglacjalnych), nastąpił etap drugi, związany z ocieplaniem się klimatu oraz wkroczeniem lasów w przewadze iglastych, wśród których powszechnie występowała brzoza. Dominującym procesem stało się bielicowanie. Woda opadowa, w wyniku zakwaszenia, rozpuszczała i ługowała węglany, związki żelaza, glinu i magnezu, a następnie rozwijające się tam bakterie beztlenowe, rozkładały kwasy, a przenoszone z góry związki osadzały się niżej - formował się rdzawobrunatny poziom wmycia. Gleby powstałe w ten sposób znacznie się rozpowszechniły i towarzyszyły im procesy błotne lub brunatnienia.

Wraz ze zmianą klimatu (wzrost temperatury i opadów) w holocenie uległ zmianie skład lasów. Drzewa iglaste, zwłaszcza sosna, zachowały się głównie na mniej urodzajnym podłożu. Lasy w Polsce stały się mieszanymi lasami liściastymi, a w ślad za tym doszły procesy brunatnienia. Intensywnym przemianom podlegać zaczęły minerały pierwotne - głównie glinokrzemiany i kształtowały się wtórne minerały iłowe. Gleby uzyskały brunatne zabarwienie. Wilgotne i ciepłe warunki sprzyjały szybkiemu rozkładowi substancji organicznej i powstawaniu kwasów próchniczych.

Podczas okresów dominanty procesów bielicowania i brunatnienia stale rozwijały się procesy błotne i darniowe. Zaznaczyły się one przede wszystkim na obszarach podmokłych i nawilgoconych wodami ruchowymi dominowały procesy redukcji i działalności anaerobowych org. Na pow. gromadziła się substancja organiczna, zaś na niższych poziomach rozwijało się oglejenie.

Na obszarach zbudowanych, ze skał zasobnych w wapń - lessy i utwory lessopodobne - nie pokrytych lasami a roślinność łąkową, rozwijały się procesy kształtowania czarnoziemów.

Wszystkie wymienione procesy działają nadal, zależnie jednak od wahań klimatu. Od gospodarczej działalności człowieka zmianie uległo natężenie procesów oraz zasięgi ich oddziaływania. W konsekwencji czego obecnie, ma miejsce mozaikowy charakter naszych gleb, wśród których można dostrzec zarówno pewną strefowość jak i astrefowość.

Charakterystyczne cechy ukształtowania rzeźby Polski

Rzeźba terytorium Polski ukształtowana została w wyniku współdziałania procesów endo- i egzogenicznych działających na przestrzeni bardzo długiego czasu. Efektem tych procesów jest zbliżony do równoleżnikowego układ makrokrajobrazów różniących się genetycznie.

Cechą ukształtowania powierzchni terytorium kraju jest pochylenie ku północy. Najwyższy punkt stanowi szczyt Rysów w Tatrach (2499 m n.p.m.), zaś najniższy znajduje się w okolicy Karczowisk Dolnych w delcie Wisły (1,8 m p.p.m.). Oczywiście linia łącząca te dwa punkty nie jest linią prostą. Gdy zestawić południkowe przekroje przez Polskę to uzyskuje się znamienny obraz równoleżnikowych pasów o różnym stopniu kompletności. Ma to istotny wpływ na warunki pogodowe, a w konsekwencji na klimat. Znajduje to też odbicie we właściwościach wód powierzchniowych i wód wgłębnych, zróżnicowaniu szaty roślinnej, gleb.

Na południu i południowym zachodzie ciągnie się as gór wysokich (Tatry) i średnich (Beskidy, Sudety). U podnóża pasa gór znajdują się obniżenia, których cechą jest zróżnicowana szerokość. Następnie rozpościerają się wzniesienia wyżyn środkowopolskich o asymetrycznym rozprzestrzenieniu. Brak ich na zachodzie. Tam do pasa gór przylega bezpośrednio pas centralny. Stanowi on osiową część kraju i jest reprezentowany przez rozległe obniżenia urozmaicone licznymi strefami pagórków, a przede wszystkim wielkich równoleżnikowych form dolinnych. Od północy tę strefę zamyka pas wzniesień Pojezierzy Pomorskiego i Mazurskiego. Najbardziej wysunięty na północ jest pas nizin nadmorskich.

Ogólnie w Polsce dominują niziny czego wyrazem jest też jej średnia wysokość stanowiąca zaledwie 173 m n.p.m.. Obszary od 150 m do -1,8 m zajmują 54,4%; 300-150 m zajmują 36,9%; 500-300 m zajmują 5,7%; 1000-500 m to 2,9% a powyżej 1000 m to 0,1%.

Krajobrazu Polski nie można jednak określić jako monotonny. Decydują o tym wysokości względne, które nawet na nizinach oraz strefie wybrzeża osiągają 100-200 m. Najbardziej wyrównana i monotonna jest równoleżnikowa strefa Polski Środkowej.

Masy powietrza kształtujące pogodę w Polsce

Warunki pogodowe i klimatyczne Polski uwarunkowane są splotem czynników meteorologicznych jak i nie meteorologicznych właściwych dla wielkich połaci pn. półkuli globu ziemskiego. W konsekwencji ruchu obiegowego Ziemi, ponad Europą dokonuje się przesuwanie, latem ku północy a zimą na południe, stref arktycznej, polarnej i zwrotnikowej. Na granicach tych stref, gdzie spotykają się masy powietrza o odmiennych właściwościach fizycznych zaznaczają się specyficzne układy zwane frontem arktycznym oraz polarnym. Kontakty zróżnicowanych mas cechują się poważną dynamiką, czego bezpośrednim wyrazem są szlaki wędrówek ośrodków barycznych. Z reguły ośrodki te wędrują z zachodu na wschód. Równoleżnikowemu ukierunkowaniu, pochodu ośrodków barycznych sprzyja też orografia Europy. I tak, nad terytorium Polski często napływają masy oceaniczne znad Atlantyku, złagodzone dodatkowo na skutek oddziaływania prądu zatokowego. Masy te napotykają na wschodzie kraju odmienne powietrze kontynentalne i właśnie ponad naszym terytorium dochodzi do ich wzajemnego przenikania bądź mieszania się. Z uwagi na to, że właśnie nad obszarem naszego kraju ścierają się różne masy powietrza z dużą częstotliwością pojawiają się kontrastujące pogody. Bezpośredni udział w „nadsyłaniu” mas powietrza i kształtowaniu pogód posiada kilka stale oddziaływujących centrów barycznych:

centrum stale niskiego ciśnienia z rejonu Islandii (silnie oddziaływujące zimą, słabiej latem);

centrum stałe wysokiego ciśnienia z rejonu wysp Azorskich (wyraźne oddziaływanie latem, sporadyczne zimą);

centrum zmiennego ciśnienia znad Azji (niskie ciśnienie latem, wysokie zimą);

centrum wysokiego ciśnienia arktycznego (mniej ważne dla klimatu Polski; głównie zimą;

wysokie ciśnienie zwrotnikowe znad Afryki i SW Azji (Azja Mniejsza) oddziaływanie sporadyczne. Poszczególne masy powietrza są nośnikami różnych pogód, o cyklu 2-3 dniowym, rzadziej 5-dniowym, a zupełnie sporadycznie dłuższym;

Masy powietrza napływające na Polskę (wg skryptu):

powietrze podzwrotnikowe morskie z wyżu azorskiego (cały rok), towarzyszy mu latem pogoda parna, burzowa i jest to powietrze wilgotne, bardzo ciepłe, zimą powoduje ono odwilż i mgły;

powietrze podzwrotnikowo-kontynentalne pn. Afryki, Azji Mniejszej i SE Europy; (latem i jesienią);

powietrze polarno-morskie znad pn. Atlantyku (cały rok). Zimą powoduje mgły, opady śniegu i deszcze oraz ocieplenie, a latem przynosi ono pogodę chłodną, chmurną z opadami;

powietrze polarno-kontynentalne znad Europy wsch. i Azji (zima). Powoduje mroźne okresy zimą, a latem okresy suszy;

powietrze arktyczne znad Morza Arktycznego powodujące wiosną znaczne spadki temp i opady śniegu;

powietrze z wyższych warstw troposfery (wyże latem);

Masy powietrza napływające nad Polskę z różnych stref geograficznych mają określone właściwości termiczno-wilgotnościowe, związane z ob­szarami źródłowymi. Powietrze polarno-morskie, wilgotne, napływające znad północnego Atlantyku przynosi wobec tego w zimie odwilże, wzrost zachmurzenia i opady śniegu, a czasami deszczu. W lecie napływ tego powietrza przynosi ochłodze­nie wraz ze wzrostem zachmurzenia i opadami. W przebiegu rocznym maksi­mum częstości występowania powietrza polarno-morskiego przypada na lato, osiągając w lipcu 70% wszystkich dni. Średnio w roku częstość występowania tych mas powietrza wynosi aż 65%, przy czym 16% stanowią masy powietrza polarno-morskiego świe­żego, których właściwości po pewnym czasie ulega­ją zmianom pod wpływem lądowego podłoża. Tak przekształcone masy nazywamy powietrzem polarno-morskim starym; ten rodzaj mas powietrza jest najczęstszy w naszych warunkach klimatycznych. Powietrze polarno-kontynentalne, stosunkowo suche, napływa ze wschodu zazwyczaj przy ukła­dach wyżowych. W zimie przynosi ono pogodę mroźną bez opadów, zaś w lecie - słoneczną i suchą. Ten rodzaj mas powietrza pojawia się głównie wiosną i jesienią, z maksimum w marcu. Średnia częstość zalegania powietrza polarno-kontynentalnego w Polsce w ciągu roku wynosi 29%. Cyrkulacja południkowa sprzyja napływowi powietrza arktycznego z północy, bądź też zwrotnikowego z sektora południowego. Masy powietrza arktycznego mają tendencję do najczęstszego pojawiania się u nas na wiosnę i na jesieni. Napływowi tej masy towarzyszy pogoda bardzo zmienna, ze znacznymi ochłodzeniami, a duża przezroczystość powietrza, zawierającego stosunkowo niewiele pary wodnej sprawia, że temperatura przy powierzchni ziemi wskutek silnego wypromieniowania ciepła z podłoża jesz­cze bardziej się obniża. Właśnie z tymi masami powietrza arktycznego związane jest występowa­nie groźnych dla rolnictwa późnych przymrozków wiosennych w maju. Najrzadziej ze wszystkich docierają do Polski masy powietrza zwrotnikowego; ich częstość wynosi zaledwie około 2% dni w roku. W latach 90-tych napływy tych mas stały się coraz częstsze. Z napływem tych mas związane jest gwałtowne ocieplenie w zimie i silne upały w lecie, kiedy mogą wystąpić tzw. tropikalne noce z temp. minimalna przekraczającą 20oC.

Regionalizacja klimatyczna Polski

W zestawieniu klimatycznym Polski uderza związek z ukształtowaniem powierzchni. Wyraźna jest też inna dwudzielność, tj. w układzie równoleżnikowym. W każdym z pasów regiony wschodnie są chłodniejsze od dzielnic zachodnich. Jest to niewątpliwie związane z zanikiem wpływów oceanicznych na rzecz kontynentalnych.

Regiony cieplejsze to:

Szczeciński - obejmuje Pobrzeże Szczecińskie i Koszalińskie jest stosunkowo ciepła i sucha; zima trwa krócej niż miesiąc, przymrozki pojawiają podczas trzech miesięcy, opad 450-600 mm/rok, okres wegetacyjny 21-215 dni. Najbardziej oceaniczna część Polski.

Pomorski - obejmuje obszar Pojezierza Zachodnio- oraz Wschodniopomorskiego; stosunkowo chłodny, czas trwania zimy około miesiąca, liczba dni z mrozem i przymrozkami oraz czas trwania pokrywy śnieżnej do 90 dni, ale wyraźnie wzrasta ku wschodowi, opady powyżej 700 mm/rok, w części SE spadają do poniżej 600 mm/rok, okres wegetacyjny do około 200 dni na W do poniżej 200 dni na wsch..

Bydgoski - obejmuje Pojezierze Południowopomorskie i pradolinę Noteci-Warty, a także Dolinie Dolnej Wisły; o charakterze przejściowym pomiędzy pomorskim a środkowym, dni mroźnych 30-35, dni z przymrozkami około 107, czas trwania pokrywy śnieżnej 38-50 dni, opady 550mm/rok, okres wegetacyjny 210-215 dni, dość dużo silnych wiatrów.

Lubuski- leży w środkowym dorzeczu Odry; dni mroźnych 30, dni z przymrozkami poniżej 100, stosunkowo wysokie opady 550-600 mm/rok (wpływ orografii), okres wegetacyjny 215-220 dni.

Środkowy - obejmuje dorzecza środkowej Warty i środkowej Wisły; jest to obszar o najmniejszym w Polsce opadzie rocznym (poniżej 500mm); nieco chłodniejszy od lubuskiego, dni z mrozem 30-50, dni z przymrozkami 100-110, czas trwania pokrywy śnieżnej 38-60 dni, opad poniżej 550 mm/rok, okres wegetacyjny 200-220 dni.

Łódzki - obejmuje strefę przejściową pomiędzy nizinami a wyżyną Małopolską oraz Wzgórza Trzebnickie; podobny do środkowego, ale o podwyższonych opadach, dni mroźnych 30-50, dni z przymrozkami 110-118, czas trwania pokrywy śnieżnej 50-60 dni, opad około 600 mm/rok, okres wegetacyjny 210-220 dni.

Radomski - obejmuje wąski pas wzdłuż Wisły na pd. od ujścia Pilicy; cieplejszy od obszarów na pn. i wsch. dni mroźnych poniżej 50, dni z przymrozkami 115-117, czas trwania pokrywy śnieżnej do 60 dni, opady 550-650 mm/rok, okres wegetacyjny 210 dni.

Wrocławski - obejmuje Nizinę Śląską; najcieplejszy region klimatyczny Polski, zima trwa poniżej miesiąca, dni z przymrozkami poniżej 100, czas trwania pokrywy śnieżnej poniżej 40 dni opad 500-600 mm/rok, okres wegetacyjny 225 dni.

Częstochowsko-Kielecki - obejmuje zachodnią część Wyżyny Małopolskiej; dni mroźnych 20-40, dni z przymrozkiem 112-130, trwałość pokrywy śnieżnej zróżnicowana w zależności od orografii (Wyż. Śląska 50 dni, Krakowsko częstochowska 80 dni, Niecka Nidy 50 dni, Góry Świętokrzyskie 100 dni), opady zróżnicowane, dochodzące do 800 mm/rok, okres wegetacyjny 200-210 dni.

Tarnowski - obejmuje zachodnią część Kotliny Sandomierskiej (od Wieliczki po Tarnów); ciepły - podobny do wrocławskiego, pokrywa śnieżna 50-60 dni, suma opadów 700-750 mm/rok, okres wegetacyjny ponad 200 dni.

Podsudecki - obejmuje Przedgórze Sudeckie; 30-35 dni mroźnych, z przymrozkami 100-120, pokrywa śnieżna utrzymuje się około 40-55 dni, opady 600-800 mm/rok, okres wegetacyjny około 210-220 dni.

Regiony zimniejsze:

Gdański - obejmuje Pobrzeże Gdańskie; zima trwa około miesiąca, przymrozki w przeciągu 4 miesięcy, opad poniżej 600 mm/rok, okres wegetacyjny 200-210 dni.

Wschodnio-bałtycki - obejmuje Nizinę nad Pregołą i Łyną; chłodniejszy i mniej morski od gdańskiego, zima trwa około 1,5-2 miesięcy, dni mroźnych 38-43, pokrywa śnieżna 60-65 dni, przymrozki podczas 4-5 miesięcy, opad około 600 mm/rok, okres wegetacyjny około 200 dni.

Mazurski - obejmuje Pojezierze Mazurskie i Litewskie; poza obszarami górskimi najzimniejszy region klimatyczny Polski, zima trwa ponad 2 miesiące, przymrozki ponad 130 dni (najzimniejsze Suwałki i okolice Olecka), pokrywa śnieżna ponad 90 dni, opady 500-600 mm/rok, okres wegetacyjny 180-190 dni, dużo silnych wiatrów.

Podlaski - dni mroźnych 50-60, dni z przymrozkami 110-138, czas trwania pokrywy śnieżnej 80-87 dni, opad 550-560 mm/rok, okres wegetacyjny 200- 210 dni, opady gradowe częstsze niż w dzielnicy środkowej.

Lubelski - obejmuje Wyżynę Lubelską pomiędzy Wisłą a Wieprzem; chłodniejszy od radomskiego ale cieplejszy od chełmskiego; dni mroźnych do 57, dni z przymrozkami ponad 130, czas trwania pokrywy śnieżnej 60-80 dni, opady zależne od orografii od 550 na W do 700 mm/rok na Roztoczu, okres wegetacyjny 200-210 dni.

Chełmski - obejmuje wyżynę pomiędzy Wieprzem a Bugiem; chłodniejszy od lubelskiego, okres wegetacyjny trwa 206 dni. Na linii doliny Wieprza przebiega granica zasięgu jodły i Buka.

Podkarpacki - obejmuje pogórze karpackie i stanowi przejściowy pas pomiędzy górami a kotlinami podgórskimi; dni mroźnych 40-50, dni z przymrozkami 100-150, trwałość pokrywy śnieżnej 60-80 dni, opady 600-800 mm/rok, okres wegetacyjny 215 dni.

Sudecki, Karpacki - duże zróżnicowanie klimatyczne typowe dla gór, w ich obrębie wyróżniają się enklawy kotlin śródgórskich. Poważne zróżnicowanie stoków zależnie od ekspozycji. Cechą regionu karpackiego jest nieco mniejsza ilość opadów zimowych przy dużych opadach na początku lata.

Region przejściowy:

Sandomiersko-Rzeszowski - dni mroźnych 40-55, dni z przymrozkiem 120-135, pokrywa śnieżna utrzymuje się przez 60-80 dni, opady poniżej 700 mm, okres wegetacyjny 210-220 dni.

Regionalizacja fizyczno-geograficzna Polski

Prowincje wchodzące w skład Polski:

• Nizina Środkowoeuropejska (od delty Renu po dolną i środkową Wisłę). Od pd. jest ograniczona wzniesieniami średniogórza i wyżynami środkowoeuropejskimi. Wysokość do 200 m, zbudowana z utworów plejstoceńskich, związanych z ruchem skandynawskiej czaszy lodowej. Znajduje się ona pod wpływem oceanicznych mas powierza (opady do 700 mm/rok, temp roczna 7-8°C). Roślinność to lasy mieszane. Polskie podprowincje: (około 50%); Pobrzeża Południowobałtyckie, Pojezierza Południowobałtyckie, Niziny Środkowopolskie (zdenudowana rzeźba peryglacjalna)

• Średniogórza i Wyżyny Środkowoeuropejskie - jest to zdyslokowany i nierównomiernie wypiętrzony obszar fałdowań paleozoicznych i mezozoicznych, stanowiący przedmurze górotworu europejskiego, związanego z młodo trzeciorzędowymi ruchami tektonicznymi typu zrębowego. Zalicza się do nich góry, wyżyny po obu stronach Renu oraz Masyw Czeski i Wyżynę Małopolską.

• Masyw Czeski- potężny zrąb tektoniczny o urozmaiconej budowie. Jądro to prekambryjski masyw krystaliczny, do którego przylegają górotwory sfałdowane w orogenezie hercyńskiej i kaledońskiej. Klimat chłodny i wilgotny. Podprowincje w Polsce: (około 3%) - Sudety z Karkonoszami i Przedgórze Sudeckie.

• Wyżyna Małopolska - stanowi słabo wypiętrzone przedmurze pn. części łuku karpackiego (tzw. wał metakarpacki). Od Karpat oddziela ją tektoniczne obniżenie podkarpackie, od Masywu Czeskiego - Nizina Śląska, a od wsch. Wyżyna Ukraińska. Wys. do 300 m, wyjątek to G. Świętokrzyskie (Łysica 612m) i wzniesieni Śląsko-Krakowskie, pomiędzy którymi znajduje się Niecka Nidziańska. Na wsch. od Łysicy znajduje się neotektonicznie podniesiona część synklinorium brzeżnego. Prowincja zbudowana jest ze skał mezozoicznych, na których zalegają osady neogeńskie. W dolinach i miejscami na zboczach zachowały się osady lodowcowe i pokrywy lessowe. Dominują lasy i roślinność stepowa. Polskie podprowincje: (12%) - śląsko-krakowska, środkowo małopolska, wschodniomałopolska.

• Karpaty i Podkarpacie to najmłodsze fałdowania skorupy ziemskiej. Wyróżniamy w nich:

zewnętrzne obniżenie przedgórskie - Podkarpacie o długości 1200 km (od kotliny Wiedeńskiej po obniżenie Timoku na pd.-zach.);

kotliny wewnętrzne z niewielkimi wzniesieniami- Basen Panoński.

Na Karpaty przypada 210 tys. km2 i dzieli się je na: Zachodnie i Poludniowo-wschodnie. Polskie podprowincje: pn. Podkarpacie, część Karpat Zachodnich, część Centralnych Karpat Zach., Karpaty Wsch. Karpaty w Polsce mają charakter wyżynnych pogórzy i niezbyt wysokich gór do 1400 m, z czego wyjątek stanowią Pilsko, Babia Góra, oraz Tatry. Karpaty cechuje klimat o dużych opadach oraz piętrowość klimatu i roślinności.

• Nizina Wschodniobałtycko-Białoruska - wchodzi w skład Tajgi i lasów mieszanych Europy, obejmuje swym zasięgiem pn.-wsch. i wsch. część Polski. Zaznacza się tu rosnący kontynentalizm o długich zimach i dużych amplitudach rocznych temp. Polskie podprowincje (13,5%): Pobrzeże Wschodniobałtyckie, Wysoczyzny Polesko-Białoruskie, Polesie.

• Wyżyny Ukraińskie- to podniesiona tektoniczne część platformy wschodnioeuropejskiej. W Polsce jest to mały skrawek podprowincji Wyżyny Wołyńsko-Podolskiej. Podłoże stanowią skały paleozoiczne z pokładami węgla kamiennego, nieobjęte zlodowaceniem.

Na obszarze Polski występują części dwóch obszarów fizyczno-geograficznych półwyspowej Europy Pn. i kontynentalnego bloku Europy Wsch., 6 prowincji, 10 podprowincji, 56 makrookręgów i 318 mezoregionów.

Charakterystyczne cechy klimatu Polski

Klimat Polski jest klimatem przejściowym, umiarkowanym.

21. Wiatry to układ ogólnej cyrkulacji o przewadze wiatrów SW i NW w wielu miejscach przekraczających 60%. W Karpatach wiatry głównie południowe. Cisz występuje tylko na SE. Wiatry lokalne: bryzy nad morzem, halny w Tatrach; dominacja wiatrów słabych do 5m/s, wiatry silne na wybrzeżu i bardzo silne w górach.

22. Ciśnienie atmosferyczne - od 1013-1014 hPa rosnące z pn.-wsch. ku pd.-zach.

23. Zachmurzenie i usłonecznienie - w przebiegu rocznym zachmurzenie min przypada na wrzesień (na pd. kraju), oraz na listopad i grudzień. Latem największe zachmurzenie notuje się w Karkonoszach. Liczba dni pogodnych od 120 (niziny środkowe) do powyżej 160 (góry i pojezierze). Na pn. min. zachmurzenia są na przełomie wiosny i lata. W Polsce dni pogodne stanowią 10%, chmurne 45%, pochmurne 45%. Liczba dni pogodnych rośnie od min zimowego (3-10 dni) do max wiosennego na pn. (10-18 dni), i jesiennego na pd. (11-15 dni), liczba dni pochmurnych maleje od zimy do lata by szybko rosnąć do jesieni. Najwięcej dni pogodnych jest na Wyżynie Śląskiej, Wielkopolsko-Kujawskiej, Lubelskiej. Najmniej na Wybrzeżu i Pojezierzu Mazurskim. Usłonecznienie min w grudniu a max w czerwcu.

24. Wilgotność bezwzględna zmienia się od 8-9,5 mbar przy czym najniższa wartość przypada w styczniu a najwyższa w lipcu. W górach jest ona zawsze mniejsza niż na nizinach. Wilgotność względna waha się od poniżej 80% na Nizinie Śląskiej do powyżej 80% na pn. i w górach. Max przypada na zimę a min na wiosnę.

25. Parowanie pot. średnio 744 mm - 25% zimą i 75% latem; rzeczywiste: średnio 433 mm - 80-90% latem i 1% zimą.

26. Suchość - (układy antyckonalne) stopień suchości jest najwyższy w środkowej części nizin. Ku pn. on się zmniejsza do +100 mm na wybrzeżu. W Tatrach opady nad parowaniem są raczej równe do +500 mm.

27. Temperatura i opady omówione w pytaniach 36 i 37.

Charakterystyka termiczna obszaru Polski

Dużą rolę odgrywa tutaj rzeźba terenu, gdyż warunkując łatwość przepływów mas powietrza na linii W-E, powoduje, że najcieplejszymi są Nizina Wielkopolska, Nizina Śląska i zach. część Kotliny Sandomierskiej. Najzimniejsze są obszary górskie oraz okolice Olecka na Suwalszczyźnie.

W układzie izoterm lipca zaznacza się tendencja równoleżnikowa. Wynika to z pozycji Ziemi na ekliptyce, a więc przesunięcia w tym okresie ciepłych sfer klimatycznych ku pn.. Nie obserwuje się jednak stałego obniżanie się temp lipca ku pn.. Najchłodniejsze z racji wysokości nad poziom morza są pd. obszary górskie. Na pn. kraju jedynie rejon kaszubski ma tak niskie temp. Południowa część kraju obok wspomnianego minimum, cechuje się ponadto poważnymi gradientami termicznymi. W strefie podgórskiej, zarówno Sudetów jak i Karpat obserwuje się wysokie temp. W okolicach Tarnowa występuje „biegun ciepła”. Obszar Wału Metakarpackiego (wpływ wys.) cechuje się obniżeniem wartości termicznych. Z kolei w obniżeniach środkowej Polski rozłożone są obszary o podwyższonej temp. Na strefę pojezierną i nadmorską przypada ponowne obniżenie temp. Jest to wpływ zarówno szer. geograficznej, wysokości n.p.m. i Bałtyku.

Układ izoterm stycznia przedstawia odmienny obraz. Dominuje układ południkowy, silnie zdeformowany w strefie podgórskiej, gdzie orografia ułatwia napływ cieplejszych mas od zach.; pn.-zach. przez Bramę Morawską; wsch. z kierunku czarnomorskiego. Zniekształcenia w przebiegu południkowym występują także w strefie nadbałtyckiej. Najzimniejszymi rejonami kraju są oczywiście góry oraz tereny położone na pn.-wsch. (wpływ kontynentalny). Poza tym wyraźniejsze obniżenie właściwości termicznych ma miejsce w Górach Świętokrzyskich i na Pojezierzu Kaszubskim.

Ogólnie w Polsce średnie temp wahają się (poza górami) w granicach 6-8,5°C. Amplituda średnich temperatur miesięcznych zmienia się w granicach 17,1°C nad morzem do 23°C na krańcach wschodnich, przy czym w górach wynosi ona najmniej bo około 15,4°C. Najmniejsza liczba dni z mrozem występuje na wybrzeżu i wzdłuż Odry (około 25 dni), natomiast we wsch. części kraju dochodzi do pow. 60 dni, a w górach 4-5 miesięcy. Liczba dni z przymrozkami waha się od 90 w Gdyni do ponad 200 dni w górach. Pojawiają się one od października do końca maja.

Warunki zróżnicowania opadów w Polsce

Woda spadająca na powierzchnię gruntu najczęściej pochodzi z opadów deszczu oraz śniegu, w mniejszym procencie z opadów gradu, wreszcie rosy, szrony szadzi. Znajomość ilości spadającej wody na grunt ogranicza się do danych z zakresu oraz śniegu. O masie wody pochodzącej z pozostałych źródeł nie wiele wiemy, a są to wartości niebagatelne około 20%.

O ilości opadów decyduje w Polsce wiele czynników. Najważniejszym jednak wydaje się być orografia - wzniesienie terenu, jego topografia oraz ekspozycja w stosunku do wiatrów przynoszących wilgotne masy powietrza. Znaczenie orografii terenu w przypadku sum opadów atmosferycznych uwypukla przykład zach. części Polski. Właśnie tam gdzie należałoby oczekiwać największych ilości opadów (od zachodu przychodzą wilgotne masy powietrza) występuje ich najmniej w skali całego kraju. Brak tutaj wzniesień, które wymuszałyby opady typu orogenicznego. Pod wpływem przeważających wiatrów od NW, W i SW opady zraszają przede wszystkim eksponowane ku zachodowi zbocza wzniesień Pojezierzy, Wzgórz Trzebnickich, Wału Metakarpackiego, Sudetów i Karpat.

Największe opady występują w Karpatach i Sudetach (znacznie ponad 1000 mm, niekiedy do 1800 mm). U podnóża gór ma miejsce wyraźny spadek sum rocznych opadów. Nizinne tereny Dolnego Śląska i Kotliny Sandomierskiej otrzymują ich tylko około 600 mm. W pasie wyznaczonym przez Wał Metakarpacki i Wzniesienia Trzebnickie suma opadów wzrasta do około 700 mm a punktowo do około 800 mm.

Niż Polski otrzymuje najmniej opadów: od 500 do 600 mm, a na poważnych obszarach części zach. i środkowej nawet poniżej 500 mm.

Na pn. od nizin w strefie pojezierzy, gdzie znajduje się urozmaicona rzeźba oraz bogactwo jezior i lasów, sumy opadów ponownie wzrastają do około 700 mm/rok.

W wąskiej strefie brzegu morskiego, sumy roczne opadów spadają poniżej 600 mm, a nawet poniżej 500 mm.

Opady śniegu stanowią około 5-6%. Przy czym we E części kraju wzrasta do 20%, a w górach nawet do 40-60%.

Opady w Polsce mają charakter nierównomierny tak czasowo jak i przestrzennie. Bardzo wyraźnie zaznacza się max opadowe w lecie (lipiec), oraz min zimą (luty).

Podział hydrograficzny obszaru Polski

Polska niemal w całości leży jest krajem jednego zlewiska - Morza Bałtyckiego. Najważniejszymi obszarami źródliskowymi rzek Polski są Karpaty i Sudety, następnie wyżyny Polski środkowej oraz pojezierza, z których początek biorą rzeki spływające bezpośrednio do Bałtyku.

• Morze Bałtyckie - 448 tys. km2 (99,8% WOP Polski oraz 22,5% ogólnej pow. dorzecza);

• Morze Północne (Łaba) - 554 tys. km2 (0,5% powierzchni Polski i 0,4% pow. dorzecza);

• Morze Czarne (Dunaj, Dniestr) - 431 tys. km2 (0,15% powierzchni Polski i 0,3% pow. dorzecza);

dorzecze Wisły - pow. 168,6 km2 i stanowi to 87,5% całego dorzecza (54% pow. kraju), średnie wzniesienie nad poziom morza wynosi 270 m. Najwyższy punkt dorzecza to Gerlach w Tatrach Słowackich 2655 m n.p.m., najniższy to depresja na Żuławach pod Elblągiem 1,8 m p.p.m.;

Dorzecze Odry - 105,9 km2 to jest 89,3% całego dorzecza (33,9% pow. kraju), średnie wzniesienie 163m, najwyższy punkt to Śnieżka 1602m w Karkonoszach, najniższy to 0,0m w rejonie ujścia Iny;

Obszar pobrzeża Bałtyckiego między Odrą i Wisłą zajmuje 17,3 tys. km2 (5,5% pow. kraju).

Zlewisko Zalewu Wiślanego to głównie dorzecze Pregoły; zajmuje 14,8 tys. km2 (4,7% powierzchni kraju);

Dorzecze Niemna obejmuje zlewnię Czarnej Hańczy, górnej Świsłoczy i Szeszupy. Łączna powierzchnia 98,1 tys. km2 z czego w Polsce 2,5 tys. km2 (0,8% powierzchni kraju);

Dorzecze Dniestru to bardzo mały skrawek górnego dorzecza Dniestru i jego dopływu 0Strwiąża; zajmuje około 0,05% powierzchni kraju i stanowi zaledwie 0,3% całej powierzchni dorzecza;

Dorzecze Dunaju to górna część dorzecza Czarnej Orawy zajmująca 0,1% pow. kraju i stanowiąca 0,4% powierzchni całego dorzecza;

Dorzecze Łaby - górna część zlewni rzek Upa, Metuji i Izery; zajmuje 0,5% powierzchni kraju i stanowi 0,1% całości dorzecza.

Rozwój sieci rzecznej Polski

Dzisiejszy układ sieci wytworzył się w wyniku rozwoju rzeźby w młodszym trzeciorzędzie i czwartorzędzie. Generalnie mamy do czynienia z zachowaniem zgodności struktury jednakże w wielu przypadkach obserwuje się niezgodność: przecinanie przez rzekę pasma górskiego co jest wynikiem m.in. przetrwania dawnych kierunków odpływu z okresu przed powolnym wypiętrzaniem się skorupy ziemskiej albo erozją wsteczną źródeł, która prowadzi często do zjawiska zwanego kaptażem (przeciągnięcia).

Układ dolin i sieć rzeczna na nizinach ukształtowały się znaczniej później niż w górach i na wyżynach, związane jest to z historią zlodowaceń, a szczególnie z okresem wielkiego interglacjału. Dopiero wówczas ustalił się odpływ wód w kierunku północnym do rzeki, która istniała na przedpolu lodowca. Zlodowacenie środkowo polskie wytworzyło równoleżnikowy system odpływu, do którego należały pradoliny Wieprza i Krzny „wrocławsko-magdeburska” i oraz „warszawsko-berlińska”. W interglacjale eemskim znowu ukształtował się odpływ na północ w rejon Bałtyku, gdzie w tym czasie powstawało morze. Ostatnie zlodowacenie zmusiło rzeki płynące z południa do ponownej zmiany kierunku na zachodni. Z tego okresu pochodzi pradolina Warty i Noteci oraz pradoliny pomorskie. Wreszcie w okresie polodowcowym powstały dolne biegi Odry i Wisły i ukształtowała się ostateczna sieć rzeczna.

Wpływ plejstocenu na rozwój sieci rzecznej w Polsce

W plejstocenie wyróżnia się zasadniczo cztery okresy zimne - glacjały i trzy przedzielające je okresy ciepłe - interglacjały.

Podczas zlodowacenia podlaskiego wkraczanie czaszy lodowej prowadziło do tarasowania dolin rzecznych, a wśród nich dawnej drogi wodnej w osi Bugu. Wody szukające ujścia, bądź miejsc gromadzenia się kierowane były wzdłuż czoła lodu. Trudno ustalić jaki był kierunek ówczesnego spływu wód. Oś spływu przypadała na strefę obniżenia metakarpackiego. Zapoczątkowany został proces kształtowania pradolin - form tak typowych dla rzeźby naszego terytorium. Podczas interglacjału przasnyskiego na terenie całego kraju znacznie o kilkadziesiąt metrów zostały pogłębione doliny rzeczne. Rzeki wróciły do starego układu.

Zlodowacenie południowopolskie - z momentem recesji lądolodu czemu towarzyszyło wyzwolenie ogromnej masy wód, u podnóża Karpat uruchomiony został odpływ marginalny. Wody roztopowe lądolodu oraz ekstraglacjalne wody rzek karpackich wykorzystywać zaczęły jedyny możliwy kierunek odpływu, tzn. ku wschodowi. Kształtowała się więc pierwsza wielka pradolina na terytorium Polski, której ślady czytelne są w rzeźbie do dzisiaj. Pradolina ta zbierała również wody z położonej na zachodzie Kotliny Raciborsko-Oświęcimskiej. Wody z tamtego rejonu nie mając swobodnego ujścia na pd., a tym bardziej na zach., kierowały się ku Kotlinie Sandomierskiej przez obniżenie Bramy Krakowskiej. Jednak w miarę postępującego obtapiania się lądolodu następowało przerzucenie wód ku pn., co spowodowało powstanie aktualnego obecnie układu wysoczyzn i dolin w obrębie pd. części Kotliny Sandomierskiej.

Interglacjał wielki - w dolinach rzecznych przebiegała intensywna akumulacja. Same zaś doliny poczęły intensywnie się poszerzać.

Zlodowacenie środkowopolskie - podczas maksymalnego zasięgu lądolodu wody roztopowe mogły odpływać tylko na pd. lub na pd.-wsch. W okresie tym nie zarysowała się żadna pradolina, nie została także ponownie wykorzystana pradolina podkarpacka. W wolnej od lodu zachodniej części kraju spływ odbywał się w równoleżnikowym układzie pomiędzy pogórzem Sudetów a czołem lądolodu. Formowała się pradolina Wrocławsko-Bremeńska(Magdeburska). Miała ona jednak krótki żywot. Powstawała również wówczas pradolina Warszawsko-Berlińska.

Interglacjał eemski - ówczesny krajobraz już zbliżony do dzisiejszego również pod względem sieci hydrograficznej

Zlodowacenie bałtyckie - wody roztopowe max zasięgu zlodowacenia odpływały na zach.. We wsch. skrzydle formowały i wykorzystywały one strefę Biebrzy-Narwi, a dalej „odziedziczony” po poprzednim zlodowaceniu wsch. odcinek Pradoliny Warszawsko-Berlińskiej. W okresie tym zarysował się w obecnej postaci koncentryczny układ sieci rzecznej w niecce warszawskiej. W skrzydle zach. wody roztopowe musiały szukać odpływu bardziej na południe. Przerzucały się więc w dość złożony sposób do zainicjowanej w zlodowaceniu środkowopolskim Pradoliny Głogowsko-Baruckiej. Następnie rozwijała się Pradolina Warszawsko-Berlińska zasilana od wsch. z Litwy. Forma związana z fazą pomorską to Pradolina Toruńsko-Eberswaldzka zasilana przez górną i środkową Wisłę, Narew i Bug. Wreszcie ostatni etap kształtowania się odpływu na zach. stanowi tzw. Pradolina Pomorska, tworząca się przed czołem lodowca w czasie jego recesji. Jeszcze w plejstocenie, po zniknięciu lodowca z basenu pd. Bałtyku wykształcały się przełomowe odcinki dolin Wisły i Odry, które po linii największego spadku odprowadzały wody wprost na pn. do wielkiego bałtyckiego morza lodowego.

Obszary źródliskowe rzek polskich

Najważniejszymi obszarami źródliskowymi rzek Polski są Karpaty i Sudety. Istotną rolę w tym względzie odgrywają również wyżyny Polski środkowej. Trzeci źródliskowy obszar stanowią pojezierza, z których to biorą początek rzeki spływające bezpośrednio do Bałtyku, bądź to dopływy Wisły i Odry. Jedynie nieliczna grupa rzek ma swoje źródła na obszarze niżowej części kraju. Pas nizin spełnia zatem jedynie rolę strefy tranzytowej i jest obszarem nie łaskawym dla rzek.

W górach (Karpaty, Sudety, Góry Święto­krzyskie) wyróżnić można dwie warstwy zasilające źródła: skały podłoża i utwory pokrywowe. Charakterystyczną cechą obszarów górskich (po­za Tatrami) jest zdecydowana przewaga wypły­wów z utworów pokrywowych, jak młaki, wycieki i wysięki. Przeważają wypływy na stokach i zbo­czach. Są one bardzo liczne; odznaczają się ma­łymi i zmiennymi wydajnościami. W Tatrach wydajność wywierzysk szczelinowo-krasowych może być bardzo duża, do ponad 300 l/s.

W pasie wyżyn źródeł jest o wiele mniej niż w górach, ale są one bardziej wydajne. Głównymi warstwami wodonośnymi są skały podłoża róż­nego wieku, głównie mezozoiczne wapienie, dolo­mity, margle i opoki. Ze skał tych zasilane są źródła o niejednokrotnie bardzo dużych wydajnościach, największych (poza Tatrami) w całej Polsce, przekraczających niekiedy 100 l/s. Dla wyżyn charakterystyczne są wielkie skalne źródła typu wywierzysk. Przeważają źródła usytuowane pod zboczami lub w dnach dolin. Większość to źródła spływowe. Do nich należą wywierzyska krasowe odznaczające się bardzo zmiennymi wydajnościami, do okresowego zaniku włącznie. Znaczny jest też udział źródeł podpływowych, pulsujących, których występowanie uwarunkowane jest uskokami tektonicznymi. Wydaj­ność źródeł uskokowych jest stosunkowo stała.

W obszarze niżowym, wskutek stosunkowo małych deniwelacji terenu i nieciągłości warstw wodonośnych, nie ma sprzyjających warunków do powstania źródeł. Warstwami wodonośnymi są głównie czwartorzędowe piaski i żwiry podścielo­ne glinami lub iłami. Można wyróżnić dwa główne poziomy zasilające źródła: słabo wydajny wierzchówkowy i bardziej wydajny międzymorenowy. Wypływy zasilane z poziomu wierzchówkowego, o wydajnościach na ogół nie przekraczających 0,5 l/s, mają często charakter wycieków i wysięków. Występują one na ogół na zboczach płytkich rozcięć erozyjnych. Zmienność wydajności wy­pływów jest duża, aż do ich okresowego zaniku włącznie. Źródła zasilane ze żwirowo-piaszczystych osa­dów międzymorenowych występują zazwyczaj u podnóży pagórów morenowych, ale także na zboczach. Prawie zupełnie brak źródeł na rozleg­łych, płaskich wysoczyznach. Przeważają również wypływy mało wydajne, ponieważ warstwy międzymorenowe są często nieciągłe. Wydajne źródła, nawet do 20 l/s, występują tylko w głębokich wcięciach erozyjnych. Zmienność wydajności źródeł zasilanych z po­ziomu międzymorenowego jest na ogół mała. W strefach zaburzeń glacitektonicznych zdarzają się sporadycznie źródła przelewowe albo też podpływowe, pulsujące.

Na terytorium Polski wydajności źródeł wzras­tają na wiosnę głównie wskutek topnienia po­krywy śnieżnej, ale również latem po długotrwałych opadach rozlewnych. Ostatnio obserwuje się zanik źródeł wskutek gospodarczej działalności człowieka. Następuje to głównie w tych rejonach, gdzie zwierciadło wód gruntowych ulega obniżeniu, np. wskutek prac melioracyjnych lub pompowania wody podziemnej w obrębie miast i kopalń.

(Kondracki) W górach występują źródła gruzowe (rumoszowe, ru­mowiskowe), zwietrzelinowo-skalne i warstwowe. W wapiennych partiach gór i wyżyn częste są źródła krasowe, na nizinach mamy najczęściej źró­dła podnóżowe, również źródła warstwowe. Źródła najliczniej występują w górach, gdzie biorą początek nasze główne rzeki i szereg ich dużych dopływów. Rów­nież pas wyżyn jest obszarem źródliskowym dużych rzek. Między innymi Warta, Przeroszą, Pilica biorą początek ze źródeł krasowych na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej, Wieprz na Roztoczu, a Bug na krawędzi Wyżyny Podolskiej. Rzeki pojezierzy biorą na ogół początek z jezior, ale np. Łyna wypływa z bardzo obfitych źródeł, czerpiących wodę z rozległe­go terenu piasków glacjofluwialnych.

Odrębny typ przedstawiają źródła na liniach dyslokacji tektonicz­nych, którymi wydostają się wody ze znacznych nieraz głębokości. Wo­dy takie są zwykle dość silnie zmineralizowane i mają stałą temperatu­rę wyższą od średniej rocznej temperatury wód powierzchniowych. Źródła takie noszą nazwę źródeł mineralnych i cieplic. Naturalne ciepli­ce występują w Cieplicach Śląskich (44°), Lądku Zdroju (29°) i Duszni­kach (19°) w Sudetach oraz w Jaszczurówce koło Zakopanego (18°) u podnóża Tatr. Niekiedy uzyskuje się cieplice dla celów leczniczych nie z naturalnych źródeł, ale z wierceń, jak np. w Ciechocinku, gdzie z głębokości 1300 m otrzymano cieplicę solankową o temperaturze 36°, lub w Zakopanem na Antałówce (34°). Skład mineralny źródeł zależy oczywiście od budowy geologicznej terenu. Występowanie solanek na Podkarpaciu związane jest z pozio­mem solonośnym miocenu a w strefie wału pomorsko-kujawskiego (Kołobrzeg, Inowrocław, Ciechocinek) źródłem zasolenia wód jest sól wie­ku permskiego, wypiętrzona zwykle z dużych głębokości w postaci pni solnych. Wody siarczane wiążą się znów z występowaniem gipsów, ja­kie zawierają utwory mioceńskie Niecki Nidziańskiej (Solec i Busko). Źródła żelaziste występują zarówno w górach, jak i na nizinach (np. w Nałęczowie). Różnorodność składu mineralnego źródeł mineralnych Sudetów i Karpat, które są obszarami głównego ich występowania, jest bardzo znaczna. Niezależnie od zawartości różnych pierwiastków wyróż­nia się szczawy tj. wody z wolnym dwutlenkiem węgla. Występowanie szczaw wiąże się często ze zjawiskami powulkanicznymi. Przypuszcza .się między innymi, że szczawy okolic Krynicy i doliny Popradu czerpią swój dwutlenek węgla z wgłębnych ognisk zastygłej już magmy. Szczawy mogą być alkaliczne, słono-alkaliczne, żelaziste i in.

Reżim hydrologiczny rzek polskich

Układ sieci rzecznej jest dziedzictwem rozwoju geomorfologicznego powierzchni ziemi w przeszłości, natomiast ilość wód płynących w rzekach, wahania stanów wody, zamarzanie i inne zjawiska hydrologiczne są funkcją występujących współcześnie warunków klimatycznych. Główną rolę odgrywają tu: suma i przebieg rocznych opadów atmosferycznych oraz warunki termiczne. Zasilanie rzek odbywa się jednak przeważnie nie bezpośrednio przez opady, co zachodzi przede wszystkim w okresie ulewnych deszczów, powodujących wezbrania i powodzie, ale za pośrednictwem źródeł i zasilania gruntowego. Z tego względu duże znaczenie ma zjawisko retencji wód opadowych. Główną rolę odgrywa retencja gruntowa, ale na pojezierzach naturalnymi zbiornikami retencji są jeziora, a w górach duże znaczenie ma retencja na powierzchni ziemi w postaci pokrywy śnieżnej.

Rytm roczny zjawisk klimatycznych powoduje nierównomierność odpływów i zmienność stanów wody, w których skrajna amplituda na Dunajcu przekracza 10 m, a na innych większych rzekach górskich waha się 6-9 m. Nieco mniejsze skrajne amplitudy obserwowane są na górskich dopływach Odry (5-7 m), natomiast na innych rzekach wynoszą 3-4 m, a jedynie na Wiśle w dół od Warszawy osiąga wartości podobne do występujących na rzekach górskich. Najmniejsze wahania stanów wody mają rzeki pojezierzy (2-3 m).

Rzeki polskie posiadają śnieżno-deszczowy ustrój zasilania. Znajduje to odbicie w zróżnicowaniu przepływów. Nagromadzone zimą śniegi topniejące w lutym, marcu lub kwietniu powodują wysokie wiosenne stany wód. Największe nasilenie stany te osiągają na nizinach, dokąd zmierzają i gdzie „nakładają” się stany powodziowe rzek głównych oraz ich dopływów. Czynnikiem powodującym przeradzanie się tych wezbrań w wielkie wylewy są zatory lodowe. Tajenie pokrywy lodowej i spływ kry postępuje bowiem w Polsce od południowego zachodu ku północnemu wschodowi. Kra w wąskich przełomowych odcinkach rzek, na występujących płyciznach w korytach czy w miejscach gwałtownych zakrętów ma utrudnione możliwości spływania. Powstają więc zatory, a w konsekwencji wielkie wylewy. Wezbrania wiosenne wcześniej pojawiają się w zachodniej części kraju (luty), a później w części wschodniej (marzec, kwiecień). Po wezbraniach przepływy maleją, utrzymując się jednak na przeciętnie wysokim poziomie przez późną wiosnę i wczesne lato.

Na koniec czerwca, bądź drugą połowę lipca przypada kolejne maksimum opadowe. Wezbrania tego okresu nawiedzają głównie rejony górskie i podgórskie. Masy wód pochodzących z obfitych opadów w górach (duża powierzchnia silnie nachylonych zboczy) nie mogą pomieścić się w wąskich korytach górskich rzek powodując tam gwałtowne, lecz krótkotrwałe wezbrania połączone z wylewami. Na nizinach wezbrania te wyraźniej się nie zaznaczają, gdyż wody mają się gdzie pomieścić. Ponadto duży odsetek wód przechowywany jest przez liczne obszary podmokłe i przesuszony grunt. Odstępstwem od owej generalnej zasady: wezbrania wiosenne na niżu; wezbrania letnie w górach i na pogórzu; są lokalne wezbrania związane z opadami nawalnymi.

Koniec lata i wczesna jesień charakteryzuje się zmniejszeniem ilości opadów. W konsekwencji zmniejszają się przepływy w rzekach. Stany te noszą nazwę niżówek. Niżówki najczęściej pojawiają się w Polsce zachodniej i środkowej (dolna Odra, dolna Wisła, Bug - koniec lipca, i środkowa Wisła - wrzesień, październik). Szczególnie głębokie i długotrwałe niżówki występują w równoleżnikowym pasie Polski środkowej. Jest to strefa tranzytowa, gdzie niewiele rzek bierze początek i o przepływach decyduje woda przypływająca z południa. Wysuszony grunt chłonie wodę, co jeszcze bardziej zmniejsza przepływ. Długotrwałość i głębokość niżówek zmienia się z roku na rok. Ostatnio w niżowej części Polski szczególnie w jej zachodniej strefie, obserwuje się stałą tendencję do zaostrzania reżimu niżówkowego.

Podczas późnej jesieni notuje się słabo zaznaczoną fazę wezbrań. Wyjątkowo mogą to być wezbrania poważne, połączone z wylewami. Natomiast zimą zaznacza się drugi okres niżówek. Są to niżówki głębokie, ale równocześnie krótkotrwałe. Najsilniej zaznaczają się one w rzekach karpackich. Notuje się je również na górnej Odrze, górnej i środkowej Noteci, górnej Biebrzy oraz na dolnej Wiśle.

Na północy w wyniku długotrwałych wiatrów z sektora północnego, piętrzących wody Bałtyku, w dolinach uchodzących rzek dochodzi do wezbrań, a nawet lokalnych wylewów. Inne wezbrania mogą się pojawić w wyniku gwałtownych spadków temperatury prowadzących do zatorów śryżowych, te dwa typy wezbrań związane są z półroczem zimowym. Natomiast podczas okresu ciepłego - wegetacyjnego, bujnie rozwinięta roślinność zarastając koryta do tego stopnia utrudnia odpływ, że pojawiają się lokalne wezbrania. Tego typu, wysokie stany letnie spotyka się głównie na Pojezierzu Pomorskim i Pojezierzu Mazurskim. Stany wód podnoszą się i obniżają niejednostajnie w różnych miejscach tej samej rzeki, nie mają też wszędzie jednakowego przebiegu.

Wydajność wodną dorzecza najlepiej charakteryzuje spływ jednostkowy - ilość litrów wody, odpływającej w ciągu 1 s z 1 km2 dorzecza. Jest to może najbardziej syntetyczny wskaźnik hydrologiczny, ponieważ jest on nie tylko funkcją opadów, lecz również geograficznych cech dorzecza: urozmaicenia rzeźby (spadków), przepuszczalności podłoża, szaty roślinnej, a nawet gospodarczego wykorzystania wody. Spływ jednostkowy oblicza się oddzielnie dla różnych charakterystycznych stanów wód: niskich, średnich i wysokich. Średni spływ jednostkowy dla całej Polski wynosi 5,5 l/s km2 jednakże wykazuje on duże zróżnicowanie regionalne. Największe wartości, ze względu na duże sumy opadów i duże spadki, występują w górnym dorzeczu Dunajca, gdzie dochodzą one do 20-30 l/s km2. ponad 15 l/s km2 odpływa z Karkonoszy, Beskidu Śląskiego, Gorców oraz Bieszczadów. Od 10 do 15 l/s km2 wykazują pozostałe części Karpat (z wyjątkiem Pogórza Środkowobeskidzkiego). Średni spływ jednostkowy 5-10 l/s km2 mają: zachodnia część Wyżyny Małopolskiej, Kotlina Sandomierska, Przedgórze Sudeckie i częściowo Sudety, górna Odra oraz wyższe części pojezierzy, a zwłaszcza Pojezierze Mazurskie. Spływy niższe od średniego dla Polski mają, ogólnie biorąc niziny środkowopolskie, a najmniejsze - poniżej 2 l/s km2 - występują nad górną Notecią, w dorzeczu Odry i Widawy oraz na Wyżynie Zachodniowołyńskiej.

Typy genetyczne jezior polskich; zbiorniki antropogeniczne

Zdecydowana większość jezior w Polsce zawdzięcza swe powstanie bezpośredniej działalności lądolodu, a właściwie jego wód.

Pod względem genetycznym jeziora w Polsce można podzielić na:

• jeziora polodowcowe

powstałe wskutek:

• wypełnienia wodą zagłębień w krajobrazie pagórkowatym, utworzonym w wyniku nierównej akumulacji lodowcowej (jeziora moreny dennej i czołowej),

• przez wyżłobienie misy przez egzarację lodowcową i wody potoków polodowcowych (jeziora rynnowe), jednakże w każdym z tych przypadków zagłębienia zostały wypełnione dopiero po wytopieniu się brył martwego lodu,

• przez wyoranie misy jeziornej przez lodowce, w ich podłożu skalnym w górach (jeziora cyrkowe),

ze względu na genezę mis jeziornych:

b. jeziora nadbrzeżne - odcięte od morza wałami piaszczystych mierzei, np. Łebsko,

c. jeziora deltowe - np. Dąbie przy ujściu Odry i Drużno w delcie Wisły,

d. jeziora wydmowe - np. na międzyrzeczu Warty i Noteci,

e. jeziora rzeczne (starorzecza) - pospolite we wszystkich większych dolinach; są to odcięte od koryta rzeki meandry, które są tworami stosunkowo młodymi i nietrwałymi,

f. jeziora krasowe - głównie na Polesiu,

g. jeziora bezodpływowe typu oczek o często zagadkowej genezie,

h. jeziora mieszane,

i. zbiorniki antropogeniczne - sztuczne, np. Zbiornik Goczałkowice.

Odrębny obszar występowania jezior polodowcowych stanowią Tatry, gdzie po stronie polskiej jest ich 43. Przeważają jeziora cyrkowe, znajdujące się na większych wysokościach. Występują również jeziora morenowe. Na południe od pojezierzy rozrzucone są drobne bezodpływowe zbiorniki wodne, tzw. „oczka”. Są one częściowo pochodzenia peryglacjalnego i powstały w wyniku procesów krasu termicznego, częściowo są to twory sztuczne.

W zdecydowanej większości rozmieszczenie genetyczne typów jezior w Polsce wykazuje układ strefowy. Astrefowymi są w zasadzie tylko jeziora rzeczne, wydmowe oraz oczka. Te ostatnie spotyka się po wewnętrznej jak i zewnętrznej stronie maksymalnego zasięgu ostatniego zlodowacenia. Dużo oczek występuje w rejonie Krotoszyna (poza zasięgiem ostatniego zlodowacenia), gdzie na powierzchni rzędu 100 km2 jest ich ponad 1000. Geneza oczek, przynajmniej w wielu przypadkach, nie jest całkowicie jasna. Powstały zapewne jako efekt wytapiania się pojedynczych brył lodu martwego, jak i w wyniku procesów krasu termicznego w warunkach peryglacjalnych. Część z nich może mieć także pochodzenie antropogeniczne. Częstotliwość pojawiania się tych jezior wzrasta ku północy. Najwięcej drobnych owalnych i bezodpływowych jeziorek, które latem często wysychają znajduje się wewnątrz zasięgu stadiału pomorskiego.

Rozmieszczenie jezior w Polsce

Występowanie jezior wiąże się zarówno z czynnikami morfogenetycznymi, jak i z klimatem. Ogólna liczba jezior, większych od 1 ha wynosi według „Katalogu jezior polskich” (1953) około 9300, a ich powierzchnia około 3200 km2, co stanowi około 1% powierzchni kraju. Rozmieszczenie jezior na terytorium Polski jest wybitnie nierównomierne. I tak, na obszarze rzeźby ostatniego zlodowacenia stanowią one niemal pierwszoplanowy składnik krajobrazu, podczas gdy po zewnętrznej stronie maksymalnego zasięgu tegoż zlodowacenia jezior brak prawie całkowicie. Nie znaczy to bynajmniej, że ich tam nigdy nie było. Podczas interglacjału wielkiego, jeziora występowały niemal na całym obszarze kraju. W interglacjale eemskim natomiast urozmaicały krajobraz Polski po północnej stronie wzniesień Wału Metakarpackiego. Zarówno jedne jak i drugie zniknęły z krajobrazu w wyniku zarastania, zamulania i wypełnienia mis na drodze procesów masowych.

Na Pojezierzu Pomorskim skupionych jest aktualnie dużo lecz niewielkich jezior, podczas gdy na Pojezierzy Mazurskim jest ich mniej, ale są większe. Dużo jezior znajduje się także na Nizinie Wielkopolskiej. Poza zasięgiem ostatniego zlodowacenia większe skupienie jezior występuje na Polesiu Lubelskim (68 jezior o powierzchni 27 km2) - tzw. grupa jezior łęczyńsko-włodawskich.

Odrębną grupę jezior stanowią zbiorniki górskie i przybrzeżne. Tatry stanowią obszar występowania jezior polodowcowych, gdzie po stronie polskiej jest ich 43 (w tym 11 większych od 1 ha). Przeważają jeziora cyrkowe np. Morskie Oko, znajdujące się na większych wysokościach. Są one bez porównania mniejsze od jezior pojezierzy, ale za to głębokie. Oprócz cyrkowych mają też Tatry jeziora morenowe. Kilka jezior tych samych typów występuje również w Karkonoszach.

W Polsce przeważają jeziora małe (powierzchnia około 50 % jezior nie przekracza 5 ha) i płytkie (połowa sondowanych ma poniżej 10 m głębokości), a tylko około 30 przekracza 50 m głębokości. Pojemność wodną naszych jezior szacuje się na około 30 km3.

Piętrowość klimatyczno-roślinna w Tatrach i w Karkonoszach

Klimat Tatr cechuje najpełniej w Karpatach Zachodnich wyrażona piętrowość. W Tatrach wyróżniamy następujące piętra klimatyczne (stoki północne):

• umiarkowane chłodne - poniżej 1150 m n.p.m.; średnia temperatura roku +4 do +6oC;

• chłodne - od 1150 do 1550 m n.p.m.; średnia temperatura roku +2 do +4oC;

• bardzo chłodne - od 1550 do 1850 m n.p.m.; średnia temperatura roku 0 do +2oC;

• umiarkowano zimne - od 1850 do 2200 m n.p.m.; średnia temperatura roku -2 do 0oC;

• zimne - powyżej 2200 m n.p.m.; średnia temperatura roku -4 do -2oC.

Wraz ze wzrostem wysokości nad poziom morza zwiększa się roczna suma opadów, która jednak największą wartość 1500-1700 mm osiąga w piętrze subalpejskim (bardzo chłodnym) i zmniejsza się na najwyższych szczytach, co nosi nazwę inwersji opadowej. Jednocześnie wraz z wysokością zwiększa się ilość dni z opadem śnieżnym i czas trwania pokrywy śnieżnej, która zależnie od wysokości trwa od 5 do 8 miesięcy, a jej miąższość dochodzi pod koniec zimy w wyższych partiach gór do 2 m. Opad śnieżny może zresztą pojawić się wysoko w górach również w środku lata. Do specyficznych zjawisk klimatycznych Tatr należą „morza mgieł” (chmur warstwowych) na wysokościach 1000-2000 m n.p.m., ponad którymi panuje na szczytach słoneczna pogoda.

Tatry są w obrębie Karpat głównym okręgiem występowania roślinności wysokogórskiej, a różnorodność podłoża skalnego i gleb oraz piętrowość klimatyczna wpływa na zróżnicowanie gatunkowe roślin. Tatry pod tym względem są najbogatszym regionem Polski, znaleziono tu bowiem około 1800 gatunków roślin naczyniowych, nie licząc mchów, grzybów, porostów, wątrobowców i in. W Tatrach możemy wyróżnić następujące piętra roślinne:

• regla dolnego - do około 1350 m n.p.m.,

• regla górnego - do około 1550 m n.p.m.,

• kosodrzewiny - do około 1850 m n.p.m.,

• halne (alpejskie) - do około 2200 m n.p.m.,

• turniowe (subniwalne) powyżej 2200 m n.p.m.

W lasach regla dolnego rosną wapieniolubne buki i jodły z domieszką innych drzew liściastych. Regiel górny jest prawie jednolitym drzewostanem świerkowym. W piętrze alpejskim rośnie płożąca się kosodrzewina i reliktowa, wysokopienna limba.

W Karkonoszach możemy zaznaczyć następujące piętra klimatyczno-roślinne:

• podgórskie - do wysokości 450-500 m,

• regla dolnego - do 1000 m, z lasami sosnowo-bukowo-jodłowymi,

• regla górnego - do 1250 m, z dominacją świerka,

• subalpejskie - do 1450 m, z kosodrzewiną,

• alpejskie - na najwyższych wierzchołkach.

W porównaniu z Tatrami wysokość jest niższa o około 250-300 m. Roczne sumy opadów wzrastają z 700-800 mm w piętrze podgórskim do około 1150 mm w piętrze alpejskim, natomiast średnie roczne temperatury maleją od 7oC w piętrze podgórskim do 0,5oC na szczycie Śnieżki.

Główne typy krajobrazów naturalnych Polski

Pod nazwą „krajobraz naturalny” rozumiemy typ terenu o swoistej strukturze, na którą składa się wzajemne powiązanie rzeźby powierzchni i jej składu litologicznego, stosunków wodnych, klimatycznych, biocenotycznych i glebowych, także tych efektów gospodarki ludzkiej, których wyrazem jest modyfikacja warunków przyrodniczych.

Wyróżniamy następujące główne typy krajobrazów naturalnych Polski:

Krajobrazy Nizinne:

krajobrazy nadmorskie (wydmowy, deltowy, jeziorno-bagienny) - wytworzyły się pod wpływem najmłodszych procesów geomorfologicznych, zachodzących na wybrzeżu. Wydmy i piaski nadmorskie, których wąski pas towarzyszy prawie całemu wyrównanemu wybrzeżu polskiemu przedstawiają środowisko suche, częściowo halofilne, zajęte bądź przez formację trawiastą, bądź przez bory nadmorskie. Przy ujściach do Bałtyku Wisły i Odry powstał równinny krajobraz deltowy. Powierzchnię terenu budują tu napływy rzeczne, gleby należą d typu mad, wody gruntowe zalegają płytko. Trzeci gatunek krajobrazów nadmorskich przedstawiają płytkie jeziora przybrzeżne, o wodach częściowo słonawych, zarastające roślinnością wodną, oraz podmokłe równiny torfowe. Miejscami dochodzi do wybrzeża krajobraz młodoglacjalnych równin wzniesień morenowych. Te typy krajobrazu charakterystyczne są dla podprowincji pobrzeży.

krajobrazy dolin i równin akumulacyjnych (den dolinnych, tarasów z wydmami, równin poleskich, równin śródgórskich) - rodzajem krajobrazu, charakterystycznym dla całego Niżu Polskiego, a także częściowo dla wyżyn i gór, są doliny rzeczne. Ich dna cechuje płytkie występowanie wód gruntowych i okresowe zalewania wodami rzecznymi, bogatymi w substancje mineralne. Charakterystycznym typem gleb są mady i torfy. Doliny zalewowe zajmują znaczne przestrzenie w dnach pradolin Wisły, Odry, Warty, Noteci i Narwi oraz mniejszych dopływów. Nieco podobne rozmieszczenie ma gatunek krajobrazu piaszczystych tarasów rzecznych z wydmami, ale występuje on też w formie bardziej rozległych równin akumulacyjnych, np. na Nizinie Śląskiej i w Kotlinie Sandomierskiej. Wody gruntowe występują tu na głębokości kilku metrów, pomiędzy wydmami pojawiają się mokradła, a nawet płytkie jeziorka. Ten gatunek krajobrazu występuje na całym Niżu Polskim i częściowo na obszarze wyżyn, natomiast w obrębie gór zastępuje go krajobraz równin akumulacyjnych śródgórskich, zbudowanych ze żwirów i glin, częściowo zajętych przez torfowiska wysokie, jak np. w Kotlinie Orawsko-Nowotarskiej. Jeszcze inne środowisko przedstawiają równiny typu poleskiego. Są one szerzej rozprzestrzenione na wschód od granic Polski. W południowej części Polesia ujawnia się natomiast wapienne podłoże kredowe, na którym istnieją formy krasowe w postaci lejów niekiedy głębokich i wypełnionych wodami jezior, leżących często w sąsiedztwie płytkich jezior bagiennych.

krajobrazy młodoglacjalne (równin i wzniesień morenowych, pagórkowaty pojezierny i sandrowy pojezierny) - odznaczają się dużą ilością zagłębień bezodpływowych, wypełnionych częściowo wodami jezior lub torfowisk, słabo rozwiniętym naturalnym drenażem, stosunkowo znaczną zawartością węglanu wapnia w utworach powierzchniowych i przewagą gleb brunatnych lub pyłowych. Cechy te zaznaczają się w mniejszym lub większym stopniu w trzech gatunkach krajobrazu: pagórkowatym pojeziernym, sandrowo-pojeziernym oraz równin i wzniesień morenowych. Występują lasy mieszane - grądy, na sandrach bory. Ewolucja jezior prowadzi do przekształcenia ich w torfowiska.

krajobrazy staroglacjalne (równin peryglacjalnych oraz ostańców peryglacjalnych) - na południe od granicy zasięgu ostatniego zlodowacenia przeważa rodzaj krajobrazu związany z denudacją peryglacjalną. Są to przede wszystkim denudacyjne równiny morenowe i sandrowe oraz denudacyjne wzgórza ostańcowe, będące szczątkami moren czołowych lub innych form związanych ze zlodowaceniem (kemów, ozów itp.). Lasy reprezentują przeważnie bory oraz grądy. Obszary te są intensywnie wykorzystywane dla celów gospodarki rolnej i należą do najbardziej wylesionych terenów kraju. Występują w podprowincji równin środkowopolskich.

Krajobrazy Wyżynne:

lessowy - występuje płatami na wyżynach Lubelskiej i Środkowomałopolskiej, Przedgórzu sudeckim i na brzegu Karpat. Podstawę jego rozwoju tworzą pylaste, łatwo podatne na erozję skały o typie lessu, zawierające oprócz materiału kwarcowego znaczną domieszkę węglanu wapnia. Są one przepuszczalne a wody gruntowe zalęgają dość głęboko. Gleby na lessach należą do brunatnych, a częściowo są to czarnoziemy. Zbiorowiska roślinne reprezentują lasy prądowe lub świetliste dąbrowy.

na skałach węglanowych - występuje na Wyżynie Małopolskiej. Ma on różne odmiany w zależności od charakteru skał podłoża: marglowy, wapienny, dolomitowy, gipsowy. Jednakże wszystkie skały podlegają w mniejszym lub większym stopniu procesom krasowym, a wody gruntowe przybierają charakter wód szczelinowych. Występują rędziny. Zbiorowiska roślinne podobne jak w lessowym.

na skałach krzemianowych - wykazuje zróżnicowanie w zależności od skał podłoża, którymi mogą być różne rodzaje skał krystalicznych i metamorficznych, kwarcyty, piaskowce i łupki. Ze względu na rzeźbę terenu współczynnik odpływu jest tu zwykle duży, zwłaszcza na mało przepuszczalnych skałach krystalicznych i wszelkiego rodzaju łupkach. Wody gruntowe występują zwykle płytko. Gleby brunatne kwaśne lub pseudobielicowe. Występują grady lub bory mieszane. Ten typ krajobrazu spotykany jest na Przedgórzu Sudeckim, Pogórzu Karpackim, w G. Świętokrzyskich i częściowo na Wyżynie Śląskiej.

Krajobrazy Górskie: powyżej wysokości 600 m n.p.m.

regla dolnego - najniższe ich piętro (do wysokości 1150 m w Sudetach, a 1350 m w Tatrach) stanowi tzw. rygiel dolny, czyli formacja lasów jodłowo-bukowych. Stosunki hydrologiczne i glebowe podobne jak w wyżynnym krzemianowym. Klimat - spadek temp. wraz z wysokością, większe opady, skrócenie okresu wegetacyjnego

regla górnego - czyli formacja lasów świerkowych w Sudetach i Beskidach sięga do wysokości ok. 1300-1350 m, a w Tatrach 1550-1600 m. Warunki klimatyczne ulegają dalszemu pogorszeniu

subalpejskie i alpejskie - najwyższe piętra krajobrazów górskich. Warunki klimatyczne są bardzo surowe. Gleby maja profil niewykształcony, występują nagie skały. Powyżej granicy lasu występuje piętro kosodrzewiny w Tatrach sięga ono do wysokości około 1800 m n.p.m. Wyżej w piętrze alpejskim występują tylko formacje roślinności zielnej.

Przejściowość klimatu Polski

Przejściowość jest cechą klimatu Polski najczęściej podkreślaną w ogólnych jego charakterystykach. Klimat Polski nie jest ani tak oceaniczny jak klimat zachodniej Europy oblanej morzami, ani tak kontynentalny jak klimat wschod­niej Europy, sąsiadującej z ogromnym kontynentem Azji. Mimo mroźnych nie­kiedy zim, nie jest on tak chłodny jak klimat północno-wschodniej Europy, ale też nie tak ciepły jak klimat południowej Europy, mimo zdarzających się od czasu do czasu upałów. Przejściowość klimatu wynika ze szczególnego położenia Polski - w centrum Europy, gdzie przenikają się wpływy różnych czynni­ków kształtujących klimat naszego kontynentu. Są nimi:

1) położenie w strefie umiarkowanej półkuli północnej, gdzie przeważają zachodnie wiatry związane z cyrkulacją cyklonalną (niżową);

2) morza oblewające kontynent od płn., zach. i płd. i wkraczające miedzy jego półwy­spy;

3) ciepły prąd morski (Północnoatlantycki, Norweski) u wybrzeży pn.-zach. Europy;

4) sąsiedztwo wielkiego kontynentu Azji na wschodzie;

5) przewaga ułożonych równoleżnikowo łańcuchów górskich i brak dużych łańcuchów gór biegną­cych południkowo.

Do czynników meteorologicz­nych kształtujących klimat Polski należy zaliczyć:

1) rodzaje mas powietrza występujące stale nad Europą lub przemieszczające się nad kontynentem europejskim, w tym nad Polską;

2) rozkład i ruchy frontów atmosferycznych nad kontynentem i w jego sąsiedztwie;

3) rozmieszczenie głównych ośrodków antycyklonalnych (wyżowych) i cyklonalnych (niżowych) i zmiany ich położenia w różnych porach roku.

W cyrkulacji powietrza nad Europą dominują masy powietrza polarnego morskiego (Pm), for­mującego się nad północnym Atlantykiem, i powietrza polarnego kontynentalnego (Pk), tworzącego się we wnętrzu Eurazji. Przemieszczanie się tych mas powietrza ku wschodowi, lub w kierunku przeciwnym, jest w miarę swobodne ze względu na brak istotnych przeszkód orograficznych, mogą­cych stanowić barierę klimatyczną. Równoleżnikowy układ łańcuchów górskich jest natomiast taką barierą dla mas ciepłego powietrza zwrotnikowego - zwrotnikowego morskiego (Zm) i zwrotniko­wego kontynentalnego (Zk), rzadko docierających na północ kontynentu, podobnie jak mas zimnego powietrza arktycznego (A) na jego południe.

Klimat w Europie zmienia się z północy na południe, od subpolarnego strefy okołobiegunowej na północnych wybrzeżach kontynentu, przez umiarkowanie chłodny w Skandynawii i północnej części Europy Wschodniej, umiarkowanie ciepły w Europie Zachodniej, Środkowej i Wschodniej (na północ od łańcucha Alpidów) do podzwrotnikowego na półwyspach Europy Południowej. W każdej z tych stref, w miarę przesuwania się z zachodu ku wschodowi, maleje oceanizm klimatu i rośnie jego kontynentalizm. Klimat zmienia się więc stopniowo od morskiego poprzez przejściowy - do kontynentalnego.

Leżąca w centrum Europy Polska ma klimat umiarkowany ciepły, przejściowy między morskim klimatem Europy Zachodniej i kontynentalnym Europy Wschodniej, ze średnią roczną temperaturą powietrza wahającą się w granicach 7-8°C i średnią roczną sumą opadów wynoszącą około 600 mm. O przejściowości klimatu Polski świadczą:

zbliżony udział w kształtowaniu pogody w ciągu roku mas powietrza polar­nego morskiego i polarnego kontynentalnego;

duża zmienność typów pogody w ciągu roku, zwłaszcza na przełomie zimy i wiosny oraz jesieni i zimy, co pozwala wyróżnić dwie dodatkowe pory roku

przedwiośnie i przedzimie z częstymi oscylacjami temperatury powietrza między 0o i 5oC;

zmienność pogody w kolejnych latach, w jednym roku o pogodzie charak­terystycznej raczej dla klimatu kontynentalnego strefy umiarkowanej, z mroźną zimą i upalnym latem, w innym - o pogodzie bardziej typowej dla klimatu morskiego z łagodną i bardziej deszczową niż śnieżną zimą, oraz chłodnym, wilgotnym latem;

przebieg zachmurzenia, na ogół typowy dla klimatu morskiego (większe za­chmurzenie w półroczu jesienno-zimowym niż wiosenno-letnim) w połączeniu z rozkładem opadów charakterystycznym dla klimatu kontynentalnego (przewa­ga opadów letnich nad zimowymi);

wzrost rocznych amplitud temperatury powietrza w miarę przesuwania się ku wschodowi.

Przejściowość klimatu Polski jest wynikiem ścierania się nad jej terytorium wpływów mas powietrza głównie polarnego morskiego i polarnego kontynentalnego, przy mniejszym udziale mas powietrza zwrotnikowego. Kierunki ru­chu tych mas powietrza wiążą się z oddziaływaniem ośrodków barycznych leżących w sąsiedztwie Europy: Niżu Islandzkiego, zimowego wyżu i letniego niżu nad Azją, Wyżu Azorskiego i Wyżu Arktycznego. Sezonowość ośrod­ków barycznych nad Azją i sezonowe przemieszczanie się ośrodków barycz­nych nad Atlantykiem, a także zróżnicowana siła ich oddziaływania, powodują częste zmiany w cyrkulacji powietrza i dużą zmienność pogody w poszczegól­nych porach roku, decydując o swoistości klimatu Polski.

Zróżnicowanie klimatu Polski zaznacza się zarówno z północy na południe, w miarę oddalania się od Morza Bałtyckiego i wzrostu wysokości bezwzględnych, jak i z zachodu na wschód, wraz ze słabnięciem wpływów Oceanu Atlan­tyckiego i rosnącym kontynentalizmem. Te cechy klimatu są dobrze widoczne w rocznym przebiegu głównych jego elementów - temperatury powietrza i opadów atmosferycznych.

W zachodniej części kraju można dopatrywać się wpływów oceanicznych. Mniejsze niż na wschodzie są tu amplitudy temperatury powietrza, wcześniej zaczyna się wiosna i lato, a zima jest krótsza i łagodniejsza (udział opadów śniegu w ogólnej sumie opadów stanowi tylko 5 do 6%), co przejawia się między innymi dłuższym okresem wegetacji roślin (do 220 dni na Nizinie Ślą­skiej, przy średniej dla Polski 200 dni). Na wschodzie kraju przeważają kontynentalne cechy klimatu. Roczne am­plitudy temperatury powietrza są większe niż na zachodzie, lato jest dłuższe (zwłaszcza na południowym-wschodzie), ale też dłuższa i chłodniejsza jest zima, z obfitymi opadami śniegu, stanowiącymi do 20% rocznej sumy opadów. W północnej części kraju Morze Bałtyckie wywiera czytelny wpływ na klimat, przejawiający się większym zachmurzeniem i mniejszymi niż w głębi kraju wahaniami temperatury powietrza. Lato jest tu zwykle krótsze niż na południu, a zima krótka i łagodna na północnym-zachodzie, lecz długa i mroź­na na północnym-wschodzie. Okres wegetacji trwa tu nie dłużej niż 180 dni. Na południu Polski, w obrębie wyżyn i gór, temperatura powietrza jest na ogół niższa niż na nizinach środkowej Polski, a opady z reguły większe. Wa­runki klimatyczne są tu jednak bardzo zróżnicowane i wyraźnie zależą od po­łożenia geograficznego, wysokości bezwzględnej i ekspozycji w stosunku do przeważających kierunków wiatrów i promieniowania słonecznego.

Charakterystyka dorzecza Wisły

Dorzecze Wisły leży w 87,5 % na terenie Polski. Źródła Wisły znajdują się na zboczach Baraniej Góry w Beskidzie Śląskim. Za główny potok przyjmuje się Czarną Wisełkę, która bierze początek na wysokości 1106 m n.p.m. Drugim potokiem źródłowym jest Biała Wisełka. Bieg Wisły dzieli się na trzy następujące odcinki: górny do ujścia Sanu, środkowy do ujścia Narwi i dolny do ujścia do morza.

W okolicach Oświęcimia wpadają do Wisły dwa większe dopływy: Soła od południa z Karpat, a Przemsza od północy z Wyżyny Śląskiej. Miejsce ujścia Przemszy uważa się za początek żeglowności Wisły i stąd liczy się kilometrowanie biegu w dół. Powyżej Oświęcimia wybudowano po II wojnie światowej zbiornik zaporowy w Goczałkowicach o pow. Zalewu 38 km2 i pojemności 168 mln m3. poniżej Oświęcimia Wisła płynie rowem tektonicznym pomiędzy Karpatami a Wyżyną Małopolską, pod Krakowem zaś tworzy epigenetyczny przełom przez wzniesienia zbudowane z wapieni jurajskich. Ten odcinek rzeki traci ostatnio swój charakter naturalny przez budowę stopni kanalizacyjnych, mających na celu użeglownienie. Głównym dopływem na tym odcinku jest Dunajec, zbierający znaczne masy wód w Tatrach. Ma on dużą amplitudę stanów wody i daje groźne w skutkach powodzie. Całkowita jego długość wynosi 247 km, jeżeli przyjąć za jego górny bieg Potok Chochołowski. Poniżej Nowego Sącza wybudowano na Dunajcu zbiornik zaporowy w Rożnowie o powierzchni Zalewu 17,8 km2 i pojemności 177 mln m3. Poniżej zbiornika Rożnowskiego istnieje jeszcze mały zbiornik wyrównawczy w Czchowie (3,5 km2 powierzchni, 12 mln m3 pojemności). Największym dopływem karpackim Wisły jest San, którego długość osiąga 443 km, a pow. Dorzecza - 16861 km2 na Sanie znajdują się dwa jeziora zaporowe: w Myczkowcach (2 km2 powierzchni, 11 mln m3 pojemności) oraz w Solinie (22,2 km2 powierzchni, 506 mln m3 pojemności). Pozostałe dopływy karpackie - Soła, Skawa, Raba i Wisłoka - są mniejsze. Na Sole zbudowano kaskadę trzech zbiorników zaporowych: W Czańcu, Porąbce (3,8 km2 pow., 28 mln m3 pojemności) i Tresnej (10,6 km2 powierzchni, 100 mln m3 pojemności). Z lewej strony głównymi dopływami górnej Wisły są następujące rzeki: Prądnik, Szreniawa, Niedzica, Nida, Czarna, Opatówka i Kamienna. Poniżej ujścia Sanu, pomiędzy Zawichostem a Puławami, Wisła płynie doliną o stromych zboczach (50-60 m wysokości) i płaskim dnie, dochodzącym do kilku km szerokości, a jedynie pod Kazimierzem zwęża się on do 1,5 km. Jest to tzw. Małopolski Przełom Wisły. Poniżej Puław wpada do Wisły z prawej strony Wieprz (303 km długości), a dalej z lewej strony Radomka i Pilica (319 km długości).

Wisła na całym odcinku środkowego biegu płynie szerokim, nieuregulowanym korytem (600-1000 m), które zostało sztucznie zwężone do 340 m jedynie na terenie Warszawy. Został tu zbudowany kanał łączący port na Żeraniu z jeziorem zaporowym na Narwi koło Zegrza (33 km2 powierzchni., 92 mln m pojemności). Na samej Wiśle duży zbiornik zaporowy powstał pomiędzy Włocławkiem i Płockiem. W okolicach Warszawy zbiega się koncentrycznie ku Wiśle wiele dopływów: oprócz Pilicy i Radomki z lewej strony Bzura, a z prawej Narew z Wkrą i Bugiem.

Dolna Wisła pod Bydgoszczą porzuca kierunek wyznaczony przez odpływ wód glacjofluwialnych na zachód pradoliną toruńsko-eberswaldzką i wkracza w przełom przez Pojezierze Wschodniopomorskie. Poniżej ujścia Drwęcy ma uregulowane koryto. Pomorski odcinek przełomowy ma cechy nieco podobne do przełomu przez Wyżynę Małopolską: kilkukilometrowej szerokości, płaskie dno aluwialne i strome brzegi dolin o wysokości 50-60 m. jedynie w okolicach Grudziądza istnieje charakterystyczne kotlinowate rozszerzenie. W tej części swojego biegu Wisła otrzymuje z prawej strony oprócz Drwęcy (207 km długości) jeszcze jeden nieco większy dopływ - Osę, natomiast z lewej strony uchodzą do niej rzeki: Brda (238 km), Wda (Czarna Woda), Wierzyca. Szlakiem dawnej pradoliny do dolnego odcinka Brdy po górną Noteć wybudowano w XIX w. żeglowny Kanał Bydgoski, łączący dorzecze Wisły z dorzeczem Odry. Pod Gniewem Wisła porzuca swój odcinek przełomowy i wkracza na obszar delty, rozgałęziając się na dwa ramiona - Nogat i Leniwkę. Jednakże dolny jej bieg został sztucznie zmieniony przez przekopanie w 1895 r. ujścia wprost do morza (pod Świbnem) i zamknięcia bocznych ramion śluzami.

Charakterystyka dorzecza Odry

Odra wypływa z Gór Oderskich we wschodnich Sudetach (na terenie Czech) na wysokości 634 m n.p.m. i początkowo płynie jako górski potok w kierunku południowo - wschodnim. Osiągnąwszy dno rowu tektonicznego Bramy Morawskiej, skręca o 90o w kierunku północno-wschodnim, płynąc szeroką doliną. W tej części biegu przyjmuje trzy, prawie równe jej, dopływy górskie, tj. Opawicę z Sudetów oraz Ostrawicę i Olzę z Beskidów. Ujście tej ostatniej (pod Boguminem) znajduje się w poziomie około 200 m n.p.m. w odległości 133 km od źródeł. Odtąd Odra płynie na terytorium Polski, zmieniając kierunek z północno - wschodniego na północny, a następnie na północno - zachodni. W dalszym jej biegu powtarzają się na przemian bardziej równoleżnikowe odcinki pradolinne i południkowe przełomy. Takich pradolinnych odcinków można rozróżnić cztery, a mianowicie (poczynając od południa):

pradolina wrocławsko-magdeburska,

pradolina barucko-głogowska,

pradolina warszawsko-berlińska,

pradolina toruńsko-eberswaldzka.

W odcinkach pradolinnych szerokość doliny wynosi od kilku do kilkunastu kilometrów, podczas gdy w odcinkach przełomowych zwęża się do 2 km (np. pod Frankfurtem i Słubicami). Aż po ujście Nysy Łużyckiej, stanowiącej granicę państwa, Odra ma dorzecze rozwinięte symetrycznie, przyjmując z lewej strony płynące z Sudetów rzeki: Osobłogę, Nysę Kłodzką, Oławę, Ślężę, Bystrzycę, Kaczawę i Bóbr z Kwisą, a z prawej strony: Kłodnicę, Małą Panew, Stobrawę, Widawę, Barycz, Obrzycę. W górnym dorzeczu Odry znajduje się kilkanaście zbiorników zaporowych, z których można wymienić kilka większych, jak np. w Otmuchowie (23,5 km2 powierzchni, 135 mln m3 pojemności) i Głębinowie (22 km2 powierzchni, 111 mln m3 pojemności) na Nysie Kłodzkiej, w Turawie na Małej Panwi (22 km2 powierzchni, 107 mln m3 pojemności), w Pilchowicach na Bobrze (2,4 km2 powierzchni, 50 mln m3 pojemności), Leśnej i Złotnikach na Kwisie (około 1,3 mln m3 pojemności). Od Koźla do Wrocławia, a właściwie Brzeg Dolny, bieg Odry jest skanalizowany na długości 186 km (22 stopnie wodne), a dalej w dół uregulowany. Poniżej ujścia Nysy Łużyckiej dorzecze Odry jest wybitnie asymetryczne, dział wodny po stronie Niemieckiej przebiega w pobliżu doliny, natomiast od wschodu wpada do Odry pod Kostrzynem duży dopływ - Warta, która dł. I dorzeczem (wraz ze swym dopływem Notecią) dorównuje prawie Odrze po Kostrzyn. W pobliżu Cedyni, w odległości 84 km od ujścia Orda dzieli się na dwa ramiona, z których zachodnia (główne) przepływa obok Szczecina i wpada wprost do Zalewu Szczecińskiego, wschodnie zaś, zwane Regalicą, przepływa przez duże deltowe jezioro Dąbie i uchodzi również do Zalewu Szczecińskiego.

Charakterystyka zlewiska przymorskiego

W pobliżu wybrzeży polskich oprócz Ławicy Słupskiej mamy jeszcze płytką Ławicę Odrzańską, zamykającą od północy łagodne wgięcie Zatoki Pomorskiej pomiędzy wyspami Rugią, Uznam i Wolin. Wybrzeże polskie wyróżnia się jednostajnością. Panujące wiatry zachodnie wytwarzają dryf przybrzeżny, który przenosi wzdłuż brzegu piasek i muł. W ten sposób powstały wały piaszczyste, które, narastając do powierzchni wody, przekształcały się w mielizny, a następnie przy współudziale wiatrów - w wydłużone mierzeje, z których Wiślana ma 50 km długości, a Helska 34 km. Gromadzące się na mierzejach piaski dały początek wydmom. Mierzeje odcinają płytkie zatoki, zwane zalewami. Część Zatoki Gdańskiej, oddzielona od morza otwartego Mierzeją Helską, nazywa się Zatoką Pucką. Od Zatoki Gdańskiej oddziela ją wał podwodny, dochodzący do jednego metra, a nawet mniej do powierzchni wody. A. Majewski (1972) zalicza wody przybrzeżne Polski do typu estuariowego, uważając je za takie akweny, w których wody lądowe mieszają się z morskimi. Oprócz półzamkniętych zalewów i zatok należy do nich również południowa część Zatoki Pomorskiej (na południe od Ławicy Odrzańskiej), a oprócz tego nadbrzeżne jeziora lądowe i ujściowe odcinki rzek, do których następują wlewy wód morskich. Są to jeziora: Dąbie w delcie Odry, Liwia Łuża, Resko, Jamno, Bukowo, Kopań, Wicko, Gardno, Łebsko i Sarbsko nad morzem oraz Drużno w delcie Wisły. Przemieszczanie się wód ma charakter wahadłowy. Wlewowe wody zasolone wypełniają głębsze miejsca, osiągając największe rozprzestrzenienie na jesieni, natomiast na wiosnę następuje wysłodzenie wód. W cieśninie Świny mieszanie się wód następuje bardzo często. Stanowi ona główną drogę przemieszczania się wód morskich do Zalewu Szczecińskiego, o czym świadczy też akumulowana przez nie tzw. delta wsteczna po stronie zalewu przy braku wyraźnej delty w Zatoce Pomorskiej. Zasolenie wód w zalewach waha się od 1-6 promili, natomiast w jeziorach nadmorskich jest mniejsze od 1 promila. Silne wylewy następują w zimie w wyniku sztormowego piętrzenia wód morskich.

Wody estuariowe w Polsce

Estuarium - lejkowate ujście rzeki, powstałe wskutek erozyjnego działania pływów morskich.

Najważniejszym ujściem estuariowym w Polsce jest ujście Odry wpadającej do Zalewu Szczecińskiego. Jest ono dosyć osobliwe. Rzeka ma bardzo mały spadek i płynie zabagnioną doliną szerokości 2-3 km dwoma ramionami, z których zachodnie (główne) rozszerza się lejkowato ku Zalewowi, a wschodnie przepływa przez jezioro deltowe - Dąbie. W cieśninach między Zalewem a Bałtykiem występują delty wsteczne spowodowane wlewaniem wody morskiej niosącej materiał.

???

Endemity i relikty

Endemitów, czyli gatunków, których zasięg nie wykracza poza obszar Polski (lub wykracza nieznacznie) jest bardzo niewiele, niespełna 1% ogólnej ilości gatunków. Zalicza się do nich z drzew modrzew polski występujący również w Karpatach rumuńskich, a z roślin zielnych - ostróżka tatrzańska, złocień Zawadzkiego w Pieninach, warzuchę polską, warzuchę tatrzańską, przytulia krakowska i kilka innych. Uwa¿ana dawniej za endemit brzoza ojcowska ma zasięg, jak się okazało, znacznie szerszy.

Ziemie polskie, przeważnie nizinne, pozbawio­ne granic naturalnych i otwarte na wschód i na zachód, a przy tym w przeważającej części objęte kilkakrotnie zlodowaceniem plejstoceńskim, nie mają warunków do wytworzenia poważniejszych form endemicznych. Udział endemitów we florze Polski pozakarpackiej nie przekracza 0,5%. Kar­paty są wprawdzie (w przeciwieństwie do Sude­tów) wybitnym ośrodkiem endemizmu, ale od­nośne gatunki rozmieszczone są, z nielicznymi wyjątkami, po obu stronach granicy politycznej, nie są więc, ściśle biorąc endemitami polskimi. Liczba endemitów wynosi 1% flory roślin naczyniowych. Najpoważniejszą grupę sta­nowią tu endemity i subendemity karpackie. Wśród endemitów zachodniokarpackich z cen­trum występowania w Tatrach przynajmniej dwa mogą być uważane za paleoendemity: ostróżka tatrzańska i skalnica tatrzańska. Głównymi ośrodkami endemizmu karpackiego w Polsce są Tatry i Pieniny. Obie te grupy mają w swojej florze oprócz endemitów zachodnio- i ogólnokarpackich również endemiczne taksony własne. Beskidy Zachodnie natomiast nie mają żadnych własnych endemitów, a nawet endemity o szerszym zasięgu występują tu mniej licznie i częściowo mają tylko pojedyncze stanowiska. Sudety w ogóle są bardzo ubogie w endemity. Stosunkowo najwięcej tak­sonów endemicznych skupia się w Karkonoszach. Jako endemity obszarów nizinno-wyżynnych Polski wymienia się ok. 15 gatunków i podgatunków. Były wśród nich trzy gatunki drzew: modrzew polski, brzoza czarna, brzoza ojcowska. Z innych gatunków uważanych za endemicznie polskie na uwagę zasługuje przede wszystkim warzucha polska, która pierwotnie występowała w „zimnych źródliskach o piaszczystym dnie na skraju Pustyni Błędows­kiej około Olkusza. Stanowiska te zostały ostatnio zniszczone, a omawiany gatunek utrzymuje się na stanowiskach wtórnych, na które okazy ze stanowisk naturalnych zostały przeniesione z ini­cjatywy Zakładu Ochrony Przyrody PAN. Warzucha polska jest jedynym z krajowych endemitów niekarpackich, co do którego istnieję przesłanki, że wyodrębnił się już w plejstocenie.

Niektóre endemity i gatunki, występujące wyspowo w oderwaniu od granic zasięgów, mają charakter reliktów. Za relikty trzeciorzędowe są uważane są m.in. ostróżka tatrzańska, goździk leśny i skalnica tatrzańska., rosnąca również na terenie Słowacji. Reliktami późnoglacjalnymi są: limba w Tatrach, wierzba lapońska w Sudetach i na Pojezierzu Mazurskim, brzoza karłowata, dębik ośmiopłatkowy w Tatrach i szereg innych roślin wysokogórskich oraz górskich. Liczne relikty tundrowe występują również w północnej Polsce.

Rozmieszczenie lasów w Polsce - główne puszcze

Lasy na ziemiach polskich zajmują 28,4% powierzchni kraju (2000).

Z wielkich obszarów leśnych, które w średniowieczu istniały na pograniczu dawnych Prus, Litwy i Polski, pozostało do naszych czasów kilka większych kompleksów w północno-wschodniej części kraju. Największym z nich jest Puszcza Białowieska. Cała puszcza obejmuje około 1100 km2, z czego około 580 km2 leży w Polsce, reszta na Białorusi. Na północ od P. Białowieskiej ciągną się duże obszary leśne puszcz: Buksztelskiej, Knyszyńskiej (580 km2) i Augustowskiej (1080 km2). Z dawnej Puszczy Kurpiowskiej pozostała tylko nazwa. Na północ od niej znajduje się Puszcza Piska (około 1000 km2) zajmująca glacjofluwialną równinę w południowej części Pojezierza Mazurskiego. Na samym Pojezierzu Mazurskim duże obszary leśne występują w okolicach Olsztyna i na wschód od Giżycka (puszcze Borecka i Romincka).

Na Pojezierzu Południowopomorskim największy obszar leśny stanowią Bory Tucholskie (1170 km2), jednak długotrwała gospodarka ludzka pozbawiła cech naturalnych zespołów leśnych. Duże obszary leśne występują również na sandrach w dolinach Drawy i Gwdy, oraz w okolicach Szczecina, gdzie na uwagę zasługuje Puszcza Bukowa.

Największe powierzchnie leśne występują na zachodzie kraju w pobliżu granicy z Niemcami. Głównymi obszarami leśnymi są tu puszcze Rzepińska oraz Nadnotecka rozciągające się na wysokich piaszczystych tarasach pradoliny Warty i Noteci.

Środkowa część kraju jest silnie wylesiona. Dawne puszcze mazowieckie znajdują się w stanie szczątkowym, a procent zalesienia jest tam najmniejszy w kraju. Lasy zachowały się tylko na nieurodzajnych piaskach wydmowych i mokradłach. W okolicach Warszawy znajduje się Puszcza Kampinoska. Na wschód od stolicy pomiędzy Narwią a Bugiem znajduje się Puszcza Biała, a na południe, w pobliżu ujścia Pilicy do Wisły - Puszcza Kozienicka.

W okolicach Poznania na uwagę zasługują lasy utworzonego w 1957 r. Wielkopolskiego Parku Narodowego.

Na Wyżynie Małopolskiej większe obszary leśne zachowały się w Górach Świętokrzyskich. Puszcza Jodłowa, porastająca główne, kwarcytowe pasmo Łysogór, gdzie utworzono w 1950 r. Świętokrzyski P.N.

Na wschód od Wyż. Małopolskiej piękne drzewostany jodłowo-bukowe, występujące na granicy swego zasięgu, zachowały się w paśmie Roztocza.

Duże kompleksy leśne zachowały się w obniżeniu podkarpackim. Na wschód od doliny Sanu występuje jeden z największych w Polsce kompleksów leśnych - Puszcza Solska (około 1400 km2), a w widłach Wisły i Sanu zachowały się resztki dawnej Puszczy Sandomierskiej. Dalej ku zachodowi, pod Krakowem, trzeba wspomnieć o Puszczy Niepołomickiej, która była niegdyś terenem łowów królewskich.

Stosunkowo duże obszary występują na Nizinie Śląskiej. Największymi z nich są Bory Dolnośląskie, porastające piaszczyste stożki napływowe rzek sudeckich.

W Sudetach lasy uległy silnemu zniszczeniu. Góry są gęsto zaludnione. W Karkonoszach utworzono park narodowy. Duże powierzchnie leśne pokrywają zbocza Gór Izerskich, Sowich, Stołowych i Bystrzyckich.

Karpaty Zachodnie tylko w niektórych partiach są dobrze zalesione, przede wszystkim w Beskidzie Śląskim, Żywieckim i Sądeckim.

Karpaty Wschodnie, z których w granicach Polski leży część pasma Bieszczadów, są pokryte zwartym płaszczem leśnym i stanowią najrzadziej zaludnioną część kraju.

Bogactwa mineralne Polski

Spośród surowców mineralnych na pierwsze miejsce wysuwają się węgiel i kruszce.

• Obszar węglonośny na Wyż. Śląskiej zalega w obrębie wielkiego trójkąta: Ostrawa, Tarnowskie Góry, Kraków. Na pd. granicę wyznacza skraj nasunięcia płaszczowin karpackich. Wydobycie rozpoczęło się w XVIII w. w Rudzie Śląskiej. Drugie zagłębie węglowe znajduje się w Sudetach, ale jest ono znacznie mniejsze. Eksploatacja rozpoczęła się tu w XIV w.

• Złoża węgla brunatnego (wieku mioceńskiego) są eksploatowane głównie w Turoszowie, Koninie, Turku, Bełchatowie, w rejonie Zielonej Góry i Żagania. Złoża są dość duże.

• Ropa naftowa i gaz ziemny są substancjami pochodzenia organicznego, powstałymi z rozkładu substancji organicznej bez dostępu powietrza w środowisku morskim. W wyniku rozkładu powstają węglowodory, które przemieszczają się w porowych lub pociętych szczelinami skałach. W przypadku gdy są ograniczone skałami nieprzepuszczalnymi, mogą tworzyć złoża. Najczęściej ropa i gaz gromadzą się w skałach osadowych, a sporadycznie w krystalicznych. Wiek ropy i gazu z reguły jest inny niż wiek skał, w których występują. Tradycyjnym obszarem wydobycia ropy naftowej i gazu ziemnego są Karpaty fliszowe, inne ośrodki to Mielec, Kotlina Sandomierska, okolice Krosna odrzańskiego. Złoża tego surowca nie są duże. Ropie towarzyszy gaz ziemny. Występuje gł. w Obniżeniu Podkarpackim (Krosno, Jasło, Lubaczów).

• Rudy żelaza (XIII w.) - najstarszy obszar to tereny położone nad Kamienną na pn. obrzeżu Gór Świętokrzyskich. Drugi obszar rudonośny stanowią okolice Częstochowy, od Zawiercia po Wieluń. Trzeci obszar stwierdzono na wale kujawsko-pomorskim w okolicy Łęczycy. Rudy żelaza występujące w Polsce są pochodzenia magmowego i osadowego. Złoża magmowe w Kowarach zostały wyczerpane i nie są już eksploatowane, natomiast złoża leżące na północ od Suwałk w Krzemiance nie są jeszcze wykorzystywane. Złoża osadowe wy­stępują w północno-wschodniej części Wyżyny Kieleckiej, w okolicach Łęczycy i na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej. Nie mają one jednak dużego znaczenia gospodarczego. Rudy żelaza występują w osadach jurajskich i są to głównie syderyty.

• Rudy cynku i ołowiu - występują z reguły razem. Na Wyżynie Śląskiej występują w postaci żył i gniazd wśród dolomitów kruszconośnych piętra wapienia muszlowego (trias) i są pochodzenia hydrotermalnego. Są wydobywane w okolicach Olkusza, Chrzanowa, Bytomia i Tarno­wskich Gór, a w przeszłości także w okolicach Kielc.

• Bogate złoża rudy miedzi znajdują się na Dolnym Śląsku w okolicy Lubina, Polkowic i Głogowa, Bolesławca i Złotoryi i są to permskie złoża osadowe (cechsztyńskie miedzionośne łupki). Rudom miedzi towarzyszą minerały metaliczne, jak piryt, arsenopiryt i galena. Rudy te są obecnie eksploatowane, natomiast wcześniej wykorzystywano także niewielkie złoża hydrotermalne w G. Święto­krzyskich.

• Siarka występuje w okolicach Tarnobrzega, Staszowa, Grzybowa, Jaziorka. Złoża jej są pochodzenia osadowego i znajdują się w trzeciorzędowych (mioceńs­kich) utworach.

• Sól kamienna i potasowa są surowcami osadowymi pochodzenia chemicznego. Powstały na skutek wytrącania się z roztworów wod­nych podczas silnego parowania zbiornika morskiego. W Polsce występują sole permskie i trzeciorzędowe. Sole trzeciorzędowe odnaj­dujemy na Podkarpaciu i na Górnym Śląsku w rejonie Wieliczki i Bochni oraz Żor. Sole permskie występują na Kujawach i w Wielko­polsce m.in. w okolicach Kłodawy, Inowrocławia, Wapna i Mogilna, a także w rejonie Zatoki Puckiej. Sole permskie znajdują się pod pokrywą młodszych osadów, lecz w wielu miejscach sól przebiła je i występuje na powierzchni jako zakończenie wysadów solnych. Sól posiada pewne właściwości plastyczne i w warunkach, gdy skały leżące nad nią wywierają odpowiedni nacisk, może się ona przemieszczać wzdłuż pęknięć i szczelin w obrębie tych skał. W Kłodawie oraz w rejonie Zatoki Puckiej obok soli kamiennej występują również sole potasowo-magnezowe.

• Fosforyty występujące w rejonie Annopola w osadach wieku kredo­wego są złożami osadowymi i obecnie nie są eksploatowane. Powstały one w wyniku nagromadzenia związków fosforu zawartych w organiz­mach morskich.

• Gipsy i anhydryty występują głównie w Niecce Nidziańskiej oraz w okolicach Bolesławca, Złotoryi i Lwówka Śląskiego. Złoża znaj­dujące się w niecce są trzeciorzędowe, a pozostałe permskie.

Surowce skalne:

• Skały krystaliczne

granity-eksploatowane na Przedgórzu. Sudeckim i w Sudetach (Strzelin,Strzegom,Sobótka);

bazalty - Sudety;

sjenity - okolice Niemczy;

gabro - okolice Sobótki, Nowa Ruda;

melafiry, diabazy, porfiry - okolice Krzeszowic, i Wałbrzycha;

andezyt - góra Wżar pod Czorsztynem;

• Skały osadowe

piaskowce - Karpaty, Sudety, G. Świętokrzyskie;

margle kredowe - Wyż. Lubelska, Niecka Nidziańska;

wapienie górnojurajskie - Wyż. Krakowsko-Częstochowska;

piaski czwartorzędowe - gł. Pustynia Błędowska;

dolomity - okolice Krakowa (dewońskie), na Wyżynie Śląskiej (triasowe);

• Skały metamorficzne

łupki krystaliczne - G. Sowie, Masyw Śnieżnika oraz G. Kaczawskie;

marmury - rejon Kielc, Chęcin, Dębnika i w Kotlinie Kłodzkiej;

Geneza i występowanie ważniejszych przełomów rzecznych

Przełomem jest odcinek doliny, w którym rzeka przedziera się przez znajdujące się na jej drodze wzniesienie wysoczyznowe lub górskie. Dno doliny przełomowej jest wąskie, zbocza są strome a nawet urwiste

Wyróżniamy przełomy:

• przelewowy powstaje wskutek przelania się wód rzecznych przez wzniesienie lub naturalną przegrodę, znajdującą się na jej drodze. Doprowadza ono do powstania zbiornika wody i przelewania się spiętrzonych wód w najniższym miejscu działu wodnego na zewnątrz. Małymi przełomami przelewowymi mogą być wycięcia w ryglach skalnych, zamykających baseny jeziorne. Przełom Dunajca przez Pieniny;

• regresyjny albo erozji wstecznej powstaje gry rzeka, która ma większy spadek lub większą ilość wody, rozcina grzbiet górski i rabuje dorzecze bardziej leniwej rzeki. Przełomy w Sudetach, G. Świętokrzyskich, Soła;

• epigenetyczny powstaje gdy sieć rzeczna powstaje na pow. zbudowanej z osadów luźnych, pod którymi są zagrzebane góry, wyżyny, pagóry, a nawet zbocza dolin starych. Gdy zostaną zdarte starte utwory pokrywowe i odpreparowana rzeźba starsza, jest widoczne wzniesienie rozcięte doliną przełomową, a obok znajdują się rozległe obniżenia. Przełom Bobru poniżej Jeleniej Góry;

• antecedentny powstaje wtedy, gdy na drodze rzeki w poprzek jej biegu piętrzy się wskutek ruchów górotwórczych wzniesienie. Jeśli wypiętrzenie to było powolne to rzeka nadążała z pogłębianiem koryta. Przełom Dunaju przez Karpaty, Bobru przez Rudawy Janowickie;

• odziedziczony powstaje gdy rzeka przecina w poprzek wał moreny czołowej i przejmuje dolinę rzeki proglacjalnej. Po cofnięciu się lodowca to rozcięcie jest wykorzystywane przez rzekę normalną, zostało odziedziczone. Spotykane na obszarze Polski z ostatniego zlodowacenia;

• strukturalne znajdują się w dolinach poprzecznych w odcinkach zbudowanych w skałach b. odpornych. Rzeki Beskidów (w dolinach poprzecznych);

• pozorny to odcinek doliny o charakterze przełomu, utworzony przez odpreparowanie dawnego rowu tektonicznego w obszarze o rzeźbie zrębowej. Przełomy Wisły k. Krakowa w wapieniach jurajskich;

• martwy powstaje gdy na rzecze przełomowej zrabowany zostaje obszar źródliskowy, położony powyżej przełomu. Przełomy G. Kruczych oraz zręb Roztocza.

Cechy charakterystyczne rzeźby Wyżyny Śląskiej

Fundament geologiczny Wyżyny Śląskiej (makroregion) stanowią węglonośne skały wieku karbońskiego, odsłaniające się na powierzchni pomiędzy Zabrzem na zachodzie, Mikołowem na południu oraz Sosnowcem i Dąbrową Gór­niczą na wschodzie. Na karbonie zalegają od północy dolomity i wapienie środkowotriasowe, które tworzą wzniesienia Chełmu i Garbu Tarnogórskiego, a na wschodzie Pagóry Jaworznickie. Dolomity zawierają złoża rud cynku i ołowiu (z domieszką srebra), eksploatowane od kilkuset lat. Południowo-zachodnią część Wyżyny Śląskiej, położoną pomiędzy Kotliną Raciborską a Kotliną Oświęcimską, stanowi Płaskowyż Rybnicki, na którym utwory karbońskie przykryte są podkarpackim miocenem solonośnym. Najwyższym punktem Wyżyny Śląskiej jest Góra św. Anny (400 m n.p.m.) w garbie Chełmu. Wyżyna Śląska ma ok. 3929 km2 powie­rzchni. Jej południową granicę stanowią dyslokacje tektoniczne, wzdłuż których starsze formacje zapadają pod znacznej miąższości utwory mioceńskie obniżenia podkarpackiego.

Można wyróżnić 5 mezoregionów:

Chełm stanowi zachodnią część garbu triasowego (wapie­nia muszlowego) oddzieloną od Garbu Tarnogórskiego wyraźnym obniże­niem pod Pyskowicami (250 m). Kulminację garbu tworzy szczątkowy nek wulkaniczny — Góra św. Anny (400 m n.p.m.), w której budowie bie­rze udział żyła bazaltu oraz sypkie materiały wulkaniczne. Ku Kotlinie Raciborskiej i dolinie Odry Chełm opada stromym 170-metrowym pro­giem denudacyjnym. Powierzchnia tej jednostki wynosi 321 km2.

Garb Tarnogórski przedstawia płytę wapienia muszlowego o powierzchni ok. 1010 km2, wzniesioną średnio 340-380 m n.p.m. i opadającą na południe progiem tektoniczno-denudacyjnym w stronę za­głębia węglowego (GOP). Najwyższe wzniesienia Garbu Tarnogórskiego osiągają pod Twardowicami 398 m, a w Górze św. Doroty na północ od Dąbrowy Górniczej 382 m. Wschodnią część Garbu Tarnogórskiego przecinają w poprzek doliny Czarnej i Białej Przemszy oraz Brynicy. W budowie wzniesień bierze udział dolo­mit kruszconośny, a pod pokrywą triasową leży karbon produk­tywny. Starymi ośrodkami górnictwa cynkowo-ołowianego są Tarnow­skie Góry oraz Olkusz.

Górnośląski Okręg Przemysłowy obejmuje zbu­dowane z produktywnego karbonu i ostańców pokrywy triasowej płasko­wyże okolic Mikołowa, Bytomia i Katowic, gdzie tak intensywnie rozwi­nęło się górnictwo węglowe, przemysł i urbanizacja, że formy terenu, sto­sunki wodne, gleby i roślinność uległy prawie całkowitemu odkształceniu. Z tego względu ten region fizycznogeograficzny nie ma nazwy typu przy­rodniczego.

Pagóry Jaworznickie - Lędzińskie, Libiąskie i Imielnickie znajdują się we wschodniej części Wyżyny Śląskiej, na granicy Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej. Triasowe dolomity (piętra wapie­nia muszlowego) nie tworzą tu zwartej płyty, ale pojedyncze pagóry i stoliwa, rozdzielone obniżeniami, które wypełniają piaski rzeczne i lodowcowo-rzeczne dosyć znacznej miąższości. Jedno z takich obniżeń, będące największym w Polsce polem nagich piasków, nosi nazwę Pustyni Błędo­wskiej. Z zalegających w podłożu skał karbońskich wydobywany jest wę­giel w okolicach Jaworzna, Chrzanowa i Trzebini-Sierszy. Mezoregion ma 513 km2 powierz­chni.

Płaskowyż Rybnicki leży między Kotliną Raciborską na zachodzie a Kotliną Oświęcimską na wschodzie. Obejmuje on połud­niową część Górnośląskiego Zagłębia Węglowego (ok. 850 km2) pokrytą utworami mioceńskimi (zawierającymi złoża soli, gipsu i siarki) oraz nie­zbyt grubą serią utworów czwartorzędowych. Płaskowyż na południe od Rybnika wznosi się do 310 m, górując do 100 m ponad doliną Odry i ok. 70 m ponad doliną Wisły w okolicach Oświęcimia.

Cechy charakterystyczne rzeźby Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej

Wyżyna Krakowsko-Częstochowska stanowi płytę wapieni górnojurajskich, wzniesioną od ok. 300 m w okolicach Częstochowy do 450-500 m w części południowo-wschodniej. Wyżyna jest lekko pochylona ku pn.-wsch., natomiast ku Obniżeniu Górnej Warty opada stro­mą, ok. 100 metrową krawędzią. Ponad płaską powierzchnię wyżyny wznoszą się ostańcowe skałki wapienne. Od południa wyżynę przecinają uskoki tektoniczne, dzięki którym powstał wąski Rów Krzeszowicki i oddzielony nim Grzbiet Tenczyński. Wyżyna jest mało urodzajna i przeważnie poz­bawiona jest lasów, które zachowały się głównie na zboczach dolin w po­łudniowej części regionu. Powierzchnia makroregionu wynosi 2615 km2. Wyżyna Krakowsko-Częstochowska dzieli się na 4 mezoregiony:

Wyżyna Częstochowska znajduje się pomiędzy przełomową doliną Warty pod Częstochową na północy a obniżeniem Białej Przemszy-Szreniawy na południu. Ponad płaskim poziomem wie­rzchowiny górują tu kilkudziesięciometrowe ostańce wapienia skaliste­go. W poziom ten lekko wcięte są płaskie, suche doliny, wypełnione piaskami. Są to tzw. ,,wodące", którymi płyną wody tylko w czasie obfi­tych opadów oraz na wiosnę. Najwyższe wzniesienia (504 m n.p.m.) osią­gają skałki koło ruin zamku w Ogrodzieńcu. Na zachodniej krawędzi wyżyny biorą początek z obfitych źródeł krasowych Warta i Czarna Przemsza, zaś na wschodnim skłonie Pilica i Szreniawa. Wyżyna Częstochow­ska ma 1299 km2 powierzchni.

Wyżyna Olkuska leży pomiędzy obniżeniem Białej Przemszy-Szreniawy na północy a Rowem Krzeszowickim na południu. Przeważająca część tej wapien­nej wyżyny wznosi się ponad 400 m n.p.m., a najwyższy punkt osiąga 502 m. Znaczna różnica wysokości pomiędzy wierzchowiną a doliną Wisły pod Krakowem (ponad 200 m) uwarunkowała powstanie jarowych dolin Prądnika, Racławki, Będkówki i in. W doli­nie Prądnika ze względu na bogactwo form skalnych, występowanie licznych jaskiń i różnorodność zespołów roślinnych utwo­rzono Ojcowski Park Narodowy (14,4 km2). Ku zachodowi wyżyna opada progiem denudacyjnym, u którego podnóża leży Olkusz. Powierzchnia tej jednostki wynosi 818 km2.

Rów Krzeszowicki odpo­wiada zapadlisku tektonicznemu, które ciąg­nie się w kierunku równoleżnikowym mię­dzy Trzebinią a Krakowem. Zapadlisko wypełniają utwory morskiego lądowego miocenu (totonu), przykryte piaskami i glinami czwartorzędowymi. Rów ma kilka km szerokości, ponad 30 km długości i 225 km2 powierzchni; jego dnem płynie niewielka rzeczka Rudawa. Wiedzie tędy ważny szlak komunikacyjny z Krakowa na Wyżynę Śląską.

Grzbiet Tenczyński sta­nowi część Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej, odciętą Rowem Krzeszowickim od Wy­żyny Olkuskiej. Ku południowi Grzbiet Ten­czyński opada uskokami ku zapadlisku pod­karpackiemu (tzw. Bramie Krakowskiej). Bu­dowa geologiczna Grzbietu Tenczyńskiego jest zróżnicowana, ponieważ pod wapieniami górnojurajskimi zalegają formacje star­sze (m.in. dewon, karbon produktywny oraz permskie skały wulkaniczne - porfiry i melafiry). Na stokach występuje less. Kulmi­nację grzbietu tworzy twardzielcowy pagór melafirowy o wysokości 415 m. Grzbiet przecinają martwe doliny, a w części wschodniej niewielki jar Doliny Mnikowskiej. Przedłużeniem Grzbietu Tenczyńskiego są zrębowe wzgórza wapienne okolic, Krakowa: Sowiniec Tyniec, Wawel, Skałka, Krzemionki i in. Mezoregion obejmuje 273 km2 powierzchni.

Płaszczowinowa budowa Karpat

Teren Centralnych Karpat Zachodnich przechodził geosynklinalną fazę rozwoju w erze mezozoicznej od dolnego triasu po górną kredę. Z początkiem tej ery na zapadające się hercyńskie pra-Karpaty wtargnęło morze. Geosynklina uległa najgłębszemu pogłębieniu w ciągu środkowego triasu oraz jury, kiedy na dnie morza osadziły się potężne serie skał wapiennych. Skały osadowe Wewnętrznych Karpat Zachodnich gromadziły się w trzech odrębnych nieckach sedymentacyjnych: zewnętrznej, czyli pienińskiej, środkowej, czyli tatrzańskiej i wewnętrznej, czyli granickiej. Pierwsza i trzecia obniżyły się tak znacznie, że wytworzyły się w nich osady typu głębokomorskiego, natomiast niecka tatrzańska była niezbyt głęboka, wskutek ciśnienia bocznego, skierowanego od wewnętrznego łuku karpackiego; osady niecek zostały w górnej kredzie sfałdowane i ponasuwane na siebie w formie płaszczowin. Wyróżnia się 3 wielkie jednostki tektoniczne związane z pochodzeniem ze wspomnianymi nieckami:

• Pienidy - czyli płaszczowiny pienińskie, najbardziej zewnętrzne zostały włączone w młode, górnooligoceńskie ruchy fałdowe, które dały początek Karpatom Zewnętrznym. Ulegały one zgnieceniu i prasowaniu w serie fliszowe tak, że tworzą tylko wąską porozrywaną strefę skałek wapiennych, które wielkim łykiem o długości 550 km otaczają blok Centralnych Karpat Zachodnich na jego kontakcie z korzeniową strefą płaszczowiny mazurskiej.

• Tatrydy - czyli serie parytochtoniczne i wierchowe

• Granidy - czyli płaszczowiny, których korzenie znajdują się w niecce na górnym Hronem, a czoła przesunęły się ponad Niżnymi Tatrami i Tatrami tworząc serię reglową. W Polsce noszą nazwę płaszczowin reglowych, tworzących zalesione niższe wzniesienia polskich Tatr.

Wypiętrzenie ponad otaczające morze góry nie przypomniały jeszcze w paleogenie dzisiejszym pasm. Były one silnie niszczone przez erozję i denudację, która stopniowo usuwała najwyżej wygięte partie ponasuwanych na siebie pakietów skalnych. Oś geosynkliny przeniosła się na miejsce dzisiejszych Karpat Zewnętrznych, ale na podłożu sfałdowanych już wcześniej warstw zaczęły się w obniżeniach podłużnych gromadzić serie tzw. fliszu podhalańskiego. Morze wkroczyło w eocenie w rejon płaszczowin pienińskich i tatrzańskich. Najbardziej złożoną budowę ma dziś pas płaszczowin pienińskich, który uległ silnym wtórnym deformacjom w czasie fałdowania się Karpat Zewnętrznych. W neogenie kotliny podkarpackie i Karpaty Zewnętrzne były już lądem, ale istniały na nim jeziora. Ogólny plan budowy Karpat ustalił się wskutek ruchów tektonicznych w neogenie, które przefałdowały wielopromiennie i zdyslokowały uskokami wytworzone wcześniej struktury płaszczowinowe.

Flisz karpacki składa się z piaskowców różnej odpornością łupków, margli i zlepieńców, które pod względem stratygraficznym obejmują for­macje od dolnej kredy po oligocen. Skały te tworzą kilka różniących się składem serii, które pod wpływem nacisku sił górotwórczych, skierowa­nych od strony sztywnej platformy panońskiej na zewnątrz, zostały sfałdowane i częściowo ponasuwane w postaci płaszczowin. W polskich Kar­patach Zewnętrznych ruchy tektoniczne były skierowane ku północy w Karpatach Zachodnich i północnemu-wschodowi w Karpatach Wschod­nich. W Karpatach Zachodnich wyróżnia się dwie wielkie jednostki: flisz zewnętrzny, w skład którego wchodzą płaszczowiny śląskie (podśląska, cieszyńska i godulska) oraz nasuniętą na nie bardziej wewnętrzną płaszczowinę magórską. Ku wschodowi strefa płaszczowin śląskich przecho­dzi w strefę tzw. fałdów skibowych, charakterystycznych dla Beskidów Wschodnich. Na wschód od doliny Dunajca pojawia się centralna depre­sja karpacka (o przebiegu zgodnym z osią gór), w której na powierzchni odsłaniają się tylko najmłodsze serie oligoceńskie, zaś w strefie wodo­działowego grzbietu - tzw. fałdy dukielskie, pochylone i złuskowane, ale nie tworzące odrębnego nasunięcia. Płaszczowina magurska zwęża się, a w Beskidach Wschodnich zostaje zastąpiona przez analogicz­ną plaszczowinę czarnohorską.

Płaszczowinowa budowa Tatr ukształtowała się w górnej kredzie przypuszczalnie w fazie subhercyńskiej. Na trzon krystaliczny, pokryty autochtoniczną częścią serii wierchowej, nasunęły się od południa dwa fałdy o złożonej strukturze, tworząc płaszczowinę wierchową. Autochton wierchowy ciągnie się wzdłuż całego łańcucha Tatr, a w granicach Polski najlepiej wykształcony jest w paśmie Kominów Tylkowych. Oba nasu­nięte fałdy są obalone ku północy i mają w swoich jądrach skały krystaliczne otoczone przez forma­cje mezozoiczne. Fałd dolny, Czerwonych Wier­chów, jest najpełniej rozwinięty w otoczeniu dolin: Kościeliskiej, Miętusiej i Małej Łąki, a fałd górny, Giewontu, wzdłuż dolin Kondratowej i Kasprowej. Ponad trzonem krystalicznym i masami wierchowymi przesunęła się od południa płaszczowina reglowa (tzw. kriżniańska), tworząc oba­lone fałdy budujące obecnie pas regli zakopiańs­kich. U wylotu dolin Kościeliskiej i Chochołowskiej występuje także wyższa jednostka płaszczowiny reglowej tzw. choczańska.

Geneza kotlin w Sudetach

Rzeźba podprowincji związana jest nie tylko z różną odpornością skał, ale przede wszystkim z trzeciorzędowymi dyslokacjami tektonicznymi, które zrównany, stary blok lądowy przekształciły w góry zrębowe i wysokościach 700-1602 m n.p.m., porozdzielane zapadliskowymi lub denudacyjnymi kotlinami.

W paleocenie w Sudetach oraz ich przedpolu na podłożu zbudowanym ze skał magmowych rozwijały się potężne pokrywy zwietrzelinowe (lateryty, kaolin). Wietrzenie działało selektywnie, prze­nikając głęboko w strefach mniejszej odporności jednorodnych skał i w obrębie skał mniej od­pornych. Ze względu na płaskość ówczesnego lądu w tym rejonie, produkty wietrzenia nie podlegały uprzątaniu. Grubiała jedynie powłoka zwietrzelin. Proces ten swe najsilniejsze uzewnętrznienie znalazł w postaci wypreparowanych kotlin: Jeleniogórskiej, Mirskiej i Starokamienieckiej. W paleocenie tworzyły się one niejako w postaci kopalnej. Powstawały ich główne zarysy, rozmiary i cechy (płaskie dno z nabrzmieniami w partii środkowej). Ta w ko­palnej postaci tworzona rzeźba musiała poczekać na „wydobycie", które miało się dokonać drogą erozji dopiero w neogenie. Kotliny te genezę swą zawdzięczają nie tektonice, lecz zło­żonym procesom egzogenicznym.

W oligocenie podnoszenie się podłoża w strefie Sudetów i Przedgórza postępujące w warunkach zróżnico­wanej intensywności doprowadziło do zarysowania linii sudeckiego uskoku brzeżnego. Wy­znaczały tę linię zarówno uskoki jak i złożony system fleksur. Pierwszemu z trzech kolejnych dźwigań bloku Sudetów, (dwa następne miały dokonać się w środkowym młócenie i górnym pliocenie), towarzyszyły erupcje wulkaniczne - głównie law bazaltowych. Proces wypiętrzania Sudetów, aczkolwiek blokowy, nie postępował równomiernie. Silniej dźwignięte zostały strefy Karkonoszy i Śnieżnika, słabiej obszary gór: Izerskich, Kaczawskich, Sowich, Bardzkich. Zrzuceniu (wygięciu) w odniesieniu do silniej podnoszonego otoczenia uległa natomiast Kotlina Kłodzka. Kotlina ta w przeciwieństwie do Kotliny Jeleniogórskiej jest zatem tekto­nicznego (endogenicznego) pochodzenia. Podczas gdy ta nowo powstała kotlina rysowała się w rzeźbie, wcześniej utworzona przez wietrzenie Kotlina Jeleniogórska nadal istniała jedynie w postaci kopalnej. Wypełniały ją masy zwietrzeliny. Rzeki, mające tę wietrzelinę uprzątnąć przybliżały się dopiero poprzez erozję wsteczną.

W Sudetach, dolny miocen upłynął jako faza wyrównawcza. Jej efektem są najprawdopodobniej zrównania występujące obecnie na poziomie około 600 m. Kontynuowane były procesy wietrzeniowe w strefie Kotliny Jeleniogórskiej, będącej nadal formą „kopalną”. Rzeki, które miały uprzątnąć zwietrzelinę dopiero przybliżyły się (drogą erozji wstecznej) do tej strefy.

W miocenie środkowym górotwór sudecki został ponownie dźwignięty. Równocześnie z podnoszeniem Sudetów doszło w tym rejonie do erupcji wulkanicznych i wylewów law, głównie bazaltowych. Ruch pionowy górotworu dokonał się wzdłuż uskoków wieku oligoceńskiego. Wówczas to na skutek wzmożenia erozyjnej działalności rzek zapoczątkowane zostało uprzątanie zwietrzelin i uzewnętrznianie się kotlin obszaru jeleniogórskiego. Odwodnienie górotworu cechowało się wówczas dwudzielnością. Sudety wschodnie oddawały wody do zatoki Paratetydy w Kotlinie Raciborskiej. Sudety zachodnie natomiast odwadniane były ku północy. Lokalny dział wodny przebiegał na linii Góry Bardzkie-Ząbkowice-Krapkowice. Zwietrzelina wynoszona z górotworu akumulowana była na przedpolu (Przedsudeciu zarówno na lądzie jak i w zachodnim skrzydle Paratetydy. Morze to zaznaczyło swą obecność także w postaci teras abrazyjnych rozpoznanych na stokach Gór Złotych (470-460 i 370-360 m).

Przedgórze Sudetów nie dźwigało się, lecz poddawane było jedynie deformacjom tektonicznym. Powstały liczne rowy i kotliny, a wśród nich godne odnotowania rowy Nysy i Paczkowa.

Podział fizyczno-geograficzny Karpat - zasadność podziału (wg Kondrackiego)

Karpaty Wschodnie wraz ze Wschodnim Podkarpaciem są częścią Europy Zachodniej.

Stanowią wielką jednostkę regionalną (megaregion), wyróżnioną na podstawie kryteriów geologicznych. Dzieli się ją na 6 prowincji:

zachodniokarpacka;

wschodniokarpacka;

południowokarpacka;

siedmiogrodzka;

wołoska;

panońska.

W granicach Polski znajdują się części dwóch z nich (zach. i wsch.- karpacka ). Obejmują góry i tektoniczne obniżenia po zewnętrznej stronie łuku górskiego. Cały makroregion karpacki zajmuje 580 tys. km2. Same Karpaty - około 210 tys. km2. W granicach Polski znajduje się około 35, 7 tys. km2 (11,1% pow. państwa) z czego: 16,1 tys. Podkarpacie, 19,6 tys. Karpaty.

Karpaty zalicza się do gór geologicznie młodych. ( Ruchy górotwórcze zapoczątkowane u schyłku ery mezozoicznej, a zakończone w trzeciorzędzie). Jednak pomimo geologicznie młodego wieku polska część Karpat jest niska i tylko w Tatrach przekracza 2000 m.

Najwyższe wzniesienie - Gerlach (2655 m n.p.m.) w słowackiej części Tatr.

Zewnętrzna część Karpat Zachodnich i Wschodnich zbudowana jest z fliszu (skały piaskowcowo-łupkowe) podatne na niszczenie i erozje oraz denudację.

W Zewnętrznych Karpatach Zachodnich powstały dwa typy krajobrazu:

gór niskich o krajobrazie wyżyn, zwanych pogórzami (wysokość 500-600 m n.p.m.);

gór średnich (Beskidy) wysokości ponad 1000 m (najwyższa Babia Góra 1725 m n.p.m.).

Centralna część Karpat Zachodnich stanowi odmienną podprowincję o bardziej złożonej budowie geologicznej. Występują tu wyodrębnione dyslokacjami bloki górskie zbudowane ze skał magmowych, metamorficznych i płaszczowinowych pokryw mezozoicznych (wapienie, dolomity) oraz kotliny śródgórskie wypełnione skałami trzeciorzędowymi.

W granicach Polski znajduje się część Tatr oraz śródgórskiej Kotliny Orawsko-Podhalańskiej z pasmem skałek wapiennych. Karpaty otrzymują znacznie większe opady niż otaczające je niziny i wyżyny. Wraz z wysokością obniża się temp. pow. co powoduje piętrowość (roślinna) przy czym liczba tych pięter jest różna: od 2 do 5-ciu (w Tatrach).

Podział Karpat według przyjętego systemu regionalizacji fizyczno-geograficznej w układzie dziesiętnym.

Obszar - Europa Pn.;

Megaregion (podobszar)- 5 Karpaty;

Prowincja - 51 Karpaty Zachodnie z Podkarpaciem;

Podprowincja - 512 Północne Podkarpacie;

513 Zewnętrzne Karpaty Zachodnie;

514 Centralne Karpaty Zachodnie;

Prowincja - 52 Karpaty Wschodnie;

Podprowincja - 521 Podkarpacie Wschodnie;

522 Karpaty Wschodnie;

[Pierwsza cyfra - megaregion, druga cyfra oznacza prowincję fizyczno-geograficzną, trzecia - podprowincję, czwarta (po kropce) - makroregion, piąta - mezoregion, szósta - mikroregion.]

 Północne Podkarpacie (podprowincja) jest przedgórskim rowem tektonicznym wypełnionym osadami morskimi miocenu oddzielającym Karpaty Zachodnie od Wyżyn Polskich.

Znajduje się w zlewisku Bałtyku, częściowo w dorzeczu Odry, ale gł. w dorzeczu Wisły.

Południową granicę stanowi brzeg nasunięcia karpackiego fliszu na miocen . północna - związana z uskokami (częściowo).

Granica między Krakowem a Sandomierzem - zbocze doliny Wisły

Granica z Wyż. Śląsko - Krakowską i Lubelsko-Lwowską - uskoki

W zachodniej części występują dwie kotliny: Ostrawska i Oświęcimska, w skład której wchodzą: Równina Pszczyńska, Dolina Górnej Wisły, Podgórze Wilamowickie.

Pod względem geobotanicznym Północne Podkarpacie należy do działu bałtyckiego, podziału kotlin podgórskich, krainy sandomierskiej.

Podprowincja zajmuje 16000 km2 (5% terytorium Polski ).

 Zewnętrzne Karpaty Zachodnie (podprowincja)

Północny skłon K. Zach. > pogórze o krajobrazie rozciętej erozyjnie wyżyny, wysokości względne między dnem dolin a wierzchowinami dochodzą do 100-150 m, podczas gdy w górach przekraczają 1000 m.

Zróżnicowanie struktur geologicznych i urzeźbienia Zewn. Karpat Zach. pozwoliło wyodrębnić w granicach Polski makroregiony:

Pogórze Zachodniobeskidzkie (513.3.);

Beskidy Zachodnie (513.4.-5.);

Pogórze Środkowobeskidzkie (513.6);

Beskidy Środkowe (Beskid Niski, 513.7), stanowiące człon przejściowy do Beskidów Wschodnich w prowincji Karpat Zach. i Wsch.

Regionalizacja geobotaniczna w taki sam sposób rozgranicza działy Karpat Wsch. i Zach.

Istotne znaczenia mają piętra klimatyczno-roślinne .

Podprowincja zajmuje 16000 km2 (5% terytorium Polski ).

 Centralne Karpaty Zachodnie (podprowincja)

Mają odmienną budowę geologiczną od Karpat Zachodnich. Składają się z izolowanych masywów zbudowanych ze skał magmowych i metamorficznych.

Całe Centralne Karpaty obejmują około 15000 km2 gł. na terytorium Słowacji. W granicach Polski około 1,1 tys. km2 (0,3%(?) terytorium Polski).

Są to części dwóch makroregionów: Obniżenia Orawsko-Podhalańskiego (514.1) i Łańcucha Tatrzańskiego (514.5)

Wschodnie Podkarpacie (podprowincja) > Peredkarpattia

Prawie w całości na Ukrainie. Jest tylko fragment makroregionu Płaskowyżu Sańsko-Dniestrzańskiego (521.1) o powierzchni 0,1 tys. km2

Beskidy Wschodnie ( podprowincja)

Są częścią prowincji Karpat Wschodnich i wraz z Karpatami Mołdawsko-Multańskimi należą do Zewnętrznych Karpat fliszowych, stanowiących przedłużenie Zewnętrznych Karpat Zachodnich.

Trzecią podprowincja Karpat Wschodnich  Wewnętrzne Karpaty Wschodnie (góry pochodzenia wulkanicznego, masywy krystaliczne i metamorficzne). Podprowincja wchodzi w skład Karpat ukraińskich i rumuńskich. W granicach Polski znajduje się część makroregionu Beskidów Lesistych, złożona z 2 mezoregionów (Bieszczady Zachodnie i G. Sanocko-Turczańskie). Maksymalna wysokość 1346 m i ma specyficzny układ pięter klimatyczno-roślinnych: tylko podgórskie do 600 m, dolnoreglowe do 1200 m i bezleśne subalpejskie. Brak górnoreglowego z kosodrzewiną i świerkiem.

Podział fizyczno-geograficzny Sudetów

Podprowincja sudecka obejmuje góry, pogórza i odcięte od nich uskokiem, ale wykazu­jące taką samą budowę geologiczną przedgórze. Wszystkie te jednostki regionalne wchodzą w skład obrzeżenia prowincji Masywu Czeskiego i w granicach Polski obejmują ok. 9,3 tyś.km2 (3% powierzchni kra­ju). Budowa geologiczna Sudetów jest bardzo urozmaicona, składają się bowiem na nią prekambryjskie skały metamorficzne (Góry Sowie, Góry Orlickie, masyw Śnieżnika) sfałdowane skały osadowe z ery paleozoicznej (Góry Kaczawskie, Góry Bardzkie i znaczna część Sudetów Wschod­nich), młodopaleozoiczne intruzje granitowe bloku łużycko-karkonoskiego oraz Ślęży, Strzelina i Strzegomia na Przedgórzu Sudeckim, permskie porfiry i melafiry Gór Kamiennych oraz Wałbrzyskich w Sudetach Środ­kowych, płytowo zalegające kredowe piaskowce Gór Stołowych, wresz­cie trzeciorzędowe bazalty. Rzeźba podprowincji związana jest nie tylko z różną odpornością wymienionych skał przede wszystkim z trzeciorzędowymi dyslokacjami tektonicznymi, które zrównany, stary blok lądowy przekształciły w góry zrębowe o wysokościach od 700 do 1602 m n.p.m., porozdzielane zapadliskowymi lub denudacyjnymi kotli­nami. W granicach Polski wyróżniamy 5 makroregionów, znajdujących swoje przedłużenie częściowo po stronie czeskiej, a w obrębie tych jednostek 30 mezoregionów, co świadczy o bardzo dużym zróżnicowaniu wewnętrznym pod­prowincji.

Sudety (podprowincja) dzielimy się na:

Przedgórze Sudeckie - do oligocenu teren Przedgórza Sudeckiego stanowił jedną całość z blokiem sudeckim, przy czym w przeciwieństwie do samych Sudetów od czasów górnokarbońskich był to stale obszar lądowy. Po wypiętrzeniu zrębów górskich Sudetów pozostał falistą równiną, wzniesioną od 200 do 350 m n.p.m., ale z kilkoma wyższymi twardzielcowymi wzniesieniami, spośród których wyróżnia się wysokością masyw Ślęży (718 m n.p.m.). Poza tymi wzniesieniami, zbudowanymi ze skał krystalicznych, powierzchnię Przed­górza Sudeckiego pokrywają częściowo utwory trzeciorzędowe i czwarto­rzędowe, w szczególności zbliżone do lessu pylaste deluwia, na których rozwinęły się dobre gleby. Dzieli się na 6 mezoregionów:

a) Wzgórza Strzegomskie;

b) Masyw Ślęży;

c) Obniżenie Przedsudeckie;

d) Wzgórza Strzelińskie - silnie rozczłonkowana wyżyna;

e) Obniżenie Otmuchowskie;

f) Przedgórze Paczkowskie.

2. Pogórze Zachodniosudeckie - ciągnie się od okolic Drezna po okolice Wałbrzycha. Od Przedgórza Sudeckiego oddzielone jest usko­kiem. Makroregion ma charakter wyżyny, zbudowanej z różnych formacji skalnych wchodzących w skład górotworu sudeckiego. Wysokości nad poziomem morza wahają się tu w granicach od 200 do ponad 500 m. W granicach Polski w skład Pogórza Zachodniosudeckiego wchodzą 4 mezoregiony:

a) Obniżenie Żytawsko-Zgorzeleckie;

b) Pogórze Izerskie;

c) Pogórze Kaczawskie;

d) Pogórze Bolkowsko-Wałbrzyskie.

3. Sudety Zachodnie - się od Gór Łużyckich na zachodzie po Bramę Lubawską na wschodzie. Budowa geologi­czna tej części Sudetów jest bardzo charakterystyczna: środkową część stanowi wielki batolit granitowy łużycko-karkonoski, otoczony serią mniej lub bardziej zmetamorfizowanych skał paleozoicznych, przy czym na północnej peryferii bloku zachoniosudeckiego występują kaledońskie struktury fałdowe Gór Kaczawskich. Procesy denudacyjne doprowadziły do wypreparowania mniej odpornych części batolitu granitowego, dając początek Kotlinie Jeleniogórskiej, którą otaczają od Zachodu Góry Izerskie, od północy Góry Kaczawskie, od południa Karkonosze, zaś od wschodu Rudawy Janowickie.

a) Góry Izerskie - 4 równoleżnikowe grzbiety;

b) Góry Kaczawskie;

c) Kotlina Jeleniogórska;

d) Karkonosze - najwyższe pasmo Sudetów (Śnieżka 1602);

e) Rudawy Janowickie.

4. Sudety Środkowe - od bramy Lubawskiej do przełęczy kłodzkiej: pod względem geologicznym stanowią nieckę, któ­rej oś przebiega zgodnie z ogólnym kierunkiem Sudetów - z północnego-zachodu na południowy-wschód. Obrzeżenie niecki budują prekambryjskie me­tamorficzne bloki Gór Sowich na północy oraz Gór Orlickich i Bystrzyckich na południu. Na podłożu prekambryjskim zalegają wypełniające nieckę utwory dewonu, karbonu produktywnego i permu, zaś najmłodszą formację przedstawiają kredowe piaskowce ciosowe, z których zbudo­wane jest inwersyjne pasmo Gór Stołowych. Występujące w spodzie niecki mało odporne utwory karbońskie wyłaniają się na jej brzegach, tworząc pasy subsekwentnych obniżeń śródgórskich, do których należy Brama Lubawska i Obniżenie Nowej Rudy. W permie (cechsztynie) nastąpiły wylewy pokładowe i żyłowe porfirów, które jako skały odporne na wietrzenie uformowały twardzielcowe Góry Wałbrzyskie i Kamienne. Wreszcie we wschodniej części Sudetów Środkowych paleozoiczne struktury fałdowe dały początek Górom Bardzkim, zaś trzecio­rzędowe zapadlisko tektoniczne, zwane rowem Nysy, uwarunkowało powstanie Kotliny Kłodzkiej. Większość wymienionych jednostek mezoregionalnych leży w granicach Polski. Sudety "Środkowe są znacznie niższe od Sudetów Zachodnich i Wschod­nich i tylko w niewielu miejscach przekraczają wysokość 1000 m n.p.m.

a) Brama Lubawska;

Góry Wałbrzyskie izolowane na kopuły wznoszące się ponad poziom pogórza Wałbrzyskiego;

c) G. Kamienne - wychodnia potężnej żyły porfirowej, ubóstwo wód;

G. Sowie - zrąb gnejsowy;

G. Bardzkie przez nie ciągnie się przełom nysy Kłodzkiej Zrąb zbudowany ze zlepieńców, łupków i piaskowców;

Obniżenie Nowej Rudy;

Obniżenie Broumowskie;

G. Stołowe - margle i łupki na płycie piaskowca ciosowego;

Pogórze Orlickie;

G. Orlickie - zrąb gnejsowy;

G. Bystrzyckie - na gnejsach i łupkach mikowych leżą dwa płaty piaskowców kredowych;

Kotlina Kłodzka - rów tektoniczny (Rów Nysy ) warstwy kredowe leżą 500 m niżej od otaczających je wzniesień.

5.Sudety Wschodnie - do Polski należy tylko północno-zachodni skłon Sudetów Wschodnich, obejmujący części masywu Śnieżnika, Gór Zło­tych i Gór Opawskich, łącznie zaledwie 737 km2. Budowa geologiczna Sudetów Wschodnich jest odmienna niż dwóch poprzednich części tych gór. Główny blok na wschodzie stanowią tu zrównane fałdy hercenidów, złożone ze skał dewońskich i karbońskich, przy czym południkowy kie­runek tych fałdów jest prawie prostopadły do trzeciorzędowych uskoków, które wypiętrzyły Sudety w postaci dzisiejszej. Zachodnia część Sude­tów Wschodnich, obejmująca najwyższe masywy Śnieżnika i Pradziada, zbudowana jest ze skał metamorficznych - gnejsów i łupków krystali­cznych. Polska część Sudetów Wschodnich stanowi wschodnie obrzeże­nie Kotliny Kłodzkiej, ku której opada uskokowymi krawędziami.

G. Złote;

Śnieżnik - blok gnejsowy (Śnieżnik 1424 m n.p.m.);

G. Opawskie.

Geneza kotlin podkarpackich

(skrypt) Pomiędzy oligocenem a miocenem nastąpiło zdeformowanie Karpat Wewnętrznych wypiętrzenie fliszowych Karpat Zewnętrznych. Morze przesunęło się bardziej na zewnątrz wkraczając częściowo w ląd przedmurza (wał metakarpacki) i dając początek osadom podkarpackiego miocenu. Następne fazy górotwórcze podniosły Karpaty, fałdując je nasuwając na podkarpacki miocen, ale na terenie Polski nie powstał już nowy łańcuch górski, zaś wypiętrzone i zdenudowane przez wody płynące mało odporne osady mioceńskie dały początek podkarpackim kotlinom. Rozwinęły się one zatem w rowie tektonicznym wypełnionym osadami morza mioceńskiego, które ciągnęło się wąską zatoką wzdłuż Karpat w miocenie górnym. Z końcem miocenu bruzda podkarpacka uległa wypiętrzeniu i pochyleniu przy czym w pobliżu czoła nasunięć karpackich utwory mioceńskie zostały sfałdowane. W pliocenie dalsze wypiętrzenie się wału metakarpackiego doprowa­dziło do wcięcia się dolin i wypreparowania kotlin. Zlodowacenie krakowskie wypełniło kotliny masą lodu, wkraczając, jednocześnie na brzeg Karpat. Zlodowacenia krakowskie i środkowopolskie, doprowadziły do zasypania kotlin, które następnie zostały odpreparowane. Kotliny, podkarpackie dzięki swemu położeniu i cechom orograficznym mają pewne cechy, klimatyczne, będące efektem - föhnowym (wiatry). Kotliny narażone są na wylewy rzek karpackich. Do kotlin podkarpackich zaliczamy Kotlinę Oświęcimską i Kotlinę Sandomierską.

(encyklopedia) Kotliny Podkarpackie są mioceńskim zapadliskiem przedgórskim. Zwężenie obniżenia tektonicznego w rejonie Bramy Krakowskiej dzieli je na kotliny: Raciborsko-Oświęcimską na zach. i Sandomierską na wsch. Kotliny wypełnia kilkusetmetrowej miąższo­ści seria morskich osadów mioceńskich, głównie iłów. W ich obrębie zostały wycięte doliny rzeczne, które nadały kotlinom charakter form erozyjnych. Na obsza­rze kotlin występują trzy zespoły form: wysoczyzny, równiny denudacyjne i dna dolin rzecznych. Wysoczyzny są najwyżej wzniesionymi częściami kotlin (240-320 m n.p.m.), których nie rozcięła erozja rzeczna. Występują zarówno na obrzeżu kotlin jako wysoczyzny przykarpackie i przywyżynne oraz w ich częściach środkowych - jako wysoczyzny centralne. Cechują się wyraźnymi stokami i płaskimi wierzcho­winami, które obniżają się schodowe ku dolinom rzecznym. Spłaszczenia te swoją wysokością nawią­zują do poziomu zrównań przydolinnych. Wysoczyzny zbudowane są głównie z iłów mioceńskich, lokalnie przykrytych młodszymi osadami. Występowanie w Kotlinie Oświęcimskiej plioceńskich żwirów rzecz­nych, pochodzących z Karpat, Sudetów i Wyżyny Ślą­skiej, świadczy o jej pierwotnym odwodnieniu do do­rzecza Odry. Z kolei położenie preglacjalnych, kar­packich żwirów rzecznych, w Kotlinie Sandomierskiej od Witowa na Wysoczyźnie Proszowickiej przez Maj­dan, Komorów na Wysoczyźnie Kolbuszowskiej do Wysoczyzny Chyrowskiej, wskazuje na jej odwodnie­nie do Dniestru w tym okresie. W obrębie wysoczyzn występują również osady czwartorzędowe: iły zastoiskowe w Kotlinie Oświęcimskiej, gliny morenowe i utwory glacifluwialne na wysoczyznach przykarpackich Kotliny Sandomierskiej i Golejowskiej, na której w osadach powstały wytopiska po martwym lodzie. Płaskowyż Rybnicki, Głubczycki, dział wilamowicki, Wysoczyzna Proszowicka, wysoczyzny przykarpac­kie przykryte są lessami i utworami lessopodobnymi.

Na obrzeżu wysoczyzn występują równiny denu­dacyjne, zbudowane z glin morenowych i utworów rzeczno-lodowcowych. Wznoszą się nad nimi ostańce wałów morenowych maksymalnego zlodowacenia w okolicach Tarnowa i formy marginalne zlodowacenia Odry między Mikołowem a Żorami. Na obrzeżu Niecki Kozielskiej zachowały się terasy kemowe. Osa­dy zlodowacenia Nidy, położone w Kotlinie Sando­mierskiej 20-60 m powyżej obecnych den dolin, na zach. od Bramy Krakowskiej schodzą poniżej den dolinnych. Jest to efektem wzmożonej akumulacji w Kotlinie Oświęcimskiej, spowodowanej włączeniem tego obszaru do dorzecza Wisły, o wyższej bazie erozyjnej w stosunku do Odry, odwadniającej poprze­dnio tę kotlinę.

Pierwotny przebieg dolin, dostosowany do nachy­lenia powierzchni utworów mioceńskich na pn.-zach. w Kotlinie Raciborsko-Oświęcimskiej, a na pn.-wsch. w Kotlinie Sandomierskiej, zachowały odcinki dolin dolnej Raby, Wisłoki koło Dębicy i Wisłoka koło Rze­szowa. Wiele dolin dostosowało następnie swój bieg do rowów tektonicznych. Linie tektoniczne o kierunku z pn.-zach. na pd.-wsch. wykorzystuje m.in. Odra w przełomach między Kotliną Ostrawy a Niecką Ko­zielską pod Raciborzem, pod Krapkowicami. Wzdłuż uskoków zach.-pn.-zach.-wsch.-pd.-wsch. płynie Wis­ła na odcinku Oświęcim-Zator i w rejonie Bramy Kra­kowskiej. Formą przepływu wód rzeczno-lodowcowych z okresu zlodowacenia Sanu jest w Kotlinie Sandomierskiej rynna podkarpacka, przebiegająca przedpolem Pogórza Karpackiego od Dunajca do Sanu. Jest to jednak forma o starszych założeniach plioceńskich. Jej dno jest częściowo wykorzystywane przez dopływy głównych rzek karpackich.

Geneza krajobrazu nadmorskiego

Pobrzeże Bałtyku leży na zapleczu wałów moren czołowych fazy pomorskiej. Jego obszar, rozszerzający się w ujściowych odcinkach Odry i Wisły, ulega między nimi wyraźnemu zwężeniu. W rzeźbie pobrzeży przeważają wysoczyzny moreny dennej, tworzące Wysoczyznę Białogardzką, Słupską, Elbląską, Kaszubską. Ich płaską powierzchnię urozmaicają wyraźne wzniesienia wałów moren czołowych. Najwyraźniej zaznaczają się one na pobrzeżu zachodnim, gdzie znaczą fazy recesji i postoju lądolodu w obrębie lobu Odry. Należą do nich wały moren spiętrzonych, z zafałdowanymi utworami kredy, oligocenu i miocenu, na wyspach Uznam i Wolin, wzniesieniach Wzgórz Bukowych, Chełmskich, Wału Bobrowickiego, Rowokołu. Spiętrzone wały moren czo­łowych występują również na Wzniesieniu Elbląskim. Na Pobrzeżu Kaszubskim, wysoczyzny rozczłonko­wane przez wody roztopowe występują dziś w postaci kęp: Redłowskiej, Oksywskiej, Swarzewskiej, Ostrowskiej, Puckiej i Lęborskiej.

Na zach. od Wisły odpływ wód roztopowych odby­wał się systemem pradolin kaszubsko-pomorskich. Nie tworzą one jednolitej formy, złożone są z odcinków południkowych i równoleżnikowych, różnego wieku. Odcinek równoleżnikowy, nazywany Pradoliną Redy-Łeby jest formą ciągłą, wąską i krętą. Jest to pradolina marginalna, którą w fazie kaszubskiej spływały wody roztopowe z lobu Wisły. Na zachodzie urywa się ona nad Bałtykiem, na wsch. uchodzi do pięciokrotnie szerszej (5 km) Pradoliny Kaszubskiej złożonej z kilku fragmentów o przebiegu generalnie południkowym. Najstarszym jej odcinkiem jest stara, powstała przed ostatnim zlodowaceniem pradolina Płutnicy. Pozostałe fragmenty pradoliny: terasa oliwsko-sopocka, obniżenie Redłowskie, meander Ka­szubski, Błota Przymorskie, zachowane w postaci zakoli wygiętych ku zach., urywają się nad Zatoką Gdańską. Pradolina ta powstała po wycofaniu czoła lądolodu do Kępy Swarzewskiej. Oprócz wód wysoczyznowych, odprowadzała również wody z dorzecza Pregoły, które odcięły Wysoczyznę Elbląską. Pradoli­na funkcjonowała do stadiału Ławicy Słupskiej. Pod­czas transgresji litorynowej ciągłość pradolin została przerwana, a ich dna zabagnione. Obecnie wykorzy­stywana jest częściowo przez Redę i Łebę, płynące w przeciwnych kierunkach. Fragmenty pradolin, scho­dzące do Bałtyku tworzą typ niskich (wys. 2-3 m n.p.m.), płaskich, zabagnionych wybrzeży, nazywa­nych błotami (Błota Karwieńskie, Bielawskie).

W zamkniętych zagłębieniach końcowych, gdzie odwadnianie przedpola lądolodu było utrudnione, roz­wijały się zastoiska. Największymi z nich były zastoiska szczecińskie i gdańskie. Mniejsze zastoiska po­wstały na wsch. od Wysoczyzny Elbląskiej. Na obsza­rach ich występowania, na Równinie Pyrzyckiej, Nizinie Warmińskiej i Sępopolskiej znajdują się równi­ny iłów i mułków zastoiskowych. Iły zastoiska gdań­skiego zachowały się tylko w postaci wąskich listew na obrzeżu Żuław Wiślanych. Równinę Sępopolską przykrywają sandry z licznymi formami wytopiskowymi. Jedynie zagłębienie końcowe lobu odrzańskiego zachowało się do dziś w klasycznej formie obniżenia, amfiteatralnie otoczonego wałami moren czołowych. Na obrzeżeniu lobu Wisły wały morenowe są porozry­wane i częściowo rozmyte wodami roztopowymi. W dnach zagłębień końcowych lobu Odry i Wisły występują drumliny.

W dzisiejszej rzeźbie obu zagłębień polobowych duże powierzchnie zajmują formy związane z rozwojem odwodnienia pradolinnego i dolinnego w późnym glacjale i holocenie. Równina odrzańska kształtowała się między fazą szczecińską a wolińską. W jej obrębie występuje kilka poziomów terasowych, powiązanych (z terasami pradolin pomorskich i odpływem Odry na północ. Niższe z nich, zatopione w czasie transgresji litorynowej, znajdują się dziś w dnie Zalewu Szczecińskiego (6 m poniżej poziomu morza). Z terasami Odry powiązane są terasy jeziora Dąbie, wypełniającego misę po martwym lodzie. Obecne ujście Odry między Zalewem Szczecińskim a Zatoką Pomorską tworzy zespół wysp i ramion rzecznych: Piany, Świny, Dziwnej. Narastanie wybrzeży i wydm na wyspach zwęża i wydłuża cieśniny. Utrudniona wymiana wód między Zalewem Szczecińskim a Zatoką Pomorską sprzyja piętrzeniu wód morskich, wlewających się w ujściowe odcinki koryt rzecznych i sypaniu delt wstecznych.

Obszar ujściowy Wisły do okresu borealnego kon­serwowany był martwym lodem. Po jego wytopieniu, od okresu litorynowego rozpoczął się proces narastania delty. Delta była sypana w Zalewie Wiślanym, odcina­nym przez tworzącą się równocześnie Mierzeję Wiśla­ną, z którą następnie się połączyła. Odbywało się to poprzez zrastanie ze sobą stożków deltowych, tworzonych przez często zmieniające swoje położenie ramio­na ujściowe. Najwcześniej powstał pd. odcinek delty, następnie rozrastała się ona wzdłuż Motławy, następnie w kierunku Elbląga, Nogatu, a od XIX w. - Leniwki. Dzisiejsze ujście Wisty jest poprowadzone sztucznym przekopem z 1895 r. Obecnie delta rozwija się na zewnątrz mierzei, w Zatoce Gdańskiej. Na obszarze wodnym, odciętym przez wały brzegowe ramion rzecz­nych powstało deltowe jezioro Drużno. Równina delto­wa Żuław Wiślanych tworzy płaską powierzchnię. Zbu­dowana jest z grubej (10-25 m) serii holoceńskich mad oraz namułów powodziowych i utworów biogenicznych. W obrębie tej równiny występują niewielkie wzniesienia dawnych wysp Zatoki Gdańskiej, zbudowanych z utworów plejstoceńskich. Osiadanie mad w wyniku kompre­sji i trwającego od XIV w. osuszania terenu doprowadzi­ło do powstania depresji (do 1,8 m p.p.m.) na ok. 1/3 powierzchni Żuław. Koryto Wisły, położone powyżej równiny zalewowej, ujęte jest w system obwałowań. Są one obok kanałów odwadniających charakterystyczną cechą krajobrazu Żuław.

Geneza krajobrazu młodoglacjalnego

Obszar młodoglacjalny, zajmujący ok. 30% ob­szaru Polski, jest ograniczony na południu skraj­nymi morenami czołowymi ostatniego zlodowace­nia, a na północy sięga do wybrzeża Bałtyku. Rzeźba młodoglacjalna charakteryzuje się przewagą wysoczyzn morenowych o powierzchni pagórkowatej, falistej, rzadziej płaskiej, nad którą wznoszą się zespoły form marginalnych lądolodu oraz w której wycięte są liczne formy wklęsłe w postaci rynien subglacjalnych, szlaków wód roztopowych i dolin. Liczne są także obniżenia wytopiskowe. Właśnie znaczna liczba form wklęsłych zamkniętych oraz obecność jezior są kryterium zasięgu ostatniego zlodowacenia, a zatem rzeźby młodoglacjalnej. Rzeźba młodoglacjalna Polski powstała w ciągu ok. 7-8 tysięcy lat.

Na za­chodzie Polski i w Niemczech zasięg maksymalny ostatniego zlodowacenia jest znacznie wysunięty ku południowi, natomiast na wscho­dzie wszystkie fazy zbiegają się na Pojezierzu Mazurskim.

Znamienną cechą obszaru młodoglacjalnego jest wyraźny układ pasowy rzeźby. Wynika on z sukcesywnie przebiegającej recesji lądolodu, ze zróżnicowania procesów akumulacji oraz z rodzaju deglacjacji związanej bądź z lodem żywym, bądź ze stagnującym i martwym.

O specyfice rzeźby północnej Polski decydują rozległe pradoliny o nieregularnym zary­sie, nierównym spadku i złożonym rozwoju. Pradolinami odpływały na zachód lodowcowe wody roztopowe oraz wody rzek sudeckich i wyżynnych. Poszczególne pradoliny łączą się za pośred­nictwem południkowych, głęboko wciętych dolin przełomowych.

W obrębie obszaru młodoglacjalnego zaznacza się wyraźny podział na trzy równoleżnikowe pasy: wysoczyzny jeziorne, garb pojezierny i niziny nadmorskie.

Wysoczyzny jeziorne rozciągają się pomiędzy granicą ostatniego zlodowacenia na południu a garbem pojeziernym na północy. Przewodnie rysy tego obszaru zawdzię­czają swe powstanie działalności lądolodów i wód roztopowych w fazach: leszczyńskiej i poznańs­kiej. Największy zasięg ostatniego lądolodu wy­znaczają formy marginalne w postaci moren czołowych oraz krawędzi sedymentacyjnych, supraglacjalnych stożków rzeczno-lodowcowych, form martwego lodu. O silnym rozcinaniu tunelami i szczelinami brzeżnej części lądolodu fazy leszczyńskiej świadczy m.in. gęsta sieć rynien na Pojezierzu Sławskim. Obecność wyraźnych ciągów ozowych i kemów świadczy o zaniku lądolodu przez rozpad na płaty martwego lodu. Na wschód od doliny Wisły dawny zasięg lądolodu fazy maksymalnej znaczą pasemka pagórów moren czołowych na wysoczyznach pomiędzy Górznem a Nidzicą i na północnym obrzeżu Wysoczyzny Kolneńskiej. Pomiędzy tymi wysoczyznami ciągi morenowe zostały rozerwane przez wody roztopo­we, które usypały sandr Skrwy oraz sandry: kurpiowski i augustowski.

Na zapleczu skrajnych moren fazy leszczyń­skiej występują rozlegle wysoczyzny wybitnie płaskie (np. równiny: opalenicka i średzka), rza­dziej faliste oraz różnego rodzaju formy wypeł­nienia szczelinowego - wzgórza, stoliwa i terasy kemowe.

Podstawową cechą wysoczyzn jeziornych poło­żonych na południe od szerokiej pradoliny Noteci-Warty jest ich poprzeczne, wielkopromienne sfalowanie, przebiegające NWN-SES. Sfalowanie to jest zgodne z przebiegiem antyklinorium kujawsko-pomorskiego. Kierunek NWN-SES po­wtarza także przetrwały układ dużych dolin rzecznych, przede wszystkim Odry i Warty.

Dobrze wyrażona w rzeźbie strefa marginalna fazy poznańskiej przebiega na Pojezierzu Wiel­kopolskim niemal równoleżnikowo na linii Słubice-Sulęcin-Pniewy-Poznań-Gostyń-Gniezno. Wysokość względna wzniesień morenowych dochodzi do 50-100 m. Przeważają tutaj wzniesienia o budowie spiętrzonej. Lądolód fazy poznańskiej cofał się nierówno­miernie. Na Pojezierzu Wielkopolskim świadczy o tym wiele pasm moren recesyjnych mających układ festonowy. Pomię­dzy nimi występują wysoczyzny faliste z zespołami małych wytopisk i wzniesień kemowych, rozczłonkowane rynnami. Znamiennym rysem rzeźby Kujaw jest ich równinność. Oso­bliwością tego obszaru są niewysokie wzniesienia, zaznaczające się nad małymi wysadami solnymi w Inowrocławiu, Górze i Wapnie. Na przedpolu moren fazy poznańskiej z recesją lądolodu wiążą się rozległe sandry, m.in. sandry: nowotomyski, poznańskie i lubuskie z wyraźnymi stopniami erozyjnymi oraz szczególną odmianą odwróconych kemów.

Położone na bezpośrednim przedpolu moren czołowych fazy pomorskiej wysoczyzny jeziorne mają poniekąd charakter przejściowy. W ich ukształtowaniu ważną rolę odgrywają bowiem szerokie szlaki i doliny sandrowe Myśli, Drawy, Gwdy, Brdy, Wdy i Drwęcy, którymi wody roz­topowe zmierzały na południe do pradoliny Noteci-Warty, a następnie odpływały wspólnie z rze­kami ekstraglacjalnymi na zachód.

Garb pojezierny odznacza się żywą rzeźbą, przeważnie dobrze wyrażonymi ciągami moren czołowych fazy pomorskiej oraz wielką liczbą rynien, świadczących o silnym rozcinaniu tunelami i szczelinami brzeżnej strefy lądolodu. Dwa największe loby: dolnej Odry i dol­nej Wisły, są związane z obniżeniami erozyjno-tektonicznymi. Pomiędzy tymi dwoma lobami, wzdłuż osi starych dolin rzecznych, rozwinęły się mniejsze loby: Regi, Parsęty, Wieprzy i Słupi, czyli lob bytowski. Czoło lądolodu zatem było bardzo ruchliwe. Słaby rozwój lobu Regi, a zwła­szcza lobu mazurskiego, wyjaśniany jest oddzia­ływaniem budowy geologicznej podłoża (w obu przypadkach występują anomalie grawimetrycz­ne) oraz czwartorzędowymi ruchami wznoszący­mi, silniejszymi w obrębie masywu krystalicznego niż w obrębie antyklinorium kujawsko-pomorskiego. Powstanie Wzgórz Szymbarskich i Garbu Lubawskiego jest tłumaczone ich położeniem międzylobalnym. Formy marginalne tworzące garb pojezierny są zróżnicowane. Bezpośrednie zaplecze moreny czołowej składa się bądź z nieregularnych pagó­rów morenowych, bądź z mniej wyraźnych ciągów morenowych, świadczących o oscylacyjnym prze­biegu fazy pomorskiej. Poszczególne odcinki gar­bu pojeziernego odznaczają się różnym rozwinię­ciem form.

Od Krainy Wielkich Jezior Mazurskich w kie­runku wschodnim występują liczne pasemka morenowe wszystkich trzech faz ostatniego zlo­dowacenia; przebiegają w zmiennych kierunkach, a miejscami układają się festonowo, co wskazuje na deglacjację oscylacyjno-lobalną, choć o od­miennym niż na zachodzie rytmie. Na zapleczu małych lobów rozwinęły się równiny akumulacji zastoiskowej, mówiące o utrudnionym odpływie wód roztopowych. Liczne są rozległe zagłębienia po martwym lodzie, wypełnione wodami jezior (np. jezioro Niegocin). Licznie występują także kemy, terasy kemowe, „pazury kemowe" i ozy, które zwykle towarzyszą rynnom. Formy marginalne osiągają do 100 m wysokości względnej, jak w Górach Piłackich lub we Wzgórzach Szeskich. Bywają również typowe moreny czołowe, o wysokości od kilku do kilku­nastu metrów, zbudowane z dużych bloków skal­nych i żwiru.

W pasie nizin nadmorskich zwraca uwagę: l) występowanie rozległych, płaskich lub falistych wysoczyzn morenowych na przemian z ciągami moren czołowych, 2) na zachód od doliny Wisły rozczłonkowanie wyso­czyzn systemem drobnych pradolin pomorskich uchodzących skośnie do Bałtyku oraz słaby roz­wój sandrów, ponieważ wody roztopowe znaj­dowały możliwość odpływu na zachód systemem tychże pradolin, 3) na wschód od doliny Wisły występowanie rozległych równin akumulacji zastoiskowej i płatów moren dennych, przeważnie falistych z rozerwanymi ciągami moren recesyj­nych, 4) udział form związanych z kształtowa­niem niecki Bałtyku.

Geneza krajobrazu wyżyn

Ukształtowanie pasa wyżyn nawiązuje do ukła­du i typu głównych morfostruktur laramijskich obejmujących antyklinoria: śląsko-krakowskie i świętokrzyskie oraz rozdzielającą je struktural­ną nieckę łódzko-miechowską. Wschodni człon pasa wyżyn stanowi niecka brzeżna, czyli ob­niżenie strukturalne między antyklinorium świę­tokrzyskim a platformą wschodnioeuropejską, i jej skraj.

Odsłonięte przez erozję masywy hercyńskie mają rzeźbę bądź gór rusztowych (Góry Święto­krzyskie), bądź niskich pogórzy (południowy skraj Wyżyny Śląskiej i Płaskowyż Sandomierski). Na skłonach masywów hercyńskich, w obrębie łagod­nie pochylonych skał różnego wieku i różnej odporności rozwinęły się progi strukturalne Wy­żyny Śląsko-Krakowskiej i północno-wschodniego przedpola Gór Świętokrzyskich. Krawędzie typu kuestowego występują także w brzeżnych częś­ciach niecek strukturalnych. W osiowych częś­ciach niecek, w których skały wieku kredowego ułożone są na ogół spokojnie, rzeźba jest nato­miast mniej urozmaicona. Przeważają tu szero­kie, często płaskie garby i płaskowyże, tworzące środkową część Niecki Nidziańskiej i Wyżyn Lubelsko-Wołyńskich.

Południową granicą pasa wyżyn są krawędzie oraz zespoły wzniesień zrębowych i obniżeń za­padliskowych, związane z systemami uskoków, które w młócenie oddzielały wał metakarpacki od zapadliska przedkarpackiego. Granica północ­na pasa wyżyn jest słabiej wyrażona w rzeźbie. Urozmaicona rzeźba starszego podłoża zanurza się tu pod grubiejącą ku północy powłokę osadów czwartorzędowych. Rzeźba ma cechy przejściowo­ści między typem rzeźby wyżynnej i nizinnej.

Regionalne odmienności wymienionych typów rzeźby są uwarunkowane przede wszystkim od­pornością skał podłoża i czwartorzędowych po­kryw, rozmiarami przemieszczenia tektonicznego oraz stopniem odgrzebania starych form spod zasypania czwartorzędowego.

Typy krajobrazu wyżyn:

• Krajobraz Lessowy - podstawą jego rozwoju tworzą pylaste, podatne na erozję skały lessowe zawierające oprócz materiału kwarcowego domieszkę węglanu wapnia;

• Krajobraz węglanowy - podstawą jego rozwoju są procesy krasowe, odmiany tego krajobrazu zależą od charakteru skał podłoża, mogą być: marglowe, wapienne, dolomitowe, gipsowe;

• Krajobraz krzemianowy - duży współczynnik odpływu wód, płytko występujące wody gruntowe;

Geneza krajobrazu staroglacjalnego

Obszar staroglacjalny sięga od gór i wyżyn aż do skrajnych moren czołowych, znaczących gra­nicę ostatniego na ziemiach polskich zlodowace­nia. W obszarze tym przeważają formy przeob­rażone przez późniejsze procesy rzeźbotwórcze, choć rysy pierwotnej rzeźby polodowcowej, zwłasz­cza form wypukłych, są nadal czytelne.

W obszarze staroglacjalnym zarysowują się trzy pasy równoleżnikowe.

W obrębie pasa połu­dniowego zaznacza się wyraźny podział na obrzeże o cechach przejściowych i na właściwe równiny staroglacjalne. Na obrzeżu przeważają tereny równinno-pagórkowate lub wzgórzowe różnego pochodzenia ze wzrastającym udziałem równin denudacyjnych, natomiast cechą równin staroglacjalnych jest równinność. Pas południowy cechuje się ubóstwem zamkniętych zagłębień.

Pas środkowy obejmuje silnie wydłużony Wał Trzebnicki. Ku wschodowi strefę marginalną stadiału warty tworzą tereny pagór­kowate i równinno-pagórkowate. Po wewnętrznej stronie łuków morenowych wzdłuż pasa wielkich dolin o różnym założeniu zaznacza się schodowaty układ równin różnego pochodzenia i różnej wyso­kości.

Pas północny ma najbardziej urozmaiconą rzeźbę. Na zróżnicowanie wpływają niskie równiny, miejscami urozmaicone nagromadzeniami pagórów drobno- i wielkopromiennych, rzadziej tereny faliste.

Obszar staroglacjalny, w odróżnieniu od obszaru młodoglacjalnego, cechuje wzrastający udział stoków różnego po­chodzenia i den dolinnych, kosztem obszarów międzydolinnych.

Podobszar objęty stadiałem maksymal­nym zlodowacenia środkowopolskiego jest dwudzielny. W pasie zewnętrznym znaczną rolę odgrywa jeszcze zasypana utworami czwartorzędowymi urozmaicona rzeźba starszego podłoża. Równocześnie dawne wysoczyzny more­nowe i równiny sandrowe, nałożone na elementy rzeźby przedlodowcowej, zostały wyrównane na skutek wypełnienia pierwotnych nierówności utworami mineralnymi i biogenicznymi. W ten sposób powstały rozległe rów­niny denudacyjne. Rzeźba ma cechy przejściowości między rzeźbą typu sudeckiego lub wyżynnego i nizinnego. Starsze podłoże daje znać o sobie spod powłoki osadów plejstoceńskich w postaci sieci dolinnej przystosowanej do struktury (np. na Przedgórzu Sudeckim) oraz drobnych monoklinalnych garbów i ostańcowych wzgórz, których rozmieszczenie odzwierciedla przewodnie rysy struktury podłoża (np. Wzgórza Opoczyńskie). Z płytko zalegającymi pod pokrywą czwartorzę­dową skałami rozpuszczalnymi jest związany rozwój zagłębień krasowych (np. Zapadłe Doły koło Opoczna). Obserwuje się także zmiany sieci dolinnej założonej na powierzchni zasypania z okresu zlodowacenia środkowopolskiego. Ich następstwem są martwe doliny, czyli obniżenia zajęte przez nierozczłonkowane równiny teras nadzalewowych, którym towarzyszą niskie działy wód oraz przełomy epigenetyczne (np. przełom Bobru przez Pogórze Izerskie), przełomy przele­wowe (np. mstowski przełom Warty koło Częs­tochowy), a także terasy kemowe wytworzone między brzegami martwych lodów i stokami wzniesień. W dnach dolin i kotlin tworzących się nad współcześnie pogłębianymi zapadliskami za­chodzi akumulacja osadów biogenicznych (tak dzieje się np. w kotlince opoczyńskiej).

Między stare górotwory i wyżyny klinami sięga Niż Środkowoeuropejski. Wzdłuż doliny środ­kowej Odry rozciąga się Nizina Śląska ze skraw­kiem Nizin Sasko-Łużyckich, a wzdłuż doliny środkowej Wisły - Nizina Południowomazowiecka. Przeważają tu równiny denudacyjne, miejs­cami przeobrażone przez działalność wiatru, a rozcięte przez doliny rzeczne. Ponad równinami wznoszą się nieliczne ostańce zbudowane z ma­teriału morenowego i rzeczno-lodowcowego.

Formy marginalne stadiału warty o lobalnym układzie stanowią wyraźną gra­nicę morfologiczną w obszarze staroglacjalnym. Podobszar ten ma cechy przejściowości między obszarem staroglacjalnym i młodoglacjalnym. Do granicy stadiału warty sięgają przeobrażone rynny podlodowcowe. Miejscami moreny końcowe są dobrze wykształ­cone, przeważają jednak kemy, ozy i formy o mie­szanym pochodzeniu.

W dorzeczu Odry obserwujemy pasowy układ rysów rzeźby. Zewnętrzny pas tworzą ostańcowe wzgórza i pagóry moreny czołowej z misami końcowymi na zapleczu oraz łączące je doliny marginalne stopniowo przekształcane w pradolinę głogowską, następny jest ciąg wzgórz morenowych z monotonną, płaską wysoczyzną na zapleczu i wreszcie kolejna dolina marginalna na bezpośrednim przedpolu skrajnych moren czołowych ostatniego zlodowacenia.

Na zachodzie lądolód stadiału warty pozostawił cienkie piaszczyste i żwirowe pokrywy na stokach wielkich wałów moren czołowych o budowie spięt­rzonej. Struktury glacitektoniczne o znacznych rozmiarach są od tegoż stadiału starsze.

Odmiennie jest wykształcona strefa brzeżna stadiału warty w zasięgu dużego lobu Widawk, gdzie zaznaczają się trzy zespoły form. Zespół zewnętrzny tworzą ciągi kopulastych wzgórz i pagórów moreny czołowej spiętrzonej o łagodnych stokach. Zespół wewnętrzny stano­wią pagórki kemowe, a w zespole środkowym wytworzyły się formy o mieszanym pochodzeniu. To wskazuje, że zanik lądolodu odbywał się początkowo frontalnie, a w dalszym etapie prze­kształcił się w powierzchniowy. Dzięki temu niskie, silnie rozczłonkowane wysoczyzny, two­rzące dno misy końcowej - obecnej Kotliny Szczercowskiej - są urozmaicone ostańcowymi pagórami kemowymi, ozami i płytkimi zagłębie­niami wytopiskowymi zajętymi przez równiny torfowiskowe, a nawet jeziorka.

W dorzeczu Wisły zarysowuje się po­dział na dwa pasy równoleżnikowe. Oddzielają je strefy odpływów marginalnych stadiałów war­ty i wkry, wzdłuż których uformowała się pradolina Pilicy i Wieprza oraz pradolina dolnego Bugu i Wisły (na odcinku od Małkini do Płoc­ka).

W zachodniej części pasa południowego stop­niami wznosi się Wysoczyzną Łódzka (282 m n.p.m.). Znamienna jest obecność spiętrzeń glacitektonicznych w jej północnej strefie krawędziowej. Stok północny jest ponadto urozmaicony gęstą siecią niecek denudacyjnych oraz ostań­cowymi pagórkami i półwyspami odciętymi od powierzchni wysoczyzny.

Na Nizinie Południowopodlaskiej najwyżej wznosi się Wysoczyzna Siedlecka (180-220 m n.p.m.) z rozległymi nieckami wytopiskowymi, włączonymi do dzisiejszej sieci dolin Liwca i Świdra. Świadectwem zmian sieci dolinnej są martwe doliny.

Podobszar objęty stadiałem warty oraz fazami: ciechanowską i Czerwonego Boru cechuje prawie równoleżnikowy przebieg kilku ciągów wzgórz i pagórków moren czoło­wych, występujących na przemian z bezjeziornymi wysoczyznami. Liczne są ślady odpływu na południe wód roztopowych. Zwraca uwagę występowanie dużych niecek wytopiskowych z zespołem kemów i ozów, często na bezpośrednim zapleczu głównych ciągów morenowych. Podobszar ten, obejmujący m.in. działową Wysoczyznę Białostocką, odznacza się świeżością (stromością) form wypukłych i zró­żnicowanym ukształtowaniem wysoczyzn mo­renowych.

Geneza krajobrazu dolin i równin akumulacyjnych

• Dna dolin charakteryzuje płytkie występowanie wód gruntowych i okresowe zalewanie wodami rzecznymi. Jest to siedlisko łęgów i łąk zalewowych. Są to mady . Zajmuje znaczne przestrzenie w dnach pradolin Wisły, Odry, Warty, Noteci, Bugu i Narwi.

• Krajobraz terasowo-wydmowy związany jest z nadzalewowymi terasami rzecznymi zbudowanymi przeważnie z piasków przewianych z wydmy , ale występują również w formie bardziej rozległych równin akumulacyjnych podgórskich, na wyżynach, na sandrach;

• Krajobraz równin akumulacyjnych śródgórskich, zbudowany z żwirów i glin jest górską odmianą poprzedniego.

• Równiny akumulacji rzeczno-jeziornej typu poleskiego na bardzo płaskim nieprzepuszczalnym terenie zalegają płytko wody gruntowe tworząc zarastające jeziora i mokradła. Występuje tylko na Polesiu Lubelskim. W Południowej części na skałach wapiennych rozwijają się formy krasowe w postaci lejów wypełnionych wodą .

Rzeźba młodoglacjalna a staroglacjalna

Rzeźba młodoglacjalna to rzeźba okresu zlodowacenia bałtyckiego, a staroglacjalna wcześniejszych zlodowaceń.

Rola rzeźby przedplejstoceńskiej w rozwoju zlodowaceń na obszarze Polski

W zasadzie przebieg zlodowaceń wymuszała rzeźba. Lądolód wkraczał na istniejącą rzeźbę dopasowując się do niej jednocześnie ją deformując. Często barierą nie do przekroczenia były wzgórza lub góry. Lądolód nigdy nie pokrył Tatr (!) Były tam jedynie lodowce lokalne (górskie) Lądolód zatrzymywał się wcześniej.

Lądolód zlodowacenia Południowopolskiego (krakowskiego) wkraczając na nasze terytorium wykorzystał liczne obniżenia powierzchni. Nie przekroczył Gór Świętokrzyskich - otoczył je a na powierzchni zostały wolne od lodu - nunataki - najwyższe szczyty.

Nie przekroczył też Wyż. Krakowsko-Częstochowskiej. Otoczył ją od wschodu - Lob Nidziański i od zachodu - Lob Śląski.

A centrum i południowe partie Wyż. Krakowsko-Częstochowskiej pozostały wolne od lodu - utworzyła się oaza śródlądowa.

Kotlina Raciborska i Brama Morawska jako tereny obniżone wyznaczały kierunek ruchu lądolodu - lód wkroczył tam wyjątkowo łatwo.

Blok Sudetów stanowił zaporę nie do pokonania

Widać więc że lądolód posuwał się tam, gdzie rzeźba przedplejstoceńska mu to umożliwiała.

W obszarze staroglacjalnym pochód i zanik lądolodów przystosował się do ukształtowania podłoża podlodowcowego. Wielkie loby lodowcowe wkra­czały najpierw do szerokich obniżeń pra-Odry i pra-Wisły, a następnie rozprzestrzeniały się na boki, wykorzystując doliny i obniżenia międzyprogowe, a także obniżenia zapadliskowe. Garby natomiast hamowały ruch lądolodu, np. pra-Wysoczyzna Łódzka rozdzieliła lądolód na dwa mniejsze loby: Widawki i rawski. Nachylenie podłoża przed czołem lądolodu utrudniało odpływ wód roztopowych, dlatego obniżenia przed czołem lądolodu były zasypywane i wyrównywane utworami rzeczno-lodowcowymi i zastoiskowymi. Lód wytapiał się wcześniej nad wzniesieniami podłoża, co pro­wadziło do tworzenia się kemów, ozów i moren ablacyjnych. W obszarze młodoglacjalnym zależ­ność ukształtowania powierzchni dzisiejszej od istniejących wcześniej form terenu jest sporna.

Geneza i typy polskiego brzegu Bałtyku

Wybrzeże Bałtyku stanowi przeobrażoną w wyniku działania morza rzeźbę glacjalną ostatniego zlodowacenia. Osady i formy wieku plejstoceńskiego w holocenie zostały powleczone utworami pochodzenia morskiego, rzecznego, lagunowo-jeziornego, eolicznego lub też ulegały destruktywnej roli fal morskich. Pierwotna, bardzo rozwinięta linia brzegowa została wyrównana. Południowe wybrzeże Bałtyku to kombinacja klifów, mierzei oraz znajdujących siew mniejszości brzegów płaskich o ograniczonej gł. torfowej powierzchni.

Trzy typy genetyczne wybrzeża Bałtyku:

• Klifowe;

• Płaskie;

• Zalewowo-mierzejowe.

Z chwilą transgresji litorynowej rozpoczęła się walka morza z lądem i trwa nadal (np. Trzęsacz).

Powstają liczne zatoki których śladem współcześnie są torfowiska przybrzeżne.

Zaczynają się rozwijać delty rzek, laguny, mierzeje.

Na wybrzeżu Wschodnim wszystkie wysoczyzny morenowe zwane są kępami i są otoczone plażą kamienistą. Procesy neotektoniczne powodują dźwiganie lądu w strefie Łeby. Rozwijające się mierzeje zbudowane zostały z materiału pochodzącego z rozmywanych brzegów klifowych oraz znajdujących się powyżej granicy abrazji przeciętnej fali sztormowej (Ławica Słupska, Odrzańska). Mierzeje narastające w przedłużeniu odcinków klifowych pozamykały dawne zatoki. Powstało szereg jezior przybrzeżnych, a całe wybrzeże zyskało charakter rzeźby złożonej z trzech często zmieniających się typów genetycznych wybrzeży.

Wewnątrz współczesnego wyrównanego wybrzeża znajduje się strefa złożona z dawnych wałów brzegowych, kolejno uformowanych torfowisk, czy odsuniętych obecnie od morza klifów wieku litorynowego i politorynowego .

Antropogenizacja środowiska Polski

Przyglądając się w ogólnym ujęciu działaniu człowieka w środowisku fizycznogeograficznym Polski, wypada zaakcentować zjawisko deforestacji (wylesienia?!).

Człowiek stale zmniejszał lesistość a przede wszystkim niszczył niektóre gat. drzew. Później nastąpił okres gwałtownego zmniejszania obszarów leśnych. Pociągnęło to za sobą dalekosiężne skutki zaznaczające się szczególnie na Kujawach i w Wielkopolsce:

obniżenie poziomu wód gruntowych;

i tak niskich w tym rejonie opadów;

zmniejszenie retencji wody opadowej;

wzrost nieregularności przepływów w rzekach;

wzrost prędkości wiatru (brak przeszkód);

wysuszanie gleb, a więc i ich zmiana struktury);

wzrost erozji gleb.

Poza wylesianiem - wprowadzenie przez człowieka sztucznego zalesiania - głównie monokultura sosnowa. Jednoskładnikowy las charakteryzuje się małą odpornością biologiczną.

Równolegle z wylesianiem zastosowano intensywne melioracje (polegające głównie na odprowadzaniu wody).

Wadliwa melioracja i pogłębianie się deforestacji (wylesiania?!) w zachodniej części niżu polskiego doprowadziło do procesu stepowienia. Efektem tego stało się pojawienie właściwych dla stepów gat. roślin i zwierząt.

Najbardziej niekorzystnym zjawiskiem związanym ze stepowieniem jest zwiększenie nieregularności przepływów rzecznych oraz łatwość odpływów powierzchniowych.

Rośnie również ilość emitowanych zanieczyszczeń do atmosfery oraz ścieków przekazywanych do wód powierzchniowych lub podziemnych.

Stosowanie środków chemicznych owadobójczych i sztucznego nawożenia przeobraża pewne elementy środowiska , jak również żywność taka szkodzi człowiekowi.

Karczowanie lasów i rozwój rolnictwa wzmagają procesy erozji i denudacji gleb na zboczach oraz akumulacji w dolinach, szczególnie dotyczy to pokryw lessowych.

Duże zmiany przynosi eksploatacja surowców min. Wydobycie podziemne powoduje zapadanie się gruntów i powstawanie lejów na powierzchni. Wielkie kamieniołomy prowadzą stopniowo do likwidacji całych wzgórz lub też do powstawania dużych form wklęsłych. Na terenach nizinnych zanikają wydmy, których piasek służy jako mat. budowlany Wybieranie iłów powoduje powstawanie zalanych wodą glinianek. Powstają nowe formy - hałdy hutnicze i kopalniane, zapory wodne, nasypy i wały. Sztuczne zbiorniki zamieniają przebieg procesów erozji i akumulacji w rzekach i stwarzają nowe formy brzegowe.

Zjawiska krasowe w Polsce

Kras - ogół zjawisk związanych z rozpuszczaniem skał przez wodę. Na ziemiach polskich mało jest obszarów o odpowiednich warunkach dla rozwinięcia krasu na większą skalę. Skały podatne na rozpuszczanie: wapienie, dolomity, gipsy, sole.

Największy obszar Krasowy Polski - Wyżyna Krakowsko-Wieluńska .

W wapieniach jurajskich (od dol. Wisły po Częstochowę) zachowało się sporo fragmentów dawniejszych systemów jaskiniowych, a także tworzyło się nieco lejów wypełnionych czasami wodą krasowych jeziorek. Najwięcej jaskiń w okolicach Ojcowa.

Niecka Nidziańska - inny rejon krasowy. W gipsach doliny Nidy występują: leje, zapadliska i płytkie jaskinie.

Góry Świętokrzyskie. Mimo dużego rozpowszechnienia wapieni, nie obfitują w formy krasowe. Jaskinie są zjawiskiem rzadkim. Aczkolwiek jedna z nich (najdłuższa) ma ponad 2 km długości.

Sudety. Wapienie należą do formacji starszych i o zmienionej strukturze ale występuje tutaj stosunkowo dużo jaskiń. Są to niewielkie komory lub korytarze odsłaniane w kamieniołomach marmuru.

Najciekawszy obszar krasowy: północno-zachodnie stoki Tatr - Tatry Zachodnie. Tutaj mamy najdłuższe i najgłębsze jaskinie Polski (długość ponad 10 km, głębokość 776 m)

Powierzchniowe formy krasowe:

żłobki (największe w Wlk. Świstówce w Dolinie Miętusiej);

leje krasowe;

wywierzyska (miejsca w których pojawiają się na powierzchni wody podziemne - lodowe Źródło w dol. Kościeliskiej, Źródło Chochołowskie, Bystrej, Olczyńskie).

Zjawiska krasowe odgrywają dużą rolę w krajobrazie i gospodarce człowieka. Obszary krasowe są obszarami ubogimi i nieurodzajnymi. Występuje tu deficyt wody, która przesiąka w głąb skał, nie zatrzymując się na powierzchni.

---