GEOGRAFIA FIZYCZNA OGÓLNA

Geografia jako nauka

Geografia jako nauka należy do systemu nauk o Ziemi, który tworzy wraz z geologią, geofizyką i geodezją. Wyniki badań uzyskiwane w każdej z tych dziedzin służą rozwojowi pozostałych i wzajemnie się uzupełniają.

Geografia jest nauką badającą powłokę Ziemi, jej przestrzenne zróżnicowanie pod względem przyrodniczym i społeczno-gospodarczym oraz związki zachodzące między środowiskiem geograficznym a działalnością społeczeństw.

Wprowadza się następujący podział nauk geograficznych:

Geografia fizyczna:

hydrografia - nauka o wodach lądowych

oceanografia - nauka o wodach oceanicznych

meteorologia - nauka o pogodzie

klimatologia - nauka o klimacie

geomorfologia - nauka o rzeźbie Ziemi i procesach ją kształtujących

pedologia - nauka o glebach

biogeografia - nauka o rozmieszczeniu życia na Ziemi

paleogeografia - bada i odtwarza warunki geograficzne na powierzchni Ziemi w minionych epokach geologicznych

glacjologia - nauka o lądolodach i lodowcach

geografia matematyczna (astronomiczna) - zajmuje się ruchami Ziemi i ich konsekwencjami, orientacją na Ziemi

Geografia społeczno-ekonomiczna:

geografia osadnictwa

geografia zaludnienia

geografia przemysłu

geografia komunikacji

geografia rolnictwa

geografia turystyki

geografia polityczna

geografia gospodarki przestrzennej

geografia zasobów przyrodniczych

geografia usług

geografia regionalna

Kartografia

Mapa geograficzna i jej elementy

Mapa jest podstawowym źródłem informacji geograficznej. Nauka o mapach, metodach ich sporządzania i wykorzystywania to kartografia.

	Mapa jest rysunkiem przedstawiającym na płaszczyźnie zmniejszony i uogólniony obraz powierzchni Ziemi lub jej części, wykonanym według przyjętych zasad odwzorowania kartograficznego i przy użyciu umownych, symbolicznych znaków umownych.

Mapa tym różni się od planu, że uwzględnia wypukły kształt poziomej powierzchni Ziemi; mapą nie jest globus ani plastyczny model powierzchni (tzw. relief)

Mapa odznacza się następującymi cechami:

jest obrazem wymiernym umożliwiającym pomiar

jest obrazem zmniejszonym a stopień zmniejszenia określa skala (podziałka)

jest obrazem symbolicznym - treść mapy przedstawiana jest za pomocą środków graficznych

jest to obraz uogólniony (zgeneralizowały) - świadomie dokonuje się selekcji treści mapy

Mapa składa się z elementów matematycznych, geograficznych i opisu pozaramkowego:

elementy matematyczne tworzą: odwzorowania matematyczne, skala mapy, punkty geodezyjne

elementy geograficzne mapy to informacje składające się na jej treść przedstawioną za pomocą znaków umownych

opis pozaramkowy uwzględnia przede wszystkim tytuł mapy i jej legendę

Skala jest jednym z zasadniczych elementów mapy. Skala mapy określa stopień zmniejszenia za pomocą stosunku długości na mapie do odpowiadającej jej długości w terenie. Odnosi się ona do wymiarów długości. Jeśli skala wynosi 1: A to stopień zmniejszenia pola wynosi 1 : A2

Na mapie skala może być zapisana jako skala liczbowa np. 1 :100 000 lub jako skala mianowana, np. 1 cm - 1 km bądź skonstruowana jako skala liniowa przedstawiona w postaci prostej linii podzielonej na kilka jednakowych odcinków odpowiadających jednostce miary długości w terenie.

Mapa geograficzna i jej elementy

Mapa jest podstawowym źródłem informacji geograficznej. Nauka o mapach, metodach ich sporządzania i wykorzystywania to kartografia.

Mapa jest rysunkiem przedstawiającym na płaszczyźnie zmniejszony i uogólniony obraz powierzchni Ziemi lub jej części, wykonanym według przyjętych zasad odwzorowania kartograficznego i przy użyciu umownych, symbolicznych znaków umownych.

Mapa tym różni się od planu, że uwzględnia wypukły kształt poziomej powierzchni Ziemi; mapą nie jest globus ani plastyczny model powierzchni (tzw. relief)

Mapa odznacza się następującymi cechami:

jest obrazem wymiernym umożliwiającym pomiar

jest obrazem zmniejszonym a stopień zmniejszenia określa skala (podziałka)

jest obrazem symbolicznym - treść mapy przedstawiana jest za pomocą środków graficznych

jest to obraz uogólniony (zgeneralizowały) - świadomie dokonuje się selekcji treści mapy

Mapa składa się z elementów matematycznych, geograficznych i opisu pozaramkowego:

elementy matematyczne tworzą: odwzorowania matematyczne, skala mapy, punkty geodezyjne

elementy geograficzne mapy to informacje składające się na jej treść przedstawioną za pomocą znaków umownych

opis pozaramkowy uwzględnia przede wszystkim tytuł mapy i jej legendę

Skala jest jednym z zasadniczych elementów mapy. Skala mapy określa stopień zmniejszenia za pomocą stosunku długości na mapie do odpowiadającej jej długości w terenie. Odnosi się ona do wymiarów długości. Jeśli skala wynosi 1: A to stopień zmniejszenia pola wynosi 1 : A2

Na mapie skala może być zapisana jako skala liczbowa np. 1 :100 000 lub jako skala mianowana, np. 1 cm - 1 km bądź skonstruowana jako skala liniowa przedstawiona w postaci prostej linii podzielonej na kilka jednakowych odcinków odpowiadających jednostce miary długości w terenie.

Metody kartograficznego ilustrowania zjawisk

Zjawiska, obiekty i zdarzenia najczęściej przedstawiane są na mapach za pomocą kartograficznych metod, które charakteryzuje poniższy wykaz:

metoda sygnaturowa za pomocą znaków geometrycznych, liter, obrazków, pozwala lokalizować na mapie obiekty ważne, ale tak małe, że nie mogą być pokazane w skali mapy, np. złoża surowców, uprawiane rośliny i hodowane zwierzęta

metoda kropkowa polega na umieszczeniu w miejscach występowania zjawiska kropek, przy czym każdej kropce przyporządkowana jest waga, czyli wartość liczbowa. Zagęszczenie kropek pokazuje intensywność zjawiska. Metoda ta wykorzystywana jest najczęściej do ilustracji rozmieszczenia zaludnienia

metoda powierzchniowa stosowana jest do określania zasięgu danego zjawiska. Linie zasięgu, czyli najdalsze granice, zwykle wyznaczają występowanie rodzajów klimatu, upraw, formacji roślinnych, typów gleb.

metoda izarytmiczna posługuje się izarytmami, czyli izoliniami. Są to linie łączące punkty o tej samej wartości zjawiska. W ten sposób ilustruje się rozkład różnych zjawisk na mapach, np. izobary pokazują rozkład ciśnienia, izohipsy - wysokości, izotermy - wysokości temperatury, izohiety - wielkości opadów, izobaty - głębokości, izohaliny - stopnia zasolenia

metoda kartogramu za pomocą barwy lub szrafu uporządkowanych wg intensywności (od najjaśniejszej do najciemniejszej) przedstawia intensywność zjawiska na danym obszarze - państwa, województwa, powiatu itp.

metoda kartodiagramu za pomocą diagramów umieszczonych na danym obszarze (państwa, województwa, gminy itp.) ilustruje natężenie zjawiska lub jego strukturę. W ten sposób przedstawiana jest wielkość i struktura okręgów przemysłowych, import i eksport, struktura ludności itp.

Miejsce ziemi w układzie słonecznym i we wszechświecie

Miejsce Ziemi we Wszechświecie

Najbliższa Ziemi gwiazda to Słońce - światło z jego powierzchni dociera do nas po 500 s pokonując około 150 mln km (300 tys. km/s * 500 s).

Inne gwiazdy - sąsiadki leżą znacznie dalej - odległość do najbliższej z nich to ponad 4 lata świetlne (1 rok = około 31 mln s; 1 rok świetlny = 31 mln s * 300 tys km/s = około 9460 mld km). Wokół Słońca, w kuli o promieniu około 16 lat świetlnych, znajduje się 30 gwiazd.

Przestrzeń między gwiazdami nie jest całkowicie pusta, bo wypełnia ją rzadki gaz i pył międzygwiazdowy (średnio kilkadziesiąt atomów/cm3).

Gwiezdne sąsiedztwo Słońca jest fragmentem jednego ze znacznie większych zbiorów materii we Wszechświecie. Gwiazdy i materia międzygwiazdowa skupiają się bowiem w galaktykach. Na podstawie wyglądu na zdjęciach wyróżniamy galaktyki:

eliptyczne (o kształcie owalnym),

spiralne (w których świecąca materia, rozciągająca się od jasnego jądra, układa się w kształty przypominające skręcone skrzydła wiatraka, tzw. ramiona),

nieregularne (czyli wszystkie inne).

Galaktyka, w skład której wchodzi Słońce, i której nazwę piszemy dużą literą, jest galaktyką spiralną, liczącą około 200 mld gwiazd. Większość masy Galaktyki skupiona jest w jądrze, które stanowi centrum płaskiego dysku galaktycznego. Ten ostatni tworzą spiralnie skręcone ramiona, w których gromadzą się gwiazdy i gazowo-pyłowa materia międzygwiazdowa. Wokół jądra kuliście, rozciąga się materia wchodząca w skład halo galaktycznego. Jest jej o wiele mniej (tzn. jest znacznie rzadsza) niż w dysku galaktycznym.

Słońce znajduje się praktycznie w środku "grubości" dysku Galaktyki, na skraju jednego z ramion spiralnych, w odległości około 30 tys. lat świetlnych od Centrum (środka jądra) Galaktyki (i około 20 tys. lat świetlnych od jej skraju). Razem z całym Układem Słonecznym obiega Centrum Galaktyki raz na około 220 mln lat (jak Ziemia Słońce raz na rok).

Tak jak gwiazdy skupiają się w galaktyki, tak galaktyki tworzą gromady galaktyk. Przestrzeń między nimi wypełnia niesłychanie rzadka materia międzygalaktyczna (pojedyncze atomy na kilometr sześcienny, w powietrzu mamy około 5*1019 atomów na cm3!).

Ziemia jest jedną z wielu planet, nie zajmuje wyróżnionego miejsca w Układzie Słonecznym; Słońce jest jedną z miliardów gwiazd na uboczu Galaktyki; Galaktyka nie znajduje się w centrum żadnej gromady galaktyk. Miejsce Ziemianina we Wszechświecie jest więc najzupełniej średnie.

Układ Słoneczny

Pod pojęciem Układu Słonecznego rozumiemy Słońce i wszystkie ciała niebieskie, które poruszają się w jego polu grawitacyjnym. Układ Słoneczny powstał ok. 5 mld lat temu z obłoku materii pyłowo-gazowej. Wyróżnia się w nim następujące obiekty: Słońce, planety, księżyce, planetoidy, komety i meteroidy. Oto ich krótka charakterystyka:

Słońce jest gwiazdą i centralnym ciałem Układu. W jego wnętrzu, (jak w każdej gwieździe), zachodzą reakcje jądrowe, dzięki którym Słońce świeci (jak każda gwiazda) światłem własnym. Zbudowane jest głównie z wodoru i helu, które stanowią 99,9% liczby atomów. Resztę stanowią atomy kilkudziesięciu cięższych pierwiastków. Słońce skupia 99,87% masy całego Układu. Ma kształt kuli o średnicy około 109 razy większej od średnicy Ziemi.

Planetą nazywamy obiegające gwiazdę ciało niebieskie, o średnicy ponad 1000 km, wewnątrz którego nie zachodzą reakcje syntezy jądrowej stanowiące źródło energii dla gwiazd.

Planetoidy, zwane też asteroidami lub planetkami, to ciała niebieskie o umownej średnicy od 1 km do 1000 km, często o nieregularnych kształtach, powstałe z rozbicia planety lub z resztek tworzywa Ukłau Słonecznego. Najwięcej ich krąży między orbitami Marsa i Jowisza w pasie planetoid.

Planetka, która obiega większą od siebie planetę, nazywana jest księżycem. Księżyc obiega więc planetę, a z nią Słońce. W Układzie Słonecznym jest 61 księżyców.

Komety są ciałami obiegającymi gwiazdę centralną, przeważnie po wydłużonych orbitach, zbudowanymi głównie z "brudnego" lodu. Ich rozmiary wahają się od 1 do 20 km.

Do meteroidów zaliczamy krążące wokół Słońca małe bryły skał o rozmiarach mniejszych niż kilometr.

W Układzie Słonecznym jest 9 planet. Wszystkie obiegają Słońce w jednym kierunku. Ich orbity, oprócz Merkurego i Plutona, leżą w przybliżeniu w jednej płaszczyźnie. Planety dzielą się na planety ziemiopodobne oraz planety olbrzymie.

Planety ziemiopodobne - Merkury, Wenus, Ziemia, Mars - odznaczają się niewielkimi rozmiarami, dużą gęstością, podobną warstwową budową wewnętrzną i twardą powierzchnią. Każda ma żelazne jądro otoczone płaszczem. Krążą blisko Słońca po ciasno rozmieszczonych orbitach.

Planety olbrzymie - Jowisz, Saturn, Uran i Neptun są wielkie, o małej gęstości, zbudowane głównie z substancji ciekłych i gazowych. Każda z nich ma prawdopodobnie skaliste jądro. Są znacznie oddalone od Słońca i ich orbity dzielą duże odległości.

Pluton jest planetą nietypową - małą, posiadającą twardą powierzchnię (jak ziemiopodobne), ale bardzo oddaloną od Słońca (jak olbrzymie). Charakteryzuje go średnia gęstość. Ma bardzo wydłużoną orbitę leżącą w wyraźnie innej płaszczyźnie niż "średnia" płaszczyzna ruchu innych planet. Ciągle tradycyjnie zaliczany do planet - jest prawdopodobnie największym obiektem w pozaneptunowym, nowo odkrytym pasie lodowych (a nie skalnych) planetoid. Takie bardzo odległe planetoidy odkrywane są lawinowo od 1992 r.

Przestrzeń między ciałami Układu Słonecznego wypełnia międzyplanetarny gaz i pył (około 5 atomów na cm3 w okolicy Ziemi).

Ruch obiegowy Ziemi wokół Słońca i jego następstwa

Ziemia (jak inne planety) dokonuje dwojakiego rodzaju ruchów - ruchu obrotowego wokół własnej osi oraz ruchu obiegowego wokół Słońca. Fakt ten odkrył Mikołaj Kopernik, ogłaszając teorię heliocentryczną. Teoria ta, opisująca ruchy obiegowe wszystkich planet, udoskonalona została przez Johannesa Keplera.

Ruch obiegowy dokonuje się po eliptycznej orbicie wokół Słońca, które nie znajduje się w środku tej elipsy, ale w jednej z jej ognisk. Stąd odległość planet od Słońca zmienia się w czasie ruchu obiegowego. Punkt najbardziej oddalony to aphelium (Ziemia osiąga go ok. 3 lipca gdy oddala się od Słońca na odległość ok. 152 mln km). Miejsce na orbicie, w którym planeta najbardziej zbliża się do Słońca to peryhelium (przez Ziemię osiągane ok. 2 stycznia gdy Ziemia zbliża się do Słońca na odległość 147 mln km).

Ruch obiegowy Ziemi

Planety obiegają Słońce po coraz to bardziej oddalonych od niego orbitach, w następującej kolejności: Merkury, Wenus, Ziemia, Mars, Jowisz, Saturn, Uran, Neptun i Pluton.

Średnia odległość Ziemia - Słońce wynosi 150 mln km.

Jeden pełny obieg Ziemi wokół Słońca trwa 365 dni 5 godzin 48 minut i 49 sekund (rok)

planeta	Okres obiegu wokół Słońca(w latach)	Śr. odl. od Słońca/ śr. odl. Ziemi od Słońca	Odl w jednostkach świetlnych
Merkury	0, 24	0, 38	3 min 10 sek
Wenus	0, 61	0, 72	6 min
Ziemia	1	1	8 min 21 sek
Mars	1, 88	1, 52	12 min 40 sek
Jowisz	11, 86	5, 2	43 min 20 sek
Saturn	29, 46	9,54	1 h 19 min 30 sek
Uran	84, 01	19, 19	2 h 39 min 55 sek
Neptun	164, 79	30, 06	4 h 10 min 30 sek
Pluton	248, 5	39, 53	5 h 29 min 25 sek

Podczas obiegu naszej planety wokół Słońca, oś obrotu Ziemi nachylona jest do płaszczyzny orbity pod kątem 66°34'. Stałe położenie osi ziemskiej w przestrzeni podczas ruchu obiegowego jest przyczyną zmieniającego się w rytmie rocznym oświetlenia i ogrzania powierzchni Ziemi.

21 III i 23 IX promienie słoneczne padają na równiku prostopadle do płaszczyzny horyzontu (Słońce góruje w zenicie). Są to dni równonocy - dzień trwa tak samo długo jak noc. 21 III na półkuli północnej rozpoczyna się astronomiczna wiosna, a 23 IX astronomiczna jesień. Poza kołem podbiegunowym północnym od 21 III do 23 IX występują dni polarne, a na półkuli południowej poza kołem podbiegunowym - noce polarne. Od 23 IX do 21 III sytuacja jest odwrotna - dni polarne występują w strefach podbiegunowych na półkuli południowej, a noce polarne na północy.

21 VI promienie słoneczne padają na zwrotniku Raka prostopadle do płaszczyzny horyzontu. Na półkuli północnej jest to najdłuższy dzień w roku - dzień przesilenia letniego. Data ta rozpoczyna astronomiczne lato na półkuli północnej.

22 XII promienie słoneczne padają na zwrotniku Koziorożca pionowo na płaszczyznę horyzontu. Data ta rozpoczyna astronomiczną zimę dla półkuli północnej. Jest to najkrótszy dzień w roku dla tej półkuli.

Oświetlenie Ziemi w dniach równonocy oraz przesilenia letniego i zimowego

Następstwa ruchu obiegowego Ziemi i nachylenia osi jej obrotu do płaszczyzny orbity:

występowanie stref oświetlenia: strefy międzyzwrotnikowej, dwóch stref umiarkowanych szerokości geograficznych, dwóch stref podbiegunowych, czyli polarnych; w strefie międzyzwrotnikowej Słońce może górować w zenicie (raz w roku - na zwrotnikach; dwa razy na rok gdzie indziej); w strefach polarnych Słońce może być widoczne ponad 24 godziny (dni polarne),

występowanie pór roku, gdyż te same miejsca na Ziemi otrzymują w ciągu roku zmienną ilość ciepła i światła,

zmiany w ciągu roku wysokości Słońca nad horyzontem w momencie górowania,

zmienna długość dnia i nocy w ciągu roku,

zmienne w ciągu roku punkty wschodu i zachodu Słońca na horyzoncie

występowanie stref klimatycznych i podporządkowanych im stref roślinnych i glebowych,

zmieniające się w ciągu roku widoczne gwiazy (stąd gwiazdozbiory letnie i zimowe).

Ruch obrotowy Ziemi i jego skutki

Ruch obrotowy Ziemi dokonuje się wokół jej własnej osi i trwa 23 godziny 56 minut 3,44 sekundy. Okres obrotu Ziemi wokół osi nazywamy dobą. Ruch obrotowy Ziemi, czyli ruch wirowy, dokonuje się z zachodu na wschód, a zatem przeciwnie do pozornego ruchu Słońca (Słońce na niebie przechodzi ze wschodu na zachód, bo Ziemia obraca się z zachodu na wschód).

Następstwa ruchu obrotowego Ziemi wpłynęły na wykształcenie się rytmu zmian w przyrodzie oraz na regulację życia cywilnego ludzi. Do najważniejszych należą:

występowanie dnia i nocy,

widoma wędrówka Słońca i gwiazd po niebie ze wschodu na zachód (stąd np. zmiany wysokości Słońca nad horyzontem obserwowane w ciągu dnia),

spłaszczenie Ziemi na biegunach

powstawanie siły Coriolisa powodującej odchylenia kierunku poruszania się ciał - w prawo na półkuli północnej i w lewo na południowej; podlegają jej m. in.: wiatry, prądy morskie, wody rzek,

konieczność wprowadzenia dobowej rachuby czasu, stref czasowych i związanej z nimi granicy zmiany daty.

Współrzędne geograficzne

Położenie danego punktu na

powierzchni Ziemi określa się za pomocą współrzędnych

geograficznych - szerokości i długości geograficznej.

Obliczanie wartości współrzędnych geograficznych

umożliwiają południki i równoleżniki.

Obie współrzędne - szerokość

i długość geograficzna są kątami i wyrażamy je w mierze

kątowej - w stopniach, minutach i sekundach.

Szerokość geograficzna jest

kątem zawartym między płaszczyzną równika a promieniem Ziemi

przechodzącym przez dany punkt na jej powierzchni. Na północ

od równika liczy się szerokość geograficzną północną, a

na południe - południową. Wartość kąta szerokości

geograficznej wynosi od 0° na równiku do 90° na biegunie. Oznaczamy ją jako N - północną i S - południową.

Długość geograficzna

jest kątem zawartym między półpłaszczyznami południka

początkowego (0°) i południka przechodzącego przez określony punkt na powierzchni Ziemi. Południk 0° ustalony został uchwałą Międzynarodowej Unii Geograficznej w 1911 roku wybrano ten, który przechodził przez główny teleskop w obserwatorium astronomicznym w Greenwich w Londynie. Określa się względem niego długość geograficzną.

Szerokość i długość geograficzna

Na zachód od południka

początkowego, czyli zerowego, liczy się długość

geograficzną zachodnią W, na wschód - wschodnią E. Kąt

długości geograficznej wynosi od 0° do 180°.

Szerokość i długość

geograficzna są w bezpośrednim związku ze zjawiskami

astronomicznymi. Od szerokości geograficznej zależy między innymi możliwy kąt padania promieni słonecznych, a więc i inne zjawiska z tym związane; z długością geograficzną wiąże się zmiana czasu lokalnego.

Za pomocą południków i równoleżników określamy jednoznacznie położenie danego punktu na Ziemi, możemy także obliczać rozciągłość równoleżnikową i rozciągłość południkową.

Różnica szerokości geograficznej skrajnych punktów obszaru to rozciągłość południkowa, a różnica długości geograficznej skrajnie położonych punktów - rozciągłość równoleżnikowa.

Kształt i rozmiary Ziemi

Ziemia zbliżona jest swoim

kształtem do kuli. W rzeczywistości Ziemia nie jest idealną

kulą, ale nieregularną bryłą, której kształt nazwano geoidą.

Geoida zbliżona jest kształtem do elipsoidy obrotowej, bryły powstałej przez obrót elipsy wokół jej osi. Odchylenie geoidy od elipsoidy ziemskiej tylko gdzieniegdzie przekracza 100 m.

Rzeczywisty kształt Ziemi a geoida

Parametry Ziemi:

średni promień: 6371 km,

powierzchnia: 510 mln km2 - w tym lądy 148 mln km2 (29%),

oceany i morza 362 mln km2 (71%)

objętość: 1083 mld km3

masa: 5,973 x 1024 kg

obwód: 40 030 km

jednostopniowy łuk koła

wielkiego: 111,19 km

jednominutowy łuk koła wielkiego: 1853 m. (mila morska)

Ziemia posiada pole magnetyczne. Nie jest ono stałe. Ulega zmianom dobowym, rocznym i wiekowym. Położenie biegunów magnetycznych nie pokrywa się z położeniem biegunów geograficznych. Kąt, o jaki igła magnetyczna kompasu odchyla się od południka geograficznego, nazywa się deklinacją.

Bieguny magnetyczne położone są na Ziemi w punktach o współrzędnych geograficznych (dane z 1987 r.):

- na Grenlandii, na 78° szerokości geograficznej północnej i 105° długości geograficznej

zachodniej

- na Antarktydzie, na 66° szerokości geograficznej południowej i 105° długości geograficznej wschodniej

Na biegunach magnetycznych igła

busoli ustawia się prostopadle do powierzchni Ziemi.

Atmosfera

Skład i budowa atmosfery

Kula ziemska jest otoczona powłoką gazową, nazwaną atmosferą. Jest to mieszanina gazów, o stałym składzie do ok. 100 km od powierzchni Ziemi, nazwana powietrzem. Skład suchego powietrza jest następujący:

Nazwa gazu	% objętości
Azot	78, 08
tlen	20, 95
Argon	0, 93
Dwutlenek węgla	0, 03
Krypton, ksenon, neon, hel, wodór, ozon i inne gazy	0, 01

W powietrzu znajdują się ponadto składniki i domieszki w zmiennej ilości. Jest to para wodna, a także dwutlenek węgla, którego ilość miejscowo może być większa niż normalnie.

W powietrzu znajdują się też zanieczyszczenia, które są zarówno pochodzenia naturalnego (morskie, lądowe, wulkaniczne, roślinne), jak i antropogenicznego (pyły i gazy).

Domieszki zawarte w atmosferze mają bardzo duże znaczenie dla wielu zachodzących tu procesów, np. para wodna chroni kulę ziemską przed nadmiernym wypromieniowaniem ciepła, tworząc tzw. efekt cieplarniany. Do efektu tego przyczynia się także dwutlenek węgla. Znajdujące się w atmosferze pyły stanowią jadra kondensacji, na których skrapla się para wodna, tworząc chmury i mgły. Zanieczyszczenia pyłowe ograniczają dopływ promieniowania słonecznego do powierzchni Ziemi. Pyły i gazy mogą przyczyniać się do powstawania smogu - mieszaniny mgły i dymu ("smog londyński") lub tzw. smogu fotochemicznego, tworzącego się pod wpływem promieniowania słonecznego w powietrzu silnie zanieczyszczonym spalinami z silników samochodowych.

Wraz z wysokością zmienia się w atmosferze temperatura, a powietrze ulega rozrzedzeniu.

Zróżnicowanie cech fizycznych atmosfery

pozwala wyróżnić w niej 5 warstw. Są to:

Troposfera, warstwa przylegająca do powierzchni Ziemi, sięgająca od około 7 km nad biegunami do 17-18 km

nad równikiem. Odznacza się ona spadkiem temperatury i

wilgotności wraz z wysokością, co następuje wraz z oddalaniem

się od głównych źródeł ciepła i wilgoci, jakimi są dla

atmosfery powierzchnie lądowe i wodne Ziemi. Temperatura spada tu średnio o 0,6°C na każde 100 m i na górnej granicy

troposfery nad obszarami międzyzwrotnikowymi wynosi około -70 - -80°C.

Stratosfera, sięgająca do około 50 - 55 km, w której w górnej części temperatura powietrza wzrasta do 0°C. Na wysokości 20-30 km występuje ozonosfera, warstwa o podwyższonej zawartości ozonu.

Mezosfera, w której ponownie następuje spadek temperatury do około -80 °C. Warstwa ta sięga do około 85 km wysokości.

Termosfera, warstwa, w której następuje wzrost temperatury do wartości ponad 1000°C. W termosferze pod wpływem promieniowania ultrafioletowego dochodzi do silnej jonizacji gazów. Tę część atmosfery określa się często mianem jonosfery. Występują tu zorze polarne.

Egzosfera, rozciągającą się jeszcze powyżej 600 km. Następuje tu ucieczka gazów atmosferycznych w przestrzeń międzyplanetarną.

Atmosfera stopniowo zanika, nie tworząc granicy z przestrzenią międzyplanetarną.

Budowa atmosfery (wg Rungego)

Temperatura powietrza

Źródłem ciepła na Ziemi jest promieniowanie słoneczne. Powierzchnia Ziemi pochłania je i ogrzewa się, by stać się wtórnym źródłem promieniowania. O temperaturze powietrza, szczególnie w dolnej części atmosfery, decyduje głównie wymiana ciepła z powierzchnią Ziemi.

Średnia temperatura powietrza przy powierzchni Ziemi wynosi 15°C, ale rzeczywista wartość temperatury zmienia się wraz z szerokościa geograficzną. Najwyższa średnia roczna temperatura jest w strefie międzyzwrotnikowej, gdzie wynosi 25-28°C, a najniższa wokół biegunów - północnego około -23°C, południowego około -30°C. W Polsce średnia roczna temperatura wwynosi 6°C.

Najwyższą wartość temperatury na Ziemi (czyli bezwzględne maksimum) zanotowano na półkuli północnej na Pustyni Libijskiej oraz w Dolinie Śmierci w Kalifornii (57°C)

Najniższą wartość temperatury na Ziemi (czyli bezwzględne minimum) zanotowano w rejonie bieguna południowego. Według najnowszych źródeł wynosi ona -91,5°C. Na półkuli północnej najniższą wartość zarejestrowano na obszarze Jakucji, między Leną a Indygirką (poniżej -70°C).

Do najważniejszych czynników warunkujących temperaturę powietrza na Ziemi należą:

szerokość geograficzna - średnia roczna temperatura powietrza wykazuje spadek ze wzrostem szerokości geograficznej, średnio o około 0,6°C na 1° szerokości geograficznej,

wysokość nad poziomem morza - ze wzrostem wysokości temperatura spada średnio o 0,6°C na każde 100 m.,

rozkład lądów i mórz - woda nagrzewa się wolniej niż ląd, wolniej też ciepło oddaje, dlatego nad dużymi obszarami wodnymi zimą jest cieplej niż nad lądami, a latem chłodniej,

prądy morskie - ciepłe ogrzewają powietrze, a zimne ochładzają,

rodzaj podłoża i pokrycie terenu - mają tu znaczenie barwa, właściwości cieplne i wilgotność: powierzchnie jasne (śnieg, piasek) odbijają więcej promieniowania niż ciemne (ugór, drogi); nagi grunt (np. piasek) nagrzewa się silniej niż pokryty roślinnością; suche podłoże nagrzewa się bardziej niż wilgotne itp.,

ekspozycja stoków - na półkuli północnej stoki południowe otrzymujące więcej energii i nagrzewają się szybciej, na półkuli południowej odwrotnie - szybciej nagrzewają się stoki północne.

Na mapach rozkład temperatury powietrza pokazuje się za pomocą izoterm. Należy zwrócić uwagę na spadek ich wartości od równika do bieguna (wpływ szerokości geograficznej), wyginanie się tych linii na granicy lądów i oceanów (wpływ odmiennie nagrzewających się lądów i oceanów) oraz na przesunięcie izotermy 0°C w styczniu na północ poza koło podbiegunowe (tu: wpływ ciepłego prądu Zatokowego).

Ciśnienie atmosferyczne

Ciśnienie atmosferyczne jest wynikiem nacisku masy atmosfery na powierzchnię Ziemi. Ciśnienie maleje wraz z wysokością, gdyż im wyżej od powierzchni Ziemi, tym mniejszy ciężar słupa powietrza. Rozkład ciśnienia na Ziemi uwarunkowany jest nierównomiernym rozkładem temperatury. Nad obszarami ciepłymi, odznaczającymi się wyższą temperaturą, powietrze unosi się ku górze i w dolnej warstwie staje się rzadsze, przez co następuje spadek ciśnienia. Powietrze o niskiej temperaturze jest cięższe, cechuje je wyższe ciśnienie. W atmosferze niskie ciśnienie charakterystyczne jest dla wznoszącego się ciepłego powietrza, a wysokie ciśnienie dla osiadającego powietrza.

W atmosferze mamy więc do czynienia z obszarami o podwyższonym lub obniżonym ciśnieniu. Można to zobaczyć na mapach ciśnienia, na których za pomocą izobar rysuje się układy baryczne.

Układy ciśnienia na półkuli północnej (strzałki oznaczają kierunek ruchu powietrza)

Do głównych układów barycznych należą:

niż - na mapach rozkładu ciśnienia zaznacza go układ zamkniętych izobar z ciśnieniem malejącym do środka

wyż - określa go układ zamkniętych izobar z najwyższą wartością w środku układu

zatoka niskiego ciśnienia - to obszar obniżonego ciśnienia położony między obszarami o ciśnieniu wyższym

klin wysokiego ciśnienia - położony jest pomiędzy obszarami o ciśnieniu niższym

Zagęszczenie izobar na mapie informuje o dużych różnicach ciśnienia. Różnice ciśnienia atmosferycznego wywołują naturalną dążność do jego wyrównania. Tak powstaje wiatr, który jest poziomym ruchem powietrza, wywołanym różnicą ciśnienia i przemieszczającym się od obszarów wysokiego do obszarów niskiego ciśnienia. Wiatr wiejąc odchyla się pod działaniem siły Coriolisa (związanej z ruchem obrotowym kuli ziemskiej), na półkuli północnej na prawo, na półkuli południowej na lewo.

Wiatr, prądy wstępujące i zstępujące tworzą ogólne krążenie powietrza atmosferycznego nad powierzchnią Ziemi, nazywane cyrkulacją atmosfery. Jego przyczyną jest nierównomierny dopływ energii do powierzchni Ziemi, powodujący duże różnice temperatury między równikiem i biegunami. Te wywołują różnice ciśnienia atmosferycznego, uruchamiające przemieszczanie się powietrza. Kierunek ruchu mas powietrznych od wyżu do niżu jest odchylany przez siłę Coriolisa i ostatecznie na kuli ziemskiej wytworzyły się stałe strefy ciśnienia: równikowa bruzda niskiego ciśnienia w szerokościach umiarkowanych oraz wyższe okołobiegunowe. Pomiędzy poszczególnymi strefami ciśnienia ukształtowały się odmienne systemy cyrkulacji atmosferycznej. Na cyrkulację wpływa także rozkład oceanów i kontynentów (nad lądami tworzą się latem niże, a w zimie wyże).

Cyrkulacja powietrza

Stałe i okresowe wiatry na Ziemi

Do stałych wiatrów na Ziemi należą pasaty, wiatry zachodnie w szerokościach umiarkowanych oraz wiatry wschodnie w szerokościach podbiegunowych. Mechanizm powstawania tych wiatrów jest następujący:

pasaty - są to wiatry wiejące od wyżów podzwrotnikowych do równikowej bruzdy niskiego ciśnienia. W strefie równikowej silnie nagrzane powietrze unosi się do góry, co prowadzi do spadku ciśnienia atmosferycznego. Wznoszące się powietrze oziębia się i na wysokości kilkunastu kilometrów rozpływa się w kierunku biegunów, jednak pod działaniem siły Coriolisa przemieszcza się na prawo na półkuli północnej, a na lewo na półkuli południowej, tzm. z zachodu na wschód. Powietrze to osiada w strefach około 30-35° szerokości geograficznej północnej i południowej, prowadząc do powstania tu strefy wyżów. Osiadające w wyżach powietrze rozpływa się - częściowo w stronę niżu równikowego, częściowo ku wyższym szerokościom. Wiatry wiejące od wyżów podzwrotnikowych w stronę równika to pasaty, wiatry NE na półkuli północnej i SE na południowej. Są to wiatry o bardzo dużej stałości kierunku i prędkości 3-6 m/s.

wiatry zachodnie - to wiatry wiejące od wyżów podzwrotnikowych ku wyższym szerokościom geograficznym, skręcające na prawo na półkuli północnej i na lewo na południowej, a więc wiejące z zachodu na wschód. Na półkuli północnej są one silnie zniekształcone przez obecność lądów - powierzchni o większej szorstkości, cieplejszej od wody latem i chłodniejszej zimą. Na półkuli południowej natomiast wiatry te są bardzo regularne i osiągają większe prędkości. Znane są tam jako tzw. “ryczące czterdziestki” oraz “wyjące pięćdziesiątki”.

wiatry wschodnie - wieją od wyżów podbiegunowych w stronę szerokości umiarkowanych. Jest to rozpływ osiadającego nad biegunami chłodnego, ciężkiego powietrza, które pod wpływem siły Coriolisa przemieszcza się ze wschodu na zachód. Na półkuli północnej nad lądami fale tego chłodnego powietrza sięgają czasami daleko na południe: aż do Europy Środkowej i południowych stanów USA.

W górnej troposferze i dolnej stratosferze stwierdzono występowanie tzw. prądów strumieniowych, czyli wiatrów wiejących z prędkością 60-80 m/s, a czasami dochodzącą nawet do 150 m/s. Występują one zwłaszcza nad umiarkowanymi szerokościami geograficznymi.

W strefach kontaktu powietrza o różnych właściwościach tworzy się powierzchnia frontu atmosferycznego. Przy napływie powietrza ciepłego napierającego na chłodną masę mówimy o froncie ciepłym, a przy napływie chłodnego, wypierającego ustępującą masę ciepłego powietrza - o froncie chłodnym.

Zmienne wiatry to sezonowo zmieniające kierunek monsuny, bryzy zmieniające kierunek w cyklu dobowym, podobnie jak wiatry górskie i dolinne.

Fen

Wiatry górskie (na górze) i dolinne (na dole)

Monsuny są wiatrami sezonowymi, dwa razy w roku zmieniającymi kierunek na przeciwny. Przemieszczanie się mas powietrza zachodzi latem znad oceanów w stronę lądów, a zimą odwrotnie - znad lądów w stronę oceanów. Za główną przyczynę powstawania tej cyrkulacji uważa się powstawanie sezonowych ośrodków ciśnienia atmosferycznego nad rozległymi powierzchniami lądowymi: wyżu zimą i niżu latem. Monsun ukształtował się przede wszystkim u wybrzeży Azji Południowo-Wschodniej, Azji Wschodniej, północno-wschodniej Australii i wschodniej Afryce (Somalia), głównie w strefie klimatycznej zwrotnikowej, podzwrotnikowej i w niewielkim zakresie w strefie umiarkowanej.

Kierunki wiania wiatru w Azji Południowej - monsun zimowy (po lewej) i letni (po prawej)

Masy powietrzne i fronty atmosferyczne

Powietrze w troposferze składa się z wielkich objętości (o wymiarach poziomych tysięcy kilometrów) o jednorodnej temperaturze i wilgotności, nazywanych masami powietrznymi. Na kuli ziemskiej wyróżnia się masy powietrzne:

- arktyczne (antarktyczne) -- PA

- polarne -- PP

- zwrotnikowe -- PZ

- równikowe -- PR

Ponadto rozróżnia się powietrze morskie (PAm, PPm i PZm - wilgotne) i kontynentalne (PAk, PPk i PZk - suche), z wyjątkiem równikowego, które wszędzie jest wilgotne. Powietrze morskie latem jest chłodniejsze, a zimą cieplejsze od kontynentalnego.

Masy powietrzne, w wyniku ogólnej cyrkulacji atmosfery, stale przemieszczają się nad kulą ziemską. W wyniku tego masy zmieniają swoje pierwotne właściwości, tj. ulegają transformacji: ogrzewają się lub ochładzają, wzbogacają się w wilgoć lub ją tracą.

Napływające powietrze może być chłodniejsze lub cieplejsze od podłoża.

Powietrze chłodniejsze od podłoża to powietrze chłodne, które od podłoża się ogrzewa. Rozwijają się prądy wznoszące, powstają chmury kłębiaste, mogą wystąpić opady przelotne.

Powietrze cieplejsze od podłoża to powietrze ciepłe, które od podłoża się ochładza. Jeśli powietrze zawiera mało wilgoci, ustala się pogoda bezchmurna, a jeśli jest dostatecznie wilgotne, to powstają niskie chmury warstwowe lub mgły.

Poszczególne typy mas powietrznych są od siebie oddzielone powierzchniami przejściowymi, zwanymi powierzchniami frontowymi. Powierzchnie te są zawsze bardzo silnie pochylone w stronę powietrza chłodniejszego. Linia przecięcia powierzchni frontowej z powierzchnią ziemi nosi nazwę linii frontu. Całość zjawiska to front atmosferyczny.

Rodzaje frontów:

ciepły - kiedy powietrze ciepłe napływa nad ustępujące powietrze chłodne,

chłodny - kiedy powietrze chłodne wciska się pod powietrze ciepłe i wypycha je,

zokludowany - kiedy w wyniku połączenia frontu chłodnego i ciepłego po obu stronach frontu przy powierzchni ziemi jest powietrze chłodne, a powietrze ciepłe jest wyparte do góry.

Przekrój pionowy przez front atmosferyczny: a - ciepły, b - chłodny, c i d - zokludowany o charakterze frontu ciepłego (c) i chłodnego (d)

Każdemu rodzajowi frontu towarzyszą charakterystyczne zmiany pogody.

Front ciepły: przed frontem występuje stopniowy wzrost zachmurzenia, jednostajne opady i spadek ciśnienia atmosferycznego, a po przejściu wzrost temperatury, stabilizacja ciśnienia i rozpogodzenie.

Front chłodny: tuż przed frontem następuje rozwój zachmurzenia z opadami przelotnymi deszczu lub śniegu, niekiedy z burzą, a po przejściu frontu spadek temperatury i wzrost ciśnienia atmosferycznego, później rozpogodzenie.

Front zokludowany: szeroka strefa zachmurzenia występuje przed i za frontem, z nią związane są długotrwałe opady; przed frontem spadek, a za frontem wzrost ciśnienia, temperatura praktycznie się nie zmienia.

Fronty zawsze związane są z niżami. W rzeczywistości niże powstają na frontach dzielących różne typy mas powietrznych, w wyniku zafalowania linii frontu.

Powstawanie i ewolucja cyklonu w umiarkowanych szerokościach geograficznych (na półkuli północnej)

Fala powstała na linii frontu pogłębia się i powstaje rozległy wir - cyklon, w środku którego ciśnienie atmosferyczne szybko spada. Cyklony takie powstają w umiarkowanych szerokościach geograficznych, gdzie przemieszczają się z zachodu na wschód.

Opady atmosferyczne

Opady atmosferyczne to spadająca z chmur na powierzchnię Ziemi woda w postaci ciekłej lub stałej jako deszcz, śnieg, grad, krupy. Wielkość opadów mierzy się wysokością warstwy spadłej wody w milimetrach. Opady atmosferyczne są elementem obiegu wody w układzie: Ziemia (parowanie wody) - atmosfera (kondensacja pary wodnej, powstawanie chmur) - Ziemia (powrót wody na Ziemię w postaci opadów i osadów). Parowanie obejmuje ogólnie przemianę wody, polegającą na przejściu ze stanu ciekłego w gazowy. Tak woda przedostaje się do atmosfery. W powstawaniu opadów istotne jest przejście wody ze stanu gazowego w płynny, co nazywamy kondensacją pary wodnej, czyli skropleniem. Do skroplenia potrzebne są jądra kondensacji. Są to najczęściej higroskopijne cząstki soli morskiej, przedostające się do atmosfery z powierzchni oceanów i mórz. Chmury są skupieniem produktów kondensacji (kropli wody i kryształków lodu) w atmosferze. Jeśli krople wody lub kryształki lodu osiągną tak duże rozmiary, że nie mogą się utrzymać w stanie zawieszonym - wypadają z chmur głównie w postaci deszczu lub śniegu.

Produktami kondensacji pary wodnej zawartej w powietrzu są także mgły i osady (rosa, szron, sadź, gołoledź).

Rozkład opadów na Ziemi jest nierównomierny. Wpływa na to kilka czynników:

szerokość geograficzna - wraz z jej wzrostem opady maleją, ponieważ ze spadkiem temperatury zmniejsza się zawartość pary wodnej w atmosferze. Spadek ilości opadów nie jest jednak równomierny, ponieważ w strefach niskiego ciśnienia (równikowa, umiarkowana) opady są wyższe, a w strefach wysokiego ciśnienia (podzwrotnikowa, okołobiegunowa) - niższe,

oddalenie od oceanów - w miarę oddalania od oceanu opady zwykle maleją, ale istotne znaczenie ma też przeważający kierunek cyrkulacji: od strony napływu wilgotnych mas powietrznych opady są wyższe, natromiast od strony przeważającej cyrkulacji znad lądu nawet bezpośrednio na wybrzeżu opady mogą być bardzo skąpe,

wysokość nad poziomem morza - wraz ze wzrostem wysokości opady zwiększają się, lecz tylko do pewnej wysokości (wyżej tzw. inwersja opadowa),

rzeźba terenu - wpływa poprzez ekspozycję zboczy: wystawione na napływ wilgotnych mas powietrznych otzrymują znaczne ilości opadów, a po stronie przeciwnej powstaje tzw. cień opadowy,

prądy morskie - prądy ciepłe sprzyjają wzrostowi opadów, zimne natomiast ich zmniejszeniu.

Największe ilości opadów na świecie spadają w Czerrapundżi, w indyjskiej prowincji Assam - średnio 11 000 mm w ciągu roku.

Ogólnie biorąc, na Ziemi najwięcej opadów przypada na strefę klimatyczną równikową między 10° szerokości geograficznej N i 10° szerokości geograficznej S, gdzie występują deszcze związane z wstępującymi silnymi ruchami mas powietrza. Opady wynoszą tu około 2000 mm i więcej w ciągu roku.

W stronę zwrotników opady maleją, osiągając minimum w strefie wyżów podzwrotnikowych, nie przekraczają tu 250 mm. W szerokościach umiarkowanych opady wzrastają do 500-1000 mm, po czym znowu maleją ku biegunom, gdzie wynoszą poniżej 250 mm.

Na Ziemi opady odznaczają się także zróżnicowanym przebiegiem w ciągu roku. Wyróżnia się tu typy:

równikowy - opady całoroczne z dwoma maksimami w okresach równonocy,

zwrotnikowy - z porą deszczową w okresie najwyższego położenia Słońca, trwającą kilka miesięcy. W strefie wyżów zwrotnikowych występują pustynie, gdzie opady występują rzadko lub jest całkowity ich brak,

typ monsunów zwrotnikowych - pora deszczowa latem i sucha zimą

podzwrotnikowy - z minimum opadów w okresie lata i z opadami głównie w chłodnej porze roku

kontynentalny umiarkowanych szerokości - niewielkie opady całoroczne z maksimum w okresie lata i minimum zimą,

morski umiarkowanych szerokości - opady całoroczne z przewagą zimowych

polarny - bardzo niskie opady całoroczne

Czynniki geograficzne klimatu

Klimat każdego miejsca i obszaru zależy od łącznego wpływu różnych czynników geograficznych. Są to:

szerokość geograficzna - wiąze się z nią ilość energii słonecznej dopływającej do powierzchni Ziemi, uwarunkowana wysokością Słońca nad horyzontem w południe oraz długością dnia, a w konsekwencji zróżnicowanie temperatury powietrza; wraz z szerokością geograficzną zmieniają się układy ciśnienia atmosferycznego i kierunek cyrkulacji, co wraz ze zróżnicowaniem temperatury warunkuje strefowy rozkład klimatów na kuli ziemskiej;

rozkład lądów i mórz - ląd i morze w różnym tempie nagrzewają się i oddają ciepło, a także w różnym stopniu stanowią źródło pary wodnej, jaka może ulec wyparowaniu z podłoża. W wyniku tego klimat kontynentalny odznacza się ciepłym latem i chłodną (często mroźną) zimą, małym zachmurzeniem i niskimi opadami (z maksimum w lecie), podczas gdy w klimacie morskim lata i zimy są łagodne, duża wilgotność powietrza, duże zachmurzenie i wysokie opady w ciągu całego roku;

wysokość nad poziomem morza - wraz ze wzrostem wysokości spada ciśnienie i temperatura, wzrasta wilgotność powietrza powietrza, zachmurzenie i opady, w wyniku czego w górach występują piętra klimatyczne;

rzeźba terenu - nachylenie zboczy w stosunku do stron świata warunkuje ilość dopływającego promieniowania słonecznego; wystawa zboczy na napływ wilgotnych mas powietrznych wpływa na zwiększenie ilości opadów, podczas gdy na zboczach zawietrznych powstaje tzw. cień opadowy. W dolinach i kotlinach tworzą się zastoiska chłodnego powietrza (inwersje temperatury). W dolinach rozwijają się systemy cyrkulacji lokalnych;

prądy morskie - wpływają na temperaturę powietrza w swoim sąsiedztwie: prądy ciepłe działają ocieplająco, prądy chłodne ochładzająco. Prądy ciepłe sprzyjają wzrostowi ilości opadów, prądy chłodne - ich zmniejszeniu;

pokrycie terenu - szata roślinna, pokrywa śnieżna, zabudowa terenu wpływają na klimat obszarów, na których występują - głównie w skali lokalnej.

Na klimat wpływa ponadto działalność człowieka. Zmiany pokrycia terenu, zanieczyszczenia powietrza i dopływ ciepła ze sztucznych źródeł wpływają silnie na klimat lokalny tych obszarów, na powstawanie kwaśnych deszczów, tzw. dziury ozonowej i inne.

Spośród podanych czynników jedynie szerokość geograficzna ma charakter strefowy, pozostałe czynniki natomiast tę strefowość zakłócają. Dlatego na tej samej szerokości geograficznej występują w różnych obszarach klimaty bardzo się od siebie różniące.

Strefy klimatyczne na Ziemi

Klimat jest to typowy przebieg pogody nad jakimś obszarem, ustalony na podstawie wieloletnich obserwacji. W celu poznania różnorodności klimatów, a także prawidłowości w ich rozmieszczeniu na kuli ziemskiej, opracowano podziały klimatów. W Polsce najczęściej stosowany jest podział (regionalizacja) klimatów autorstwa W. Okołowicza. Regionalizacja ta jest nzamieszczona w szkolnych atlasach geograficznych. W regionalizacji tej wyróżniono na każdej półkuli pięć stref klimatycznych, a wobrębie stref wydzielono typy klimatu, różniące się temperaturą, ilością opadów i ich przebiegiem w ciągu roku.

Strefy klimatyczne:

I Strefa klimatów równikowych - strefę tę charakteryzuje wysoka - powyżej 20°C - średnia temperatura we wszystkich miesiącach. Roczna amplituda temperatury jest niewielka, do kilku stopni, np. na oceanach 1-2°C, na lądach z reguły do 5°C. Opady są najwyższe przy zenitalnym położeniu Słońca. Pory roku wyznacza przebieg opadów w ciągu roku. Blisko równika brak jest wyraźnej pory deszczowej, rozkład opadów w ciągu roku jest równomierny, jedynie przy zenitalnym położeniu Słońca jest ich wzrost. W miarę oddalania się od równika ilość opadów maleje. Pojawia się pora sucha - coraz dłuższa w miarę oddalania się od równika.

II Strefa klimatów zwrotnikowych - temperatura w najchłodniejszym miesiącu wysoka - od około 20°C do 10°C. Charakterystyczne jest w tej strefie występowanie temperatury wyższej niż w pozostałych strefach oraz duże amplitudy dobowe temperatury. Klimat ten występuje na obszarach wokół zwrotników, gdzie obecność stałych wyżów i związany z nimi zstępujący ruch powietrza ogranicza opady. Jest to najbardziej pustynna i sucha strefa klimatyczna Ziemi. Wyjątkiem jest klimat zwrotnikowy monsunowy, gdzie opady są wysokie w letniej porze roku.

III Strefa klimatów podzwrotnikowych - jedną z cech różniących klimat podzwrotnikowy od zwrotnikowego jest spadek temperatury w zimie poniżej 10°C, a nawet poniżej 0°C, zwłaszcza w klimatach kontynentalnych. Możliwy jest więc opad śniegu, nie zalegający jednak na nizinach trwałą pokrywą. Latem temperatura jest wysoka. Opady w tej strefie występują głównie w porze zimowej, z wyjątkiem obszarów monsunowych, gdzie są to obfite opady letnie.

Właściwy tej strefie jest klimat śródziemnomorski, czyli podzwrotnikowy morski. W tej odmianie lato jest gorące i suche, zima łagodna, z temperaturą średnio około 10 °C. Wykształcił się on głównie w basenie Morza Śródziemnego, ale zbliżona temperatura i opady są również m. in. w Kalifornii, na południowym skraju Afryki, na południu Australii.

IV Strefa klimatów umiarkowanych - strefa ta występuje w dwóch odmianach - ciepłej i chłodnej. W odmianie ciepłej temperatura w trzech miesiącach letnich przekracza 15°C, a w chłodnej temperatura w dwóch miesiącach letnich waha się od 10 do 15°C, przy czym w klimatach kontynentalnych może osiągać nawet więcej. Opady nie ograniczają się do jednej pory roku - w klimatach morskich są całoroczne, z przewagą na jesieni i w zimie, a w lądowych, przejściowych i monsunowych dominują latem. Tę strefę klimatyczną cechuje duża różnorodność typów klimatu - od morskich i przejściowych do lądowych, monsunowych i pustynnych. Zróżnicowane warunki termiczne w ciągu roku pozwalają wyróżnić co najmniej cztery pory roku (w klimatach przejściowych wyróżnia się ich sześć). Różnice temperatury w lecie i w zimie powodują duże amplitudy roczne - w głębi kontynentów sięgają one powyżej 45°C.

V Strefa klimatów okołobiegunowych - temperatura w najcieplejszym miesiącu nie przekracza 10°C w klimacie subpolarnym, a w polarnym jest niższa od 0°C. Opady, z przewagą śnieżnych, są pod względem ilości porównywalne z opadami na gorących pustyniach - wynoszą około 250 mm i mniej w ciągu roku.

Strefa ta odznacza się silnym niedostatkiem oświetlenia, zwłaszcza podczas długiej nocy polarnej.

Najsurowsze warunki klimatyczne w tej strefie ma Antarktyda.

Uwzględnione w charakterystyce temperatura powietrza, opady, wraz z typowymi w danej strefie klimatycznej wiatrami są to elementy klimatu. Ich wartości, przebieg w ciągu roku są następstwem oddziaływania zespołu przyczyn, nazywanych czynnikami geograficznymi. Zależności elementów klimatu od czynników geograficznych nazywamy prawidłowościami klimatycznymi. Oto podstawowe prawidłowości klimatyczne na Ziemi:

wraz ze wzrostem wysokości n.p.m. temperatura powietrza spada średnio o 0,6°C na 100 m wysokości.

średnia roczna temperatura powietrza wykazuje spadek wraz ze wzrostem szerokości geograficznej o około 0,6°C na 1 stopień szerokości geograficznej

obszary leżące bliżej oceanów otrzymują większe sumy opadów niż obszary w głębi kontynentów

w lecie temperatura powietrza nad morzami jest niższa niż nad lądami, w zimie odwrotnie: nad morzami jest znacznie wyższa niż nad lądami

ciepły prąd morski płynący w pobliżu lądu powoduje wzrost ilości opadów na lądzie, zimny prąd zmniejsza ilość opadów na lądzie

w strefie równikowej deszcze padają w ciągu całego roku, zaznacza się jednak ich szczególne natężenie w okresach po zenitalnym górowaniu Słońca

w górach roczne sumy opadów są większe niż na nizinach i wzrastają do pułapu chmur deszczonośnych. Powyżej opady maleją, co nazywamy inwersją opadową.

Hydrosfera

Obieg wody w przyrodzie

Hydrosfera jest wodną powłoką Ziemi przenikającą atmosferę i skorupę ziemską. Obejmuje wody występujące w przyrodzie w postaci gazowej, ciekłej i stałej. Hydrosferę stanowią: oceany, morza, jeziora, rzeki, bagna, pokrywa śnieżna, lodowce kontynentalne (lądolody), lodowce górskie, lód gruntowy (trwała marzłoć), wody podziemne oraz para wodna występująca w atmosferze (w troposferze) i skorupie ziemskiej.

Hydrosfera pokrywa 70,8% powierzchni Ziemi w postaci wód otwartych i 2,5% powierzchni w postaci lodowców. Cechuje ją stałość zapasów wodnych (ok. 1,3 mld km3). Gromadzi ona głównie wody słone. Wody słodkie stanowią jedynie 2,5% objętości hydrosfery; najwięcej wód słodkich magazynują lodowce (69% wody słodkiej hydrosfery) i wody podziemne (30%).

Energia cieplna Słońca oraz siła ciężkości sprawiają, że wody hydrosfery są w ruchu; woda przemieszcza się ciągle między atmosferą, hydrosferą i litosferą w strefie obejmującej ok. 0,8 km litosfery do ok. 16 km atmosfery. Obieg wody w przyrodzie jest nazywany cyklem hydrologicznym. Dzieki energii cieplnej Słońca woda paruje, dostarczając wilgoci do tworzenia chmur, a w konsekwencji opadów atmosferycznych. Głównym źródłem dopływu wilgoci do atmosfery są oceany; z ogólnej sumy opadów prawie 80% trafia bezpośrednio do ocenów i mórz, a tylko 20% na kontynenty. Ta woda, która w postaci opadów trafia na kontynenty częściowo wyparowuje z powierzchni lądów z powrotem do atmosfery, część jej spływa po powierzchni dając odpływ powierzchniowy w postaci rzek do mórz, część natomiast wsiąka do gruntu i przenika do wód podziemnych dając odpływ podziemny ku różnym naturalnym odbiornikom wody (źródła, bagna, rzeki, jeziora, morza). Część wód opadowych w postaci śniegu, lodu i lodowców (górskich i kontynentalnych) jest zatrzymywana (retencjonowana) na powierzchni i okresowo jest wyłączona z obiegu. W każdym ogniwie obiegu cząsteczka wody przynajmniej dwa razy zmienia stan skupienia: z fazy gazowej w ciekłą lub stałą i z powrotem w gazową.

Zamknięty cykl krążenia wody między oceanem, atmosferą i kontynentem nosi nazwę dużego obiegu wody; krążenie wody pomiędzy atmosferą i kontynentem lub atmosferą i oceanem jest nazywane małym obiegiem wody.

W cyklu hydrologicznym wyróżnia się:

fazę atmosferyczną (obejmuje: parowanie wody, przenoszenie pary wodnej w atmosferze i jej kondensację),

fazę lądową (obejmuje: opad atmosferyczny, odpływ powierzchniowy, wsiąkanie, odpływ podziemny i różne formy retencji wody).

Obieg wody w przyrodzie można opisać za pomocą bilansu wodnego, czyli równania wyrażającego ilościowo zależność między elementami krążenia wody w przyrodzie, przez porównanie ilości wody zasilającej obszar (przychód wody) i ubywającej z niego (rozchód wody). Bilans wodny dotyczy zawsze określonego obszaru (zlewni, dorzecza, zlewiska, kontynentu, globu ziemskiego) i czasu (np. roku hydrologicznego, wielolecia).

Wody krążące w przyrodzie w ogólnej swej masie pozostają bez zmian, co oznacza, że cykl hydrologiczny jest zamknięty. Co roku w dużym obiegu wody uczestniczy około 577 tys. km3 wody, co stanowi zaledwie 0,04% zapasów wodnych hydrosfery.

Tempo wymiany wody w poszczególnych ogniwach jej obiegu jest różne. Najszybciej woda wymienia się w atmosferze, bo co 8-10 dni, w rzekach wymina trwa od 12 do 25 dni, w jeziorach średnio 3 lata, wody podziemne ulegają wymianie w tempie od kilku do 5000 lat, wody Oceanu Światowego ulegają wymianie co 3000 lat, woda zmagazynowana w lodowcach co 8000 lat.

Hydrosfera jest tą sferą biosfery, w której powstało życie.

Wody mórz i oceanów

Ocean Światowy, zwany też Wszechoceanem, jest słoną powłoką wodną kuli ziemskiej. Jest to główna część zapasów wodnych hydrosfery obejmująca ogół oceanów i mórz. Zajmuje 71% powierzchni Ziemi (361,3 mln km2), na półkuli pn. 61% pow., na pd. - 81%; magazynuje 1,34 mld km3 wody; średnia głębokość osiąga 3704 m, największa - 11 034 m (w Rowie Mariańskim).

Kontynenty i archipelagi wysp dzielą Oean Światowy na oddzielne, łączące się ze sobą części; według Międzynarodowego Biura Hydrograficznego są to oceany:

Spokojny (Wielki, Pacyfik), największy o pow. 178,7 mln km2 (prawie 50% wód Oceanu Światowego), magazynuje 707,1 mln km3 wody (53% objętości wód Wszechoceanu); średnia głębokość sięga 3957 m, największa 11 034 (w Rowie Mariańskim,

Atlantycki (Atlantyk), zajmuje powierzchnię 91,7 mln km2 (25% powierzchni Oceanu Światowego), magazynuje 330,1 mln km3 wody (25% wód Wszechoceanu), średnia głębokość wynosi 3602 m, największa 9218 m (w Rowie Puerto Rico),

Indyjski, zajnuje powierzchnię 76,2 mln km2 (21% powierzchni Oceanu Światowego), magazynuje 284,6 mln km3 wody (21% wód Wszechoceanu), średnia głębokość wynosi 3736 m, największa 7450 m (w Rowie Jawajskim), zlewisko 20,7 mln km2 (15,3% powierzchni kontyne

Lodowaty Północny (Arktyczny); najmniejszy o powierzchnię 14,7 mln km2 (4% powierzchni Oceanu Światowego), magazynuje 18,0 mln km3 wody (1% wód Wszechoceanu), średnia głębokość 1225 m, największa 5527 m (w strefie pęknięć Nansena).

Każdy z oceanów ma swoistą budowę geologiczną i geomorfologiczną, samodzielny system prądów morskich i cyrkulacji wód oraz własny ustrój hydrobiologiczny. Granice między nimi są umowne.

Wody Oceanu Światowego obejmują także morza, zatoki i cieśniny.

Morze jest wyodrębnioną część oceanu, zwykle przylegającą do kontynentu, oddzieloną od otwartych wód oceanicznych łańcuchami wysp, półwyspami lub podwodnymi progami, utrudniającymi wymianę wód głębinowych.

Morza zajmują ok. 40 mln km2 , co stanowi 11% powierzchni Oceanu Światowego. Ze względu na warunki wymiany wód morskich z wodami oceanicznymi wyróżnia się morza:

przybrzeżne, położone na skrajach wielkich basenów oceanicznych, częściowo lub w całości w zasięgu szelfu kontynentalnego, odznaczające się łatwą wymianą wód z oceanem (np. M. Północne, M. Ochockie);

śródziemne, otoczone przez lądy, połączone z oceanem wąskimi i na ogół płytkimi cieśninami; wśród nich wyróżnia się m. międzykonytynentalne, zazwyczaj duże i głębokie (np. M. Śródziemne, M. Czerwone) i wewnątrzkontynentalne, szelfowe, stosunkowo niewielkie i płytkie (np. M. Bałtyckie, M. Białe);

międzywyspowe (girlandowe, śródwyspowe), oddzielone od wód otwartego oceanu wyspami i archipelagami (np. M. Koralowe, M. Banda).

Ze względu na stopień izolacji od oceanu wydziela się morza:

otwarte, łączące się bezpośrednio z oceanem, szerokie i głębokie przejścia umożliwiają swobodną wymianę ich wód zarówno powierzchniowych jak i głębinowych (np. M. Północne, M. Norweskie, M. Arabskie),

półzamknięte, oddzielone od oceanu wyspami, półwyspami lub wysokimi podwodnymi progami ograniczajacymi swobodną wymianę głębokich wód (np. M. Bałtyckie, M. Czerwone),

zamknięte, izolowane od wód oceanu (np. M. Aralskie, M. Kaspijskie).

Niektóre morza przybrzeżne są nazywane zatokami (np. Zat. Hudsona, Zat. Gwinejska). Morzem nazywa się również wielkie jeziora o znacznym zasoleniu wód (np. M. Kaspijskie, M. Martwe), a także niektóre części otwartych wód oceanicznych, położone niekiedy dość daleko od lądu (np. M. Sargassowe, M. Norweskie).

Geologicznie morza są tworami młodymi; prawie wszystkie (w granicach zbliżonych do dzisiejszych) powstały w trzeciorzędzie, a ostatecznie zostały ukształtowane w czwartorzędzie.

Morza głębokie (tzw. oceaniczne) są pochodzenia tektonicznego, morza płytkie (tzw. kontynentalne) powstały w wyniku zatopienia przez wody oceaniczne brzeżnych części kontynentów. Głębokość mórz jest zróżnicowana; najpłytsze jest M. Azowskie (średnia głęb. 9 m), do najgłębszych należą M. Karaibskie (do 7680 m) i Banda (do 7440 m).

Budowa geologiczna dna oceanu

Skorupa ziemska ma pod Oceanem Światowym odmienną budowę niż w obrębie kontynentów. Osiąga ona grubość 6-7 km i jest zbudowana ze skał osadowych o średniej miąższości 300-500 m (skał tych nie ma na szczytach grzbietów śródoceanicznych), pod którymi występuje kompleks skał krystalicznych; górną część tego kompleksu (grubość 0,7-2 km) tworzą bazalty toleitowe, w górze w postaci law poduszkowych, w dole w postaci zespołu dajkowego, dolną zaś prawdopodobnie gabra hornblendowe, dioryty, diabazy i serpentynity. W pasie grzbietów śródoceanicznych skorupa ziemska jest bardzo ścieśniona i w jej głąb wnika rozgrzana materia górnego płaszcza; w strefach przejściowych (łuki wysp, morza marginalne) natomiast skorupa ziemska jest pogrubiona (w starych łukach nawet do 35 km).

Nowe dno oceanu tworzy się w dolinach ryftowych, stanowiących oś grzbietów śródoceanicznych; strefa subdukcji (niszczenia dna oceanicznego) pokrywa się rowami głębokomorskimi.

Rzeźba dna oceanicznego

Ze względu na złożoną budowę geologiczną i bardzo urozmaiconą rzeźbę w dnie oceanicznym wydziela się:

podwodne obrzeże kontynentalne; zajmuje ono ok. 23% powierzchni dna Oceanu Światowego; obejmuje: szelf, stok i podnóże kontynentalne,

strefę przejściową dna oceanu; zajmuje 8,5% powierzchni dna Oceanu Światowego; obejmuje: baseny morskie, łuki wysp wulkanicznych i rowy oceaniczne,

właściwe dno oceaniczne, tzw. łoże oceanu, zajmujące ok. 69% powierzchni dna Wszechoceanu; są to baseny oceaniczne i grzbiety śródoceaniczne.

Właściwości i ruchy wody morskiej

Wody mórz i oceanów stanowią 96,5% ogólnej ilości wód występujących w hydrosferze (ok. 1338 mln km3). Mają one słonawo-gorzki smak i szczególny zapach. Skład procentowy głównych soli rozpuszczonych w tej wodzie jest względnie stały, różna jest tylko ich koncentracja. 99% masy soli oceanicznych stanowią sole sześciu pierwiastków: chloru, sodu, siarki, magnezu, wapnia i potasu. Średnie zasolenie wód powierzchniowych Oceanu Światowego wynosi ok. 35‰ i waha się od 33‰ do 37‰.

Zasolenie wód ceanicznych obniżają: dopływ rzeczny, opady atmosferczne, topniejące lody i dopływ mniej słonych wód z sąsiedniego akwenu. Zasolenie wód podnoszą: intensywne parowanie z powierzchni oceanu, tworzenie lodów oraz dopływ bardziej słonych wód przynoszonych przez prądy morskie.

Ilość soli w wodach Oceanu Światowego szacuje się na 46,5×1015t; w wymianie z lądem i atmosferą bierze udział tylko 5×109t soli, pozostała ilość soli jest zawarta w wodach oceanu.

Z zawartością soli i stałością składu chemicznego wód oceanicznych są związane ich właściwości fizyczne i dynamiczne.

Głównym źródłem ciepła powierzchniowej warstwy wód Oceanu Światowego jest (podobnie jak w przypadku atmosfery i lądów) promieniowanie słoneczne, mniejsze znaczenie mają: ciepło wód lądowych, ciepło opadów atmosferycznych (cieplejsze niż powierzchniowa warstwa wody na obszarze ich występowania), ciepło uzyskane na drodze wymiany wód (prądy).

Wody Wszechoceanu dzięki dużej pojemności cieplnej pochłaniają rocznie ok. 80% promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni Ziemi, z tego około 80% jest zużywane na parowanie, pozotała część ogrzewa powierzchniową warstwę wody. Ocean Światowy magazynuje ok. 76×1022 kcal (10 cm warstwa wód oceanicznych zawiera 4 razy więcej ciepła niż cała atmosfera). Mimo to, wody oceaniczne w całej swej masie są chłodne (średnia temperatura +3,8°C). Ciepło gromadzi się w oceanach w rejonach zwrotnikowych, jest oddawane w szerokościach umiarkowanych i polarnych, co wpływa na złagodzenie klimatu tych obszarów.

Średnia roczna temperatura wód powierzchniowych Oceanu Światowego wynosi +17,4°C (na półkuli pn. +19,2°C, na pd. +16°C); roczne amplitudy temperatury dochodzą w strefie zwrotnikowej do 2,6°C, w średnich szerokościach geograficznych do 4-8°C.

Wraz z głębokością temperatura wody w oceanie obniża się, z wyjątkiem obszarów arktycznych, gdzie wzrasta. Do głębokości ok. 100 m warstwa wody dzięki dobremu wymieszaniu jest mniej więcej jednorodna termicznie, poniżej 100 m do głębokości 1000-1200 m temperatura wody gwałtownie spada (środek termokliny przypada zwykle w pobliżu izotermy 8-10°C i leży na głębokości 500-1000 m); poniżej 1500 m temperatura wody jest prawie stała.

Około 6% powierzchni Oceanu Światowego pokrywają lody, głównie morskie (lód polarny, lód stały, kra lodowa). Stale występują one w Oceanie Lodowatym Północnym i wokół Antarktydy, sezonowo w morzach i zatokach w umiarkowanych szerokościach geograficznych.

Wody Oceanu Światowego są w ciągłym ruchu; są to ruchy rytmiczne (falowanie), stałe (prądy morskie) i okresowe (pływy).

Falowanie jest specyficznym rodzajem ruchu cząsteczek wody związanym z siłą ciężkości, lepkością wody, a także jej sprężystością. Są to ruchy rytmiczne, powodujące wahania poziomu ocenów i mórz, którym nie towarzyszy przemieszczanie się wody. Ze względu na siły, które wywołują falowanie powtające fale morskie dzielimy na:

wiatrowe, powstają wskutek oddziaływania wiatru na powierzchnię morza;

baryczne, związane ze zmianami ciśnienia atmosferycznego na powierzchni oceanu;

pływowe, wywołane przez siły pływotwórcze Księżyca i Słońca,

sejsmiczne (tsunami), powstałe podczas trzęsień dna morskiego i przy wybuchach wulkanów,

okrętowe, powstające przy ruchu ciał stałych w wodzie

Wszystkie fale, które istnieją w wyniku działania sił zewnętrznych są falami wymuszonymi, natomiast te, które utrzymują się po ustaniu działania tych sił są falami swobodnymi (np. rozkołys, sejsze).

Ze względu na miejsce występowania wyróżnia się fale:

powierzchniowe, powstają na powierzchni mórz i oceanów,

wewnętrzne, powstające wewnątrz masy wód oceanicznych na powierzchni rozdzielającej warstwy o różnej gęstości

Parametrami fali morskiej są: wysokość, długość, okres (częstość), prędkość, stromość. Jeżeli głębokość wody przekracza 1/2 długości fali, fale morskie przemieszczają się jako fale głębokowodne (krótkie) z prędkością wprost proporcjonalną do długości fali (np. fale wiatrowe na otwartym oceanie). Jeżeli warunek ten nie jest spełniony poruszają się one jako fale płytkowodne (długie) z prędkością wprost proporcjonalną do głębokości wody (np. fale sejsmiczne, fale pływowe, fale wiatrowe w płytkich obszarach przybrzeżnych). Gdy zostanie zachwiana proporcja między wysokością fali a jej długością powstaje fala przybojowa, tzw. kipiel.

Pływy są największymi i najbardziej regularnymi ruchami okresowymi wód oceanicznych, objawiającymi się rytmicznym wznoszeniem i opadaniem poziomu morza. Są one wywołane przyciąganiem Kiężyca i Słońca oddziaływującym na morza i oceany, przy czym siła pływotwórcza Księżyca jest dwukrotnie większa od siły pływotwórczej Słońca.

Na pływy składają się rytmiczne zmiany pionowe zwierciadła wody (przypływ i odpływ) oraz przesunięcia poziome mas wodnych, będące skutkiem pływu i nazywane prądami pływowymi.

Rytm pływów składa się z przypływu, gdy poziom morza podnosi się (okres podnoszenia się wody to czas trwania przypływu) i odpływu, gdy opada (okres opadania wód to czas trwania odpływu). Różnicę między maskymalnym stanem przypływu i minimalnym stanem odpływu nazywamy wielkością pływu lub skokiem pływu.

Powstawanie przypływu; 1 - siła przyciągania skierowana do Księżyca, 2 - siła odśrodkowa skierowana do Księżyca, MZ - masa Ziemi, mK - masa Księżyca, Z - zenit, N - nadir

Natężenie pływów jest zmienne. Przypływ osiąga swoje maksimum wówczas, dy siły pływotwórcze Księżyca i Słońca sumują się, co występuje w czasie pełni i nowiu Księżyca (środki Ziemi, Księżyca i Słońca znajdują się na jednej prostej). Jest to tzw. przypływ syzygijny; wysokość jego wynosi 1,46, jeśli za 1 przyjmiemy wysokość fali wywołanej wyłącznie działaniem Księżyca. Najmniejszą wartość osiąga on wówczas, gdy przypływ wywołany działaniem Księżyca przypada na odpływ wywołany działaniem Słońca (Księżyc i Słońce są ustawione względem Ziemi tak, że tworzą z nią dwie prostopadłe). Jest to tzw. przypływ kwadraturowy; wysokość jego wynosi 0,54, jeśli za 1 przyjmiemy wysokość fali wywołanej wyłącznie działaniem Księżyca. W okresach pośrednich między kwadraturami a syzygiami wysokość fali przypływowej wokół równika zmienia się od 0,54 do 1,46. Podobnie jest i na obszarze między równikiem a obszarami biegunowymi (tu zachodzi stały odpływ), gdzie pływy osiagają swoje maksima w czasie syzygiów, a minima w czasie kwadratur.

Położenie Ziemi, Księżyca i Słońca w czasie przypływów syzygijnych (A, B) i przypływu kwadraturowego (C)

Na pełnym oceanie wysokości fal pływowych nie są duże, rzędu 60-70 cm, w zamkniętych i półzamkniętych morzach i zatokach ich wysokości są jeszcze mniejsze, rzędu kilku centymetrów. Największe wysokości fal pływowych, dochodzące nawet do 19,6 m (Zatoka Fundy u wybrzeży Kanady), są obserwowane na szelfie kontynentalnym w otwartych zatokach, cieśninach i estuariach.

Pływy mają duże znaczenie dla żeglugi, zwłaszcza w strefie brzegowej, budownictwa nadmorskiego, nawet dla energetyki (elektrownie pływowe, np. we Francji, w zatoce St. Malo u ujścia rzeki Rance).

Prądy morskie są postępowymi ruchami mas wodnych w morzach i oceanach, związanymi z przenoszeniem znacznych ilości wód na duże odległości w określonym czasie. Warstwa wody objęta tymi ruchami ma stosunkowo niewielką szerokość i miąższość w porównaniu z jej długością.

Prądy mortskie są jednym z podstawowych czynników pobudzających cyrkulację wód w Oceanie Światowym. Powstają one pod wpływem:

ciśnienia powietrza i tarcia powietrza o powierzchnię oceanu,

różnic w gęstości wody wywołanych zmianami temperatury i zasolenia,

różnic w wysokości poziomu zwierciadła wody w sąsiadujących częściach oceanu,

siły przyciągania Księżyca i Słońca

Na charakter ruchu mas wody oddziaływuje także siła Coriolisa, powodująca odchylenie prądów, oraz siły tarcia hamujące i deformujące ruch. Wpływ na prądy morskie wywiera także rozkład lądów i mórz, zarysy kontynentów i rzeźba dna oceanu.

Ze względu na przyczyny powstania wyróznia się prądy morskie:

wiatrowe (dryfowe), powstają wskutek tarcia o powierzchnie mórz i ocenów poruszajacych się mas powietrza oraz parcia wiatru na dowietrzne zbocza fal; prąd morski wywołany wiatrami stałymi (pasaty), wiatrami sezonowymi (monsuny) lub wiatrami zdecydowanie przeważającymi (np. wiatry zach. w strefie umiarkowanej, czy wsch. w strefie polarnej) jest nazywany prądem dryfowym, w odróżnieniu od prądu morskiego wywołanego wiatrami krótkotrwałymi - prądu wiatrowego; prądy dryfowe występują w powierzchniowej warstwie wody (wyjątek stanowią prądy morskie Zatokowy i Kuro-Siwo); prowadzą one do nachylenia poziomu morza i wystąpienia gradientu cisnienia, przez co wzbudzają prądy głębinowe w rejonach przybrzeżnych;

grawitacyjno-gradientowe, są wywołane zmianami cisnienia atmosferycznego nad morzami i oceanami (w obszarze podwyższonego ciśnienia prowadzą do obniżania poziomu morza, w obszarze obniżonego ciśnienia - do podniesienia poziomu); powstają też wskutek dopływu wód rzecznych, opadów atmosferycznych, parowania, dopływu wód z innego akwenu lub odpływu wód, a także na skutek różnic temperatury i zasolenia wody (są to gł. prądy podpowierzchniowe i głębinowe); są to też prądy o charakterze wtórnym, dążące do wyrównania poziomu morza bez względu na przyczynę, która wywołała zakłócenie równowagi hydroststycznej,

pływowe, ruchy wód okresowo zmieniające kierunek i prędkość, powstające w związku z przesuwaniem się fal pływowych; szczególnie silne prądy pływowe są obserwowane w obszarach przybrzeżnych, gdzie obejmują całą masę wody (do dna); im dalej od brzegów tym są słabsze

W zależności od różnic temperatury wód niesionych prądem morskim i temperatury wód otaczających wyróżnia się prądy ciepłe i zimne.

Według kierunku, w którym porusza się woda morska wyróżnia sie prądy morskie poziome i pionowe; te ostatnie mogą być zstępujące lub wstępujące. Szczególnym rodzajem prądów wstępujących wywołanych wiatrem są upwellingi; wzbudzane stałymi wiatrami prądy powierzchniowe powodują odpływ wód powierzchniowych, a na ich miejsce napływają wody głębsze. Upwellingi występują głównie w strefie równikowej (stałe, rozbieżnie wiejące pasaty wzbudzają upwelling równikowy,) i wzdłuż zach. wybrzeży kontynentów na obu półkulach, np. z Prądem Peruwiańskim jest związany życiodajny upwelling przybrzeżny. Strefy upwellingu są najbardziej produktywnymi obszarami oceanu światowego.

Prądy morskie rzadko są wywołane jedną przyczyną; zwykle powstają pod wpływem działania kilku sił, których rola w ich formowaniu jest różna (np. Prąd Zatokowy jest jednocześnie prądem gęstościowym, dryfowym i spływowym).

Prądy morskie odgrywaja ważną rolę w kształtowaniu mas wodnych oceanu; zakłócają strefowość w rozkładzie temperatury (anomalie dodatnie są związane z przenoszeniem przez p.m. ciepłych wód od równika ku biegunom, anomalie ujemne - z przenoszeniem zimnych wód od biegunów ku równikowi); wpływają na zasolenie, zawartość tlenu, barwę, przezroczystość mas wodnych, mają ogromny wpływ na rozwój procesów biologicznych oraz rozwój świata roślinnego i zwierzęcego mórz i oceanów; wpływają także na kształtowanie brzegów mórz, tworzenie się ławic na dnie płytkich akwenów, na przemieszczanie się lodów (dryf).

Globalna cyrkulacja wód w Oceanie Światowym jest wzbudzana przez nierównomierny rozkład energii słonecznej na powierzchni Ziemi oraz plantarną wymianę energii; różnice w ilości ciepła otrzymywanego w niskich i wysokich szerokościach geograficznych prowadzą do tworzenia się atmosferycznych i morskich prądów gęstościowych. Pod wpływem cyrkulacji atmosferycznej powstają prądy dryfowe i wiatrowe, które łączą się z prądami grawitacyjno-gradientowymi i okresowymi prądami pływowymi. Prądy te pobudzają cyrkulację wód w oceanie.

Szczególną rolę w cyrkulacji wód oceanicznych odgrywa zanurzanie się wód powierzchniowych (występuje w strefach zbieżności prądów) i wznoszenia się wód głębinowych (w strefach rozbieżności prądów).

Cyrkulacja powierzchniowa, obejmująca warstwę wód do głęb. 200-500 m, jest wbudzana przez pasaty i wiatry zachodnie, w Oceanie Indyjskim dodatkowo przez wiatry monsunowe. Pasaty, wprawiając w ruch masy wodne między zwrotnikami, wzbudzają prądy przyrównikowe, występujące we wszystkich oceanach, które płyną równolegle do równika ze wschodu na zachód. Wiatry zachodnie, wiejące w średnich szerokościach geogr., wzbudzają ruch wody w kierunku wschodnim. Wiatry wschodnie wiejące w strefie okołobiegunowej wymuszają ruch wody, w kierunku zgodnym z ruchem wskazówek zegara.

Wraz ze wzrostem głębokości intensywność krążenia wód w oceanicznych maleje i coraz większą rolę zaczynają odgrywać prądy o charakterze termohalicznym. Systemy powierzchniowej cyrkulacji wód wraz z głębokością słabną i rozpadają się na oddzielne wiry. Jedynie w równikowym systemie cyrkulacji wód w miarę wzrostu głębokości intensywność krążenia wód nasila się.

Wody Oceanu Światowego mają na ogół statyczne poziome uwarstwienie, co utrudnia ich cyrkulację pionową. Jedynymi obszarami, gdzie może zachodzić cyrkulacja termohalinowa są wyższe szerokości geogr.; tu powierzchniowe wody mogą opadać w stronę dna oceanicznego, a wody głębinowe podnosić się ku powierzchni.

Rzeki

Ogólnym określeniem powierzchniowych wód płynących w formie skoncentrowanej pod wpływem siły ciężkości korytem naturalnym lub sztucznym, o określonym obszarze zasilania są cieki. Do cieków naturalnych zaliczamy: strugi, strumyki, potoki oraz rzeki; do cieków sztucznych: rowy i kanały otwarte.

Każdy ciek ma określony obszar zasilania (powierzchniowy i podziemny), ograniczony działem wodnym (tj. linią rozdzielającą kierunki odpływu wód do różnych cieków), czyli dorzecze.

Rzeka jest takim naturalnym ciekiem, który powstał z połączenia potoków (strumieni, strug) lub wypływa z czoła lodowca, jeziora, źródła (wywierzyska), rzadziej z obszaru zabagnionego, jest zasilany powierzchniowo i podziemnie wodą z opadów spadłych w jego dorzeczu, ma ukształtowane w wyniku działania jego siły erozyjnej koryto, którym płynie pod wpływem siły grawitacyjnej.

Rzeki tworzą się na ogół przy opadach rocznych nie mniejszych niż 200-300 mm w strefie klimatycznej umiarkowanej, 400-500 mm w strefie podzwrotnikowej, 700-1000 mm w strefie równikowej.

Ze względu na ciągłość zasilania wyróżnia się rzeki:

stale płynące, tj. prowadzące wodę przez cały rok, związane z obszarami, na których opady przewyższają parowanie;

okresowe, prowadzące wodę okresowo ale regularnie, związane z obszarami, gdzie wystepują pory roku sucha i deszczowa;

epizodyczne, prowadzące wodę sporadycznie i nieregularnie, występujace na obszarach suchych, gdzie opady są niewielkie, a woda w korycie płynie rzadko i bardzo krótko

W zależności od długości rzeki i wielkości jej dorzecza wydziela się rzeki:

małe (długość 100-200 km, powierzchnia dorzecza 1-10 tys. km2),

średnie (dł. 200-500 km, pow. dorzecza 10-100 tys. km2),

duże (dł. 500-2500 km, pow. dorzecza 0,1-1 mln. km2),

wielkie (dł. ponad 2500 km, pow. dorzecza ponad 1 mln. km2)

Ze względu na charakter środowiska fizycznogeograficznego dorzecza oraz morfologię doliny wyróżnia się rzeki:

górskie (wyżynne), o głębokich dolinach, wąskich korytach (często z progami i wodospadami) i dużym spadku (jest to stosunek różnicy wysokości między dwoma rozpatrywanymi pumktami wzdłuż biegu rzeki do odległości między tymi punktami), np. Soła, Poprad, Dunajec;

równinne (nizinne), o szerokich dolinach, krętych korytach (często dzielących sie na odnogi) i niewielkim spadku, np. Narew, Warta;

jeziorne, wypływające z jezior lub przepływające przez jeziora, np. Pisa, Łyna, Grwęca, Brda;

bagienne, przepływające przez bagna lub odwadniające obszary bagienne (np. Biebrza);

krasowe, zasilane wodami podziemnymi na obszarach krasowych (ginące w ponorach i wypływające w wywierzyskach)

Przy średnich i niskich stanach wody rzeka płynie wyłącznie korytem, podczas wezbrań - łożyskiem (korytem i tarasem zalewowym). Koryto rzeki jest wyraźnie wcięte w podłoże, w jego ukształtowaniu główną rolę odgrywa nurt rzeczny. Kształt koryta zależy od wielkości przepływu (tj. objętości wody przepływającej przez określony przekrój poprzeczny cieku w jednostce czasu), ilości i jakości rumowsika rzecznego (jest to materiał stały i rozpuszczony transportowany przez rzekę) oraz materiału budującego jego dno i brzegi.

Wody rzeki wykonują pracę:

erozyjną (żłobią koryto w głąb, czego efektem są doliny w kształcie litery V, i wszerz, dzięki czemu powstają zakola oraz meandry i czego efektem są doliny u-kształtne);

transportową (przenoszą znaczne ilości materiału wyerodowanego w łożysku rzeki głównej i jej dopływów oraz spłukiwanego ze zboczy doliny);

akumulacyjną (osadzają niesiony materiał na odcinkach, gdzie rzeka płynie wolniej i gdzie zmniejsza się jej siła transportowa)

Uwzględniając kształt biegu koryt wyróżnia się odcinki rzeki:

o biegu prostym, z reguły prowadzone sztucznie,

o biegu krętym, mające jedno małokręte koryto, w którym bystrza (miejsca płytsze) i plosa (głęboczki) występują na przemian w mniej lub bardziej regularnych odstępach,

meandrujące, bardzo kręte, składające się z wielu meandrów i brodów; zakola przesuwają się stopniowo i tylko od czasu do czasu zostają odcięte, tworząc starorzecza,

roztokowe (warkoczowe); w obrębie łożyska rzeka płynie kilkoma płytkimi korytami na przemian łączącymi się i rozdzielającymi, między którymi występują liczne mielizny i wyspy,

anastomozujące; rzeka ma kilka nieregularnie wijących się głębokich koryt, rozdzielonych stałymi wyspami.

W profilu podłużnym dużych rzek wydziela się charakterystyczne odcinki (biegi):

górny, odznacza się dużym spadkiem, dużą prędkością wody i intensywną erozja wgłębną;

środkowy, tu spadek zwierciadła wody i jej prędkość ulegają zmniejszeniu, maleje erozja denna na rzecz erozji bocznej prowadzącej do powstawania zakoli, dolina staje się szersza;

dolny, spadek zwierciadła wody jest niewielki, ruch wody powolny, rzeka akumuluje transportowany materiał. Bieg rzeki kończy się z nielicznymi wyjątkami (obszary bezodpływowe) jej ujściem do innej rzeki, jeziora lub morza. W biegu dolnym rzek uchodzących do morza wydziela się dodatkowo odcinek ujściowy, znajdujący się pod wpływem cofki morskiej, którym jest albo delta (Wisła, Nil, Wołga, Indus, Missisipi), albo estuarium (Loara, Tamiza, Łaba, Amur, Rzeka św. Wawrzyńca).

Na danym obszarze wszystkie wody płunące tworzą pewien system rzeczny. W systemie tym jeden z cieków uchodzi za rzekę główną. Jest to na ogół ten ciek, który prowadzi najwięcej wody w ciągu roku (jest najzasobniejszy w wodę), bądź jest najdłuższy, lub którego źródła są położone najwyżej, ewentualnie ten, którego kierunek biegu wskazuje, że jest rzeka główną. Kryterium długości cieku nie zawsze jest przestrzegane przy wyborze rzeki głównej w danym systemie rzecznym. Przykładów jest wiele: Bug jest dłuższy od Wisły, Warta od Odry, Missouri jest dłuższa od Missisipi.

Rzeki są zasilane wodami pochodzącymi ze spływu powierzchniowego (okresowo) i dopływu podziemnego (stale). Natężenie przepływu zmienia się z biegiem rzek; na ogół rośnie, niekiedy jednak maleje wskutek wsiąkania w podłoże lub dużego parowania. Zasilanie rzeki zależne od warunków klimatycznych i terenowych warunkuje roczny rytm wezbrań (wysokich przepływów, spowodowanych zwiększonym zasilaniem) i niżówek (niskich przepływów, spowodowanych zmniejszonym zasilaniem lub jego brakiem), który stanowi o ustroju wodnym rzeki. Wyróżnia się rzeki o ustrojach:

prostych, charakteryzujące się jednym wezbraniem i jedną niżówką w ciągu roku hydrologicznego (co świadczy o jednym, podstawowym źródle zasilania rzeki, np. deszczowym - w okresie wzmożonych opadów, śnieżnym - w okresie wiosennych roztopów na równinach lub topnienia śniegów w górach, lodowcowym - w okresie ablacji letniej). Spośród ustrojów prostych wyróżnia się zatem ustroje: deszczowy, śnieżny, lodowcowy. Ustroje proste mają niektóre rzeki górskie, rzeki zlewiska M. Śródziemnego, krótkie rzeki obszarów monsunowych;

złożonych, o dwóch lub trzech wezbraniach i tyluż niżówkach (co jest następstwem kilku źródeł zasilania rzeki). Są to m.in. ustroje: deszczowy śródziemnomorski, śnieżny przejściowy, śnieżny równinny, śnieżno-deszczowy, deszczowo-snieżny (rzeki Polski). Ten typ ustroju mają wszystkie większe rzeki; są one bowiem w różnych porach roku zasilane wodami różnego pochodzenia (z topnienia śniegów i lodowców, z letnich deszczów).

Rzeki stanowią ważne ogniwo krążenia wody w przyrodzie. Roczna objętość wód odpływających rzekami do oceanu wynosi 37 000 km3, co stanowi 1/3 opadów spadających na lądy. Rzeki transportują rocznie do oceanu ok. 24 mld t. materiału mineralnego i organicznego.

Zasoby wodne poszczególnych rzek są bardzo zróżnicowane; miarą tych zasobów jest odpływ roczny, tj. ilość wody odpływająca z określonego dorzecza, mierzona w przekroju koryta rzeki w roku, podawana w km3. Najzasobniejszą rzeką świata jest Amazonka (odpływ 6025 km3/rok).

Jeziora

Jezioro jest naturalnym zbiornikiem śródlądowym. Jest to wypełnione wodą zagłębienie terenu (misa lub czasza jeziorna), o brzegach ukształtowanych pod wpływem falowania i prądów wodnych.

W kategorii czasu geologicznego jezioro jest zjawiskiem młodym i krótkotrwałym. Większość współczesnych jezior powstała w czwartorzędzie (1-2 mln lat temu), najstarsze istniejące jeziora pochodzą ze schyłku trzeciorzędu.

Powierzchnia wszystkich jezior na świecie wynosi ok. 2,7 mln km2, co stanowi ok. 1,8% powierzchni lądów; magazynują one 176, 4 tys. km3; w Polsce jeziora zajmują powierzchnię ok. 3,2 tys. km2, co stanowi 1,02% jej obszaru.

Powstanie jeziora zależy od procesów rzeźbiących powierzchnię Ziemi (prowadzących do utworzenia zagłębienia, czyli misy jeziornej), od warunków klimatycznych (regulujacych wypełnianie zagłębienia wodą) oraz od rodzaju podłoża (warunkującego zatrzymywanie wody lub jej ucieczkę). Do utworzenia mis jeziornych doprowadzają czynniki endogeniczne, a więc ruchy tektoniczne i działalność wulkaniczna oraz czynniki egzogeniczne, takie jak erozyjna i akumulacyjna działalność lodowca i wód lodowcowych, wytapianie brył martwego lodu lub marzłoci trwałej, zjawiska krasowe, suffozja, erozja rzeczna, dzialalność akumulacyjna fal morskich, akumulacja organiczna, działalność wywiewająca i akumulacyjna wiatru. Ze względu na procesy rzeźbotwórcze, w wyniku których powstała misa jeziorna, wydziela się różne typy genetyczne jezior:

meteorytowe, powstałe w zagłębieniu w miejscu uderzenia meteorytu; są owalne, dość głebokie, np. Kaali w Estonii, Jezioro Czystej Wody w Kanadzie;

tektoniczne, powstałe w obniżeniach tektonicznych na równinach (np. Górne, Wiktorii, Ładoga) lub przedgórzu (np. Bałchasz) oraz w rynnowych rozpadlinach i rowach tektonicznych, np. Bajkał, Kiwu, Rudolfa, Tanganika, Morze Tyberiadzkie;

wulkaniczne, powstałe w kraterach (kraterowe, kalderowe) wygasłych wulkanów, w zagłębieniach lawy (lawowe) oraz w wulkanach eksplozywnych, tzw. maary; np. Sewan, Albano, Bolsena, maary w G. Eifel;

lodowcowe (polodowcowe, glacjogeniczne), powstałe w wyniku erozyjnej i akumulacyjnej działalności lodowców górskich (np. jeziora cyrkowe, karowe, morenowe) oraz lodowców kontynentalnych (np. jeziora: rynnowe, morenowe, kociołki, sandrowe, przyozowe, drumlinowe), a także procesów wytopiskowych związanych z zanikiem martwych lodów i marzłoci trwałej (oczka);

krasowe, powstałe w zapadliskach i lejach na obszarach zbudowanych ze skał wapiennych lub gipsowych;

rzeczne, powstałe w odciętych meandrach, tzw. starorzecza, oraz jeziora korytowe, leżące na trasie rzeki i będące jej rozszerzeniem na pewnej długości, np. Poyang-hu, Tonle Sap;

deltowe, położone w deltach dużych rzek, np. Druzno i Dąbie;

przybrzeżne (przymorskie), powstałe przez oddzielenie od morza niewielkich zatok, limanów, lagun i zalewów za pomocą wałów brzegowych, wydm lub osadów rzecznych, np. Łebsko, Gardno, Jamno;

eoliczne, powstałe w zagłębieniach między wydmami (jeziora śródwydmowe), w zagłębieniach powstałych wskutek wywiania przez wiatr skał sypkich (jeziora deflacyjne) lub ich nawiania (jeziora akumulacyjne), np. Czad;

bagienne, utworzone w wyniku utrudnionego odpływu wód gruntowych, które "wychodzą" na powierzchnię w obniżeniach terenu;

organiczne, powstałe wśród torfowisk;

zaporowe, powstałe wskutek przegrodzenia doliny rzecznej, np. obrywem, osuwiskiem, potokiem lawy, spływajacycm lodowcem, wałem morenowym;

reliktowe, stanowiace część dawnego morza lub rozległego jeziora (np. Morze Kaspijskie, jez. Bajkał);

Ze względu na charakter wymiany wody jeziora dzieli się na:

odpływowe, odprowadzajace część swoich wód w postaci odpływu rzecznego,

bezodpływowe, nie mające takiego odpływu;

przepływowe, czyli takie,do których dopływa rzeką mniej więcej tyle wody, ile odprowadza rzeka wypływająca z jeziora.

Ze względu na okres wypełnienia wodą jeziora dzielimy na:

stałe (stale wypełnione wodą),

okresowe (okresowo wypełnione wodą),

epizodyczne (wypełnione wodą tylko po opadach lub roztopach).

Podstawę jeziora stanowi misa jeziorna, zwana także czaszą, niecką lub kotliną jeziorną. Czasze jezior mają różne kształty i rozmiary, różną rzeźbę dna. Zajmują powierzchnię od kilku m2 (oczka) do kilkuset tysięcy km2 (jeziora relikotowe). Głębokość ich jest także różna, zależna od genezy jeziora. Do najgłębszych należą jeziora tektoniczne (j.Bajkał 1741 m głębokości), do najpłytszych: deltowe, przybrzeżne i oczka wytopiskowe (do 1-3 m głębokości).

Plany batymetryczne wybranych mis jeziornych: A - eworsyjne, B - cyrkowe, C- przybrzeżne, D - krasowe, E - śródwydmowe, F - rynnowe

Jeziora mogą być zasilane w wodę przez opady atmosferyczne, dopływy powierzchniowe i podziemne. Ubytek wody w misie jeziornej powodują parowanie oraz odpływ rzeczny i podziemny. Zmiany napełnienia misy jeziornej wyrażają się wahaniami zwierciadła wody. Ilościowym ujeciem obiegu wody w jeziorze jest bilans wodny; umożliwia on określenie ilości wody biorącej udział w obiegu i oszacowanie tempa wymiany wody w zbiorniku.

Sezonowe zmiany dopływu i strat ciepła regulują temperaturę wody jeziornej. Wody jeziora nagrzewają się głównie przez pochłanianie ciepła z promieniowania słonecznego. Innymi źródłami ciepła mogą być: cieplejsze powietrze nad wodą, opady atmosferyczne, wody dopływające do jeziora, podłoże i osady denne, organizmy roślinne i zwierzęce oraz niektóre reakcje chemiczne. Straty ciepła w wodach jezior są związane z wypromieniowaniem, parowaniem, oddawaniem ciepła do podłoża i osadów dennych. Ciepło jest rozprowadzane w masie wód jeziornych przez ruchy wody spowodowane głównie oddziaływaniem wiatru i prądami konwekcyjnymi (opadanie chłodnych, cięższych wód powierzchniowych i wypychanie przez nie na powierzchnię wód głębszych).

Przejawem termiki wód jeziornych jest ich stratyfikacja termiczna (uwarstwienie termiczne); wynika ona ze znacznej głębokości jezior i jest spowodowana pionowym zróżnicowaniem temperatury wody, a tym samym jej gęstością.

Wyróżnia się:

stratyfikację prostą (normalna, letnia), gdy temperatura wody obniża się od powierzchni do dna,

Prosta stratyfikacja termiczna wody w jeziorze (strzałkami zaznaczono kierunek mieszania wód epilimnionu)

stratyfikację odwróconą (zimowa), gdy wody cieplejsze o temperaturze ok. +4°C zalegają pod zimniejszą, ale lżejszą wodą powierzchniową, która w swej górnej warstwie może zamarzać,

Odwrócona stratyfikacja termiczna wody w jeziorze

wyrównanie termiczne, tzw. homotermię gdy temperatura wody jest mniej więcej stała w całej toni wodnej od powierzchni do dna.

Wyrównanie termiczne wody jeziornej (homotermia) (strzałkami zaznaczono kierunek mieszania wody)

Stratyfikacja prosta (normalna), zwana też letnią zaznacza się w toni wodnej w postaci trzech warstw:

epilimnionu, tzw. warstwy nadskokowej - górnej warstwy nagrzanej wody (podlegajacej dobowym zmianom temperatury), w której temperatura obniża się stopniowo wraz z głębokością;

metalimnionu, czyli warstwy przejściowej - charakteryzującej się nagłym spadkiem temperatury, zwanym skokiem termicznym, w jej obrębie leży termoklina;

hypolimnionu, czyli warstwy podskokowej - dolnej warstwy chłodnej wody o niemal jednakowej temperaturze i zwykle dużej miąższości; ten typ stratyfikacji sprzyja mieszaniu wód jeziora do dna.

Najprostsza termiczna klasyfikacja jezior na kuli ziemskiej wyróżnia jeziora:

polarne, mają stale odwrócone uwarstwienie termiczne wody; maksymalna temperatura wody nie przekracza zwykle +4°C,

umiarkowane, maja najbardziej rozwinięty cykl termiczny: w lecie cechuje je uwarstwienie proste, zimą - odwrócone, jezienią i wiosną stany homotermii,

subtropikalne, cały rok występuje uwarstwienie proste, jego cecha charakterystyczną jest duża różnica temperatury między wodą powierzchniową a denną,

tropikalne, też cały rok mają uwarstwienie proste, ale małą różnicę pomiędzy temperaturą epilimnionu i hypolimnionu.

Podstawowym czynnikiem wywołującym ruch wody w jest jest wiatr; powoduje on w jeziorze prądy cyrkulacyjne, wywołujące mieszanie wody (miksję). W zależności od siły wiatru i głębokości jeziora woda może mieszać się szybko lub powoli, częściowo lub do samego dna.

Woda jeziorze zawiera różne substancje chemiczne rozpuszczone (np. gazy, sole) lub w postaci zawiesin koloidalnych; ich skład chemiczny zależy od rodzaju skał budujących misę jeziorną i zlewnie dopływów jeziora, od wpływu czynników klimatycznych (opady, temperatura powietrza, prędkość wiatru), świata organicznego, a także działalności gospodarczej człowieka. Zawartość tlenu w wodach jeziora wykazuje roczny cykl zmian, związany z intensywnością mieszania ich wód. W okresach homotermii ilość tlenu w wodach całego jeziora jest duża, natomiast w okresach stratyfikacji prostej (lato) i odwróconej (zima) występują ubytki tlenu w przydennych warstwach wód, gdzie jest on zużywany w procesach mineralizacji osadów dennych.

W strefach o klimacie wilgotnym i umiarkowanym parowaniu przeważają jeziora słodkowodne (o zasoleniu wód do 0,5‰); w strefach suchych występują jeziora słonawe i słone (o zasoleniu wód co najmniej 0,5‰).

Jeziora słodkowodne różnią się między sobą produktywnością biologiczną. Ważnymi parametrami troficznymi są: nasycenie tlenem w czasie stagnacji letniej, zawartość w wodzie Ca, związana z nim alkaliczność i pH, zawartość soli biogennych (azotu i fosforu), obecność związków humusowych. Ze względu na stan trofii wyróżnia się jeziora:

oligotroficzne, mało żyzne zbiorniki wodne o niewielkiej produkcji biologicznej, wynikającej z niedoboru związków mineralnych i substancji biogennej; wody są przejrzyste, barwy niebieskawej, dobrze natlenione do dna; w rozwoju ewolucyjnym przekształca się w jezioro mezotroficzne;

mezotroficzne, średnio żyzne zbiorniki o niezbyt dużej ilości substancji biogennych i organicznych; wody mają barwę zielonkawą, w warstwach przydennych ilości tlenu niewielkie; w rozwoju ewolucyjnym przekształca się w jezioro eutroficzne;

eutroficzne, żyzne zbiorniki wodne o wysokiej produkcji biologicznej, wyrażającej się m.in. częstymi zakwitami planktonu; barwa wody zielona lub żółtozielona, w warstwach przydennych może występować deficyt tlenowy; w rozwoju ewolucyjnym przekształca się w trzęsawisko, a następnie w torfowisko niskie;

dystroficzne, jałowe zbiorniki wodne o bardzo małej produkcji biologicznej, których woda ma barwę brunatną i wykazuje kwśny odczyn; zarastając przekształcają się w trzęsawiska, a następnie w torfowiska wysokie;

alkalitroficzne, zbiorniki zawierajace znaczne ilości wapnia;

acidotroficzne, zbiorniki na podłozu krystalicznym o wodzie pozbawionej wapnia, kwaśnej, o znikomej żyzności; charakterystyczne dla obszarów wuklkanicznych;

siderotroficzne, żelaziste, charakterystyczne dla Skandynawii.

Wśród jezior słonych wyróżnia się jeziora:

sodowe; ich woda zawiera znaczne ilości siarczanu lub węglanu sodu,

siarczanowe; w wodzie przeważa siarczan sodu lub magnezu,

chlorkowe; w wodzie przeważa chlorek sodu,

boraksowe; w wodzie przeważa czteroboran sodu.

Zasolenie jezior słonych zmienia się w zależności od stanu wody, na który ma wpływ wzmożone parowanie. Największe stężenia soli spotyka się w j. chlorkowych (np. j.Elton 265‰, Morze Martwe 231,3‰, Wielkie Jezioro Słone 222,4‰) i siarczanowych (np. j. Manitu 106,8‰).

Misa jeziorna z biegiem czasu wypełnia się osadami dennymi, składającymi się z cząstek pochodzenia mineralnego (wnoszonych do jeziora przez rzeki i będących produktem erozji brzegów) oraz organicznego, tzw. gytii, czyli osadu powstałego w wyniku gnicia, którego mineralizacja następuje dzięki procesom utleniania. Słone jeziora są miejscem depozycji gipsu, anhydrytu oraz innych ewaporatów.

Wypłycanie misy jeziornej prowadzi do zaniku jeziora, które początkowo przekształca się w staw, następnie w trzęsawisko i wreszcie w torfowisko (np. bagna Okawango, Bangweulu w Afryce). Do zaniku jezior przyczynia się także zmniejszenie zasilania, które może być wynikiem procesów naturalnych (zwiększone parowanie, zmniejszony opad) lub antropogenicznych (pobór wody do nawodnień).

Jeziora mają duże znaczenie dla człowieka. Dostarczają żywności (rybołówstwo), są szlakami komunikacyjnymi, magazynami słodkiej wody, wyrównują przepływy rzek z nich wypływających przez co często zapobiegają katastrofalnym wezbraniom, wywołującym powodzie lub znacznie je łagodzą; podpiętrzone są wykorzystywane do zasilania elektrowni wodnych, a także do celów melioracyjnych. Są obiektami rekreacyjnymi.

Największe jeziora świata:

Jezioro	Powierzchnia km ²	Pojemność w km ³	Głębokość największa (m)
Morze Kaspijskie	374 000	78 200	1 025
Górne	82 680	11 600	406
Wiktorii	69 000	2 700	92
Aralskie	64 100	1 020	68
Huron	59 800	3 580	229
Michigan	58 100	4 680	281
Tanganika	32 900	18 900	1 435
Bajkał	31 500	23 000	1 741
Niasa	30 900	7 725	706
Wielkie Niedźwiedzie	30 200	1 010	137
Wielkie Niewolnicze	27 200	1 070	156
Erie	25 700	545	64
Winnipeg	24 600	127	19
Ontario	19 000	1 710	236
Bałchasz	18 200	112	26
Łagoda	17 700	908	230
Czad	od 7 000 do 22 000	44, 4	ok. 12
Eyre	od 15 000	-	20
Maracaibo	13 300	-	35
Tonie Sap	od 3 000 do 30 000	40	12

Największe jeziora Polski:

Jezioro	Powierzchnia km ²	Pojemność w km ³	Głębokość największa (m)
Śniardwy (Seksty i Kaczerajno)	113, 8	0, 660	23, 4
Mamry	104, 4	1, 010	43, 8
Łebsko	71, 4	0, 118	6, 3
Dąbie	56, 0	-	4, 2
Miedwie	35, 3	0, 682	43, 8
Jeziorak	34, 6	0, 142	12, 0
Niegocin	26, 0	0, 258	39, 7
Gardno	24, 7	0, 031	2, 6
Jamno	22, 4	0, 032	3, 9
Wigry	21, 9	0, 337	73, 0
Gopło	21, 8	0, 078	16, 6
Drawsko	19, 6	0, 331	79, 7
Roś	18, 9	0, 153	31, 8
Wielimie	18, 6	0, 040	5, 5
Tałty- Ryńskie	18, 4	0, 248	50, 8
Nidzkie	18, 3	0, 114	23, 7
Bukowo	17, 5	0, 032	2, 8
Rajgrodzkie	15, 1	0, 143	52, 0
Wdzydze	15, 1	0, 221	68, 0
Druzno	14, 5	0, 170	46, 2
Lubie	14, 4	0, 017	3, 0

Wody podziemne

Lądową część hydrosfery obok wód powierzchniowych stanowią wody podziemne. Ich pochodzenie może być różne; mogą to być wody:

infiltracyjne, powstałe wskutek przesiąkania do skał opadów atmosferycznych; ich zapasy zależą od ilości opadów, rzeźby terenu i zdolności skał do przewodzenia wody; są obszary, na których infiltracja praktycznie nie zachodzi, są też takie, gdzie przesiaka przez skały nawet 50% opadu atmosferycznego; współczesne wody infiltracyjne występują głównie w przypowierzchniowych warstwach skorupy ziemskiej i w dogodnych warunkach mogą przenikać nawet do kilku kilometrów w głąb Ziemi; jest to główny typ genetyczny wód podziemnych hydrosfery;

kondensacyjne, powstałe wskutek skraplania pary wodnej bądź to na samej powierzchni ziemi, bądź też w powietrzu glebowym; ilość powstającej w ten sposób wody jest na ogół niewielka, jedynie na obszarach charakteryzujących się dużymi dobowymi wahaniami temperatury (stepy, pustynie) może być znaczna;

juwenilne, powstałe w ostatnim etapie krzepnięcia magmy; tworzy ona lokalne zbiorniki lub zasila już istniejące wody podziemne;

reliktowe, występują na znacznych głębokościach już poza strefą aktywnej wymiany i nie biorą udziału w globalnym obiegu wody; są to wody sedymentacyjne albo infiltracyjne wyłączone z obiegu hydrologicznego przez procesy geologiczne;

metamorficzne, powstałe w czasie metamorfozy termicznej minerałów nietrwałych, np. hydrokrzemianów z grupy minerałów ilastych.

Wody podziemne, uczestniczące w cyklu hydrologicznym, w zdecydowanej większości pochodzą z opadów atmosferycznych. Wsiąkająca w podłoże skalne woda atmosferyczna natrafia na pewnej głębokości warstwę trudno przepuszczalną, która stanowi spąg wód podziemnych. Powyżej spągu wszystkie pory i szczeliny skalne są wypełnione wodą wolną (grawitacyjną) do pewnej wysokości tworząc strefę saturacji (strefę nawodnioną). Ponad tą strefą występuje strefa aeracji (strefa napowietrzona), w której woda występuje w trzech stanach skupienia: stałym, ciekłym i gazowym, tj. jako para wodna, woda związana chemicznie, woda związana fizycznie (inaczej wilgoć glebowa), woda kapilarna i okresowo woda wolna (grawitacyjna). Granicą obu stref jest zwierciadło wody podziemnej.

Utwory zawierające wodę wolną nazywamy utworami wodonośnymi. Przestrzeń skały porowej lub szczelinowej zatopionej w wodzie nazywa się poziomem wodonośnym. W poziomie wodonośnym woda porusza się w kierunku zgodnym z nachyleniem zwierciadła, bądź pod wpływem różnicy ciśnień hydrostatycznych; może znajdować się też w stanie bezruchu.

Zwierciadło wód podziemnych może być swobodne, czyli jest nad nim pewnej grubości warstwa wodonośna nie zatopiona wodą; w przestrzeni tej zwierciadło może podnosić się przy zwiększonym zasilaniu. Może być ono także napięte, czyli wymuszone przez spąg warstwy nadległej.

Wody podziemne o zwierciadle swobodnym i napiętym; 1 - utwory wodonośne, a - strefa aeracji, 2 - utwory nieprzepuszczalne, p - wysokość ciśnienia piezometrycznego

Ze względu na rodzaj skał, w których woda występuje, wody podziemne dzieli się na:

wody warstwowe (porowe), wypełniają pory skalne tworząc poziomy wodonośne, mające często układ piętrowy;

wody szczelinowe, występuja w spękanych skałach litych; szczeliny mogą mieć różną genezę, różny kształt, wielkość i układ,

wody krasowe, występuja w próżniach, kanałach i kawernach powstających w wyniku ługowania wapieni, dolomitów, gipsów, anhydrytów oraz halitu.

Ze względu na głębokość występowania wody podziemne dzielimy na:

przypowierzchniowe (hipodermiczne), ich zwierciadło zalega płytko i praktycznie jest pozbawione strefy aeracji; są silnie zanieczyszczone; lokalnie tworzą zabagnienia;

gruntowe (freatyczne), oddzielone od powierzchni terenu mniej lub bardziej miąższą strefą aeracji; zwierciadło ich jest swobodne, w umiarkowanych szerokościach geograficznych jest współkształtne do rzeźby terenu; wody te zasilają sieć rzczną, jeziora, bag

wgłębne, występują w warstwach wodonośnych przykrytych skałami trudno przepuszczalnymi; zwierciadło ich jest na ogół napięte; są to zatem zwykle wody pod cisnieniem (wody naporowe); jeśli wznios zwierciadła sięga powierzchni terenu, mówimy że są to wody artezyjskie, jeżeli jej nie osiąga, to wody subartezyjskie;

głębinowe, znajdują się głęboko pod powierzchnią, są to na ogół wody reliktowe, nie biorą udziału w cyklu hydrologicznym, są nieodnawialne, znajdują się w bezruchu.

Samoczynnym i skoncentrowanym wypływem wody podziemnej na powierzchnię jest źródło. Występują one tak, gdzie powierzchnia topograficzna przecina warstwę wodonośną lub statyczne zwierciadło wody podziemnej. Źródła występują jedynie na obszrach o klimacie wilgotnym, umiarkowanie wilgotnym i subniwalnym.

Wody podziemne gruntowe (A) i wgłębne (B)

Ze względu na siłę powodującą wypływ wody podziemnej, źródła dzielimy na:

spływowe (grawitacyjne), woda wypływa z nich pod wpływem siły ciężkości,

podpływowe (artezyjskie), woda wypływa z nich pod wpływem ciśnienia hydrostatycznego, są to naturalne wypływy wód artezyjskich,

lewarowe (syfonowe), woda z nich wypływa okresowoz kanału lewarowego na zasadzie ssania.

Ze względu ma warunki geologiczne, w jakich występują źródła, a ściślej ze względu na rodzaj skał wyprowadzających wodę na powierzchnię terenu, wydzielamy źródła:

warstwowe, wypływają z utworów porowych i są zasilane przez występujace w tych utworach wody podziemne, najczęściej są to źródła spływowe, choć są też i artezyjskie;

szczelinowe, wyprowadzaja wody krążące w szczelinach skał litych, są to źródła grawitacyjne i artezyjskie;

uskokowe, wyprowadzają wodę szczeliną uskokową, są to żródła artezyjskie mające często wody termalne i mineralne,

krasowe, wyprowadzają wody krasowe; są to źródła lewarowe lub artezyjskie; wydajne żródła krasowe są nazywane wywierzyskami.

Ze względu na cechy fizyczno-chemiczne wody wyróżnia się źródła:

zwykłe, o temperaturze wody niższej od 20°C,

termalne, czyli cieplice, o temperaturze wody powyżej 20°C,

słodkie, zawierające do 0,5 g substancji mineralnych rozpuszczonych w 1 dm3 wody,

akratopegi (o mineralizacji 0,5-1,0 g/dm3),

mineralne (o mineralizacji powyżej 1 g/dm3); dzieli się je według składu chemicznego wody na: solankowe, siarczanowe, szczawy, radoczynne.

Szczególnym rodzajem źródeł są gejzery i źródła gazujące. Gejzery są źródłami, które w regularnych lub nieregularnych odstępach czasu wyrzucają z otworu gorącą wodę i parę wodną. Występują one na obszrach czynnego wulkanizmu, np. w Islandii, na Kamcztce, Nowej Zelandii, w Stanach Zjednoczonych (Park Yellowstone). Źródła gazujące, czyli pieniawy wyprowadzają mieszaninę wody i gazu, którym najczęściej jest dwutlenek węgla pochodzenia juwenilnego, rzadziej metan.

Wody podziemne są głównym źródłem wody pitnej. Decyduje o tym ich wydajność i jakość. Nadmierna eksploatacja tych wód, zwłaszcza poziomów głębszych, doprowadza do ich degradacji ilościowej i często też jakościowej. Na wielu już obszarach płytsze wody podziemne, ze względu na znaczne ich zanieczyszczenie, nie nadają się do eksploatacji.

Lądolody i lodowce

Na około 1/4 powierzchni Ziemi woda występuje w postaci stałej; jest to lód naziemny (lodowce i stała pokrywa śnieżna) i lód podziemny (marzłoć trwała). Lodowce są głównym źródłem wody słodkiej zgromadzonej w hydrosferze.

Istnienie lodowców warunkują stosunki termiczne i opadowe, stąd też występują one głównie w strefie polarnej, na którą przypada ok. 99% całego zlodzenia naziemnego. Obszary tej strefy pokrywają głównie lodowce kontynentalne (lądolody) i pola lodowe; są to przede wszystkim lody Antarktydy (85,6% ogólnej objętości lodu lodowcowego na Ziemi) i Grenlandii (11%). W pozostałych strefach klimatycznych występują jedynie lodowce górskie.

Warunkiem powstania lodowców są:

odpowiedni klimat (morski z dużą ilościa opadów i długim okresem występowania temperatury ujemnej, aby bilans śnieżny był dodatni),

sprzyjająca gromadzeniu się śniegu rzeźba (powierzchnie poziome lub słabo pofałdowane z formami wklęsłymi).

Lodowce występują zatem powyżej granicy wiecznego śniegu, rozdzielającej obszary o przewadze akumulacji (gromadzenia śniegu) od obszarów o przewadze topnienia (ablacji) w miejscach, gdzie rzeźba terenu umożliwia gromadzenie się opadów atmosferycznych. Granica ta w obszarach podbiegunowych znajduje sie na poziomie morza, podnosi się w kierunku zwrotników, osiagając tu najwyższe wysokości (do 6400 m n.p.m.), po czym nieznacznie obniża się w kierunku równika (do 4400-4900 m n.p.m.).

Granica wiecznego śniegu

W sprzyjających warunkach topograficznych powyżej granicy wiecznego śniegu znajduje się pole lub obszar firnowy, czyli obszar gromadzenia się mas śnieżnych, pochodzących z opadów, osadów, dostarczanych przez wiatr i lawiny śniezne. Tu śnieg ulega przeobrażeniu w niebieski lód lodowcowy. Z warstwy śniegu grubości 15 m powtaje warstewka lodu lodowcowego grubości zaledwie 1 mm. Czas przeobrażenia śniegu w lód lodowcowy jest różny, np. śnieg spadły w pn.-zach. Grenlandii przeobraża się w lód lodowcowy po ponad 100 latach, a śnieg w lodowcu Seward (Góry Św. Eliasza, Alaska) staje się lodem lodowcowym już po 3-5 latach.

Pod ciężarem stale narastających mas śnieżno-firnowych spągowa część lodu lodowcowego jest wyciskana i spływa w obszar położony poniżej granicy wiecznego śniegu, gdzie lód taje. W zależności od ukształtowania podłoża wyciskana masa lodowa albo rozpływa się we wszystkich kierunkach (lodowce kontynentalne, czapy lodowe), albo spływa jęzorami w doliny (lodowce górskie).

W zależności od rozległości i grubości lodowców wyróżnia się:

zlodowacenie pokrywowe, lód całkowicie zakrywa rzeźbę podłoża, są to olbrzymie czasze lodowe, lekko wypukłe niezależne od rzeźby podłoża, nagromadzenie śniegu następuje w środku tarczy lodowca, zanikanie - na jego krańcach; w zależności od rozmiarów zlodowacenia pokrywowego wyróżnia się: lądolód, kopułę lodową, czapę lodową, pole lodowe i lodowiec szelfowy. Lądolód, lodowiec kontynentalny zajmuje miliony kilometrów kwadratowych, ma grubość kilku tysięcy metrów. Obecnie na Ziemi są dwa lądolody: antarktyczny i grenlandzki. Kopuła lodowa i czapa lodowa mają kształt wypukłej czaszy pokrywającej całe wyspy lub obszary wyżynne i górskie; ich powierzchnia sięga rzędu tysięcy i setek kilometrów kwadratowych, a miąższość od około 100 do setek metrów; tego typu lodowce występują na wyspach Arktyki, wyspach Antarktydy i na Islandii. Pola lodowe zajmują niewielkie powierzchnie i są dość cienkie; są to często lodowce wyżynne (fieldowe, norweskie) - małe czasze lodowe pokrywające szczytowe partie gór, z których schodzą w doliny jęzory lodowcowe; ten typ lodowców występuje w Norwegii, Patagonii, na Islandii, Nowej Ziemiii w nadbrzeżnej części Grenlandii. Lodowiec szelfowy jest lodowcem w postaci płyty lodowej o grubości 200-300 m częściowo wspartej o dno szelfu kontynentalnego i pływającej po powierzchni oceanu; jest on zwrócony ku morzu klifem wysokości 2-50 m. Największym lodowcem szelfowym jest lodowiec Rossa (527660 km2),

zlodowacenie półpokrywowe, lód lodowcowy nie zakrywa całkowicie rzeźby podłoża; są to lodowce spitsbergeńskie;

zlodowacenie górskie, lodowce zajmują przede wszystkim obniżenia terenu (kotły, nisze, doliny); mają na ogół wyraźne pole firnowe i jęzor lodowcowy. Są to lodowce: kaldery (leżące w kalderach wygasłych wulkanów), cyrkowe (leżące w karach), wiszące (na stromych zboczach górskich w płytkich zapadliskach), typu alpejskiego (jedno pole firnowe i jeden jęzor lodowcowy), typu himalajskiego (złożone z wielu jęzorów), piedmontowe (wypływające z gór na równine podgórską, gdzie łączą się ze sobą). Największe lodowce górskie występują w Azji w Himalajach i Karakorum. Największym lodowcem górskim jest lodowiec Fedczenki w Pamirze (typ himalajski, 77 km długości, powierzchnia z lodowcami bocznymi 992 km2); największym lodowcem piedmontowym jest Malaspina w Górach Św. Eliasza na Alasce (113 km długości, powierzchnia 2220 km2).

W plejstocenie (czwartorzęd, era kenozoiczna) podczas Wielkiej Epoki Lodowej zlodoacenia objęły powierzchnię trzykrotnie większą niż zajmują obecnie. Na półkuli północnej powstały dwa olbrzymie pola firnowe, z których rozprzestrzeniały się lądolody; jedno na Płw. Labradorskim, stąd rozprestrzeniał się lądolód północnoamerykański i drugie - na Płw. Skandynawskim, skąd lądolód w swym maksymalnym zasięgu dotarł aż do Karpat.

O ile zlodowacenie naziemne jest funkcją opadów, o tyle zlodowacenie podziemne, występujące w postaci marzłoci trwałej, zwanej też wieloletnią zmarzliną, jest funkcją temperatury powietrza. Roziwnęło się ono i tworzy aktualnie na obszarach o ekstremalnie mroźnych, suchych zimach z długim okresem utrzymywania się ujemnej temperatury powietrza. Obszary z marzłocią trwałą charakteryzują się tym, że występująca tu w strefie aeracji woda wolna znajduje się od setek lat w stanie stałym, czyli w postaci lodu.

Warstwa ziemi objęta marzłocią trwałą może sięgać od jednego do kilkuset metrów w głąb, w zależności od warunków klimatycznych, które decydują o tym, czy marzłoć trwała występuje płatami, czy tworzy ciągłą nieprzerwaną strefę. Na obszarach o średniej rocznej temperaturze powietrza -5°C zmarzlina ma charakter ciągły. Na znacznych obszarach Alaski, kanady i Syberii marzłoć trwała osiaga kilkusetmetrową grubość, a w Jakucji miejscami jej miąższość ocenia się nawet na 1500 m. Ciągła strefa marzłoci przechodzi stopniowo w kierunku szerokości umiarkowanych w zaleganie wyspowe, tracąc jednocześnie na miąższości.

Litosfera, wnętrze Ziemi i jej dzieje

Budowa i właściwości wnętrza Ziemi

Na podstawie danych sejsmicznych w budowie Ziemi wyróżniono trzy podstawowe warstwy:

skorupę ziemską, o zróżnicowanej grubości wielokrotnie większej pod lądami niż pod oceanami. Grubość skorupy waha się od 4 do 75 km. Przypada na nią zaledwie 1,4 % objętości Ziemi

płaszcz Ziemi, który stanowi zasadniczą część zarówno objętości i masy Ziemi

jądro Ziemi, które dzieli się na zewnętrzne płynne i wewnętrzne - stałe

Skorupa ziemska dzielona jest na kontynentalną i oceaniczną. Kontynentalna zbudowana jest z trzech warstw - warstwy osadowej, granitowej i bazaltowej. Skorupa oceaniczna buduje dno oceanów. Od kontynentalnej odróżnia ją ponadto brak warstwy granitowej, budują ją przede wszystkim skały bazaltowe i znacznie mniejsza grubość - średnio 7 km. Skorupa ziemska jest w ciągłym ruchu. Podzielona jest na płyty, które przemieszczają się zarówno w poziomie, jak i pionie. Poniżej skorupy ziemskiej zalega płaszcz. Skorupę ziemską od płaszcza rozdziela powierzchnia nieciągłości Moho - jest to właściwie warstwa przejściowa o grubości około 1 km, w której gwałtownie zmienia się prędkość fal sejsmicznych, co dowodzi zmiany właściwości fizycznych wnętrza Ziemi na głębokości jej zalegania. Skorupa ziemska i najbardziej zewnętrzna część płaszcza nazywane są litosferą. Mają podobne właściwości ciała sprężystego. O ile górną granicę płaszcza stanowi Moho, to dolną wyznacza powierzchnia nieciągłości Wiecherta-Gutenberga, na głębokości 2900 km, gdzie płaszcz sąsiaduje z jądrem Ziemi. W górnej części płaszcza Ziemi wyznaczono warstwę, na której opiera się litosfera - jest to astenosfera. Ma ona mniejszą gęstość niż litosfera. Dzięki plastyczności astenosfery, płyty litosfery mogą się poruszać. Ruch ten spowodowany jest przemieszczaniem materii we wnętrzu Ziemi (prądy konwekcyjne). W płaszczu Ziemi zachodzą bowiem ruchy materii wnętrza Ziemi, powodujące przemieszczanie się płyt litosfery. Są to tzw. prądy konwekcyjne.

Głębokości warstw Ziemi:

skorupa ziemska - 4 - 75 km

litosfera - 70 - 270 km

astenosfera - 90 - 350 km

płaszcz - do 2900 km

jądro zewnętrzne - do 5100 km

jądro wewnętrzne - do 6370 km

Budowa wnętrza Ziemi

Tektonika płyt litosfery

Dzisiejszy obraz tektoniki i

budowy geologicznej Ziemi związany jest z przemianami litosfery.

Wyróżniono w niej płyty, czyli części, których granice

mogą stanowić grzbiety i rowy oceaniczne.

Płyty są sztywne ale mogą przemieszczać się

względem siebie dokonując zderzeń lub dryfują w przeciwnych

kierunkach. Gdy dochodzi do zderzeń płyt oceanicznej z

kontynentalną, płyta oceaniczna, cięższa, podsuwa się pod

kontynentalną - ten rodzaj kolizji płyt nazywany jest subdukcją.

Zderzenie płyt kontynentalnych doprowadza do fałdowania ich

krawędzi i w efekcie do powstania gór - w ten sposób wyjaśnia

się powstanie Himalajów jako skutku zderzenia Dekanu z płytą

euroazjatycką. Subdukcja zachodzi też wzdłuż zachodnich

wybrzeży obu Ameryk. Płyta pacyficzna podsuwając się pod

kontynenty Ameryk kurczy się, natomiast płyty amerykańskie

przyrastają. W miejscu rozsuwania się płyt powstaje dolina ryftowa.

Dochodzi tu do wciskania się magmy

w rozsuwającą się skorupę dna oceanów. Powstają grzbiety

oceaniczne rozcięte rozpadliną, przez którą wydobywa się

magma. System ryftów występuje głównie w dnach oceanów.

Odstępstwem od tego jest ryft na Islandii i w Afryce w strefie

rowów tektonicznych.

Przykładem grzbietu śróoceanicznego z doliną ryftową jest

Grzbiet Środkowoatlantycki.

Ruch płyt litosfery jest

wywołany prądami konwekcyjnymi w płaszczu Ziemi. Są to prądy

tworzące zamknięte komory. Prądy te powodują przemieszczanie

materii wnętrza Ziemi, które w efekcie doprowadza do podziału

litosfery na płyty (kry) i do ich dryfu. Przypuszcza się, że

źródłem energii dla konwekcji w płaszczu jest ciepło

wydzielane wskutek rozpadu pierwiastków promieniotwórczych oraz ciepło pierwotne

wnętrza Ziemi pochodzące z okresu tworzenia się planety.

Należy wziąć pod uwagę, że

mówiąc o tektonice płyt litosfery mamy do czynienia z teorią

naukową nie stanowiącą jeszcze prawa naukowego. Ta swoista

rewolucja tektoniki płyt nastąpiła w latach 60-tych naszego

stulecia. Jej prekursorem był geofizyk Alfred Wegener. Teoria

tektoniki spójnie wyjaśnia powstawanie gór, istnienie rowów

tektonicznych oraz towarzyszącą im aktywną sejsmikę i

wulkanizm.

Dzieje Ziemi - odtwarzanie i najważniejsze wydarzenia

Badaniem i opisywaniem dziejów skorupy ziemskiej oraz jej powierzchni zajmuje się geologia historyczna. Historia Ziemi badana jest różnymi metodami, na podstawie dokumentów, których dostarcza sama Ziemia.

Podstawowym źródłem informacji są skały - metoda oparta na ich badaniu nosi nazwę petrograficznej - na podstawie rodzaju skał określa przeszłość lądową lub wodną, warunki klimatyczne oraz aktywność skorupy ziemskiej, np. wapienie są skałami najczęściej powstającymi w wodzie, pokłady soli wskazują na obecność słonych zbiorników i klimat sprzyjający ich wysychaniu (klimat ciepły), skały wulkaniczne świadczą o aktywności sejsmicznej.

Metoda stratygraficzna - polega na ustalaniu kolejności zdarzeń na podstawie układu warstw skalnych. Jeśli warstwy skał nie zmieniły swego pierwotnego położenia, są niezaburzone, to zawsze warstwy leżące głębiej są starsze, płycej położone - młodsze.

Metoda paleontologiczna opiera się na badaniu zawartych w skałach szczątków organicznych z minionych epok geologicznych. Skamieniałości organizmów, które pojawiły się na krótko, ale występowały powszechnie, na dużych obszarach nazywa się skamieniałościami przewodnimi.

Metody - paleontologiczna i stratygraficzna - służą do określania względnego wieku Ziemi.

Do określania wieku bezwzględnego wykorzystuje się własności pierwiastków promieniotwórczych. Na podstawie badań rozpadu pierwiastków promieniotwórczych określono czas powstania globu ziemskiego na 4,6 mld lat temu.

Dzieje Ziemi podzielono na jednostki czasu: era, okres, epoka, wiek. Granice er wyznaczyły wielkie orogenezy, czyli ruchy górotwórcze lub zmiany klimatu, które wywołały znaczące zmiany w świecie organicznym.

Podział dziejów Ziemi:

Ery	Okresy	Czas trwania
Kenozoiczna	czwartorzęd trzeciorzęd	65
Mezozoiczna	kreda jura trias	165
Paleozoiczna	Perm Karbon Dewon Sylur Ordowik kambr	370
Proterozoiczna		Ok. 2 000
Archaiczna		Ok. 2 400

Najważniejsze wydarzenia er:

Ery prekambryjskie - archaiczna i proterozoiczna:

formuje się skorupa ziemska, atmosfera i hydrosfera

tworzą się tarcze i platformy - fundamenty kontynentów

powstaje w wodach życie - rozwijają się prymitywne organizmy

Era paleozoiczna:

żyją organizmy, które utworzyły skamieniałości przewodnie tej ery - trylobity, graptolity

stopniowy rozwój życia - pojawiają się kręgowce, wśród nich prymitywne ryby, płazy, gady - życie z wody wychodzi na ląd

rozwijają się rośliny lądowe, w karbonie lasy tworzą olbrzymie skrzypy, widłaki, paprocie drzewiaste, które są podstawą do wytworzenia się węgla w tym okresie

mają miejsce dwie potężne orogenezy: starsza - kaledońska i młodsza - hercyńska

zmienia się przestrzenny układ kier kontynentalnych

klimat wykazuje duże wahania, występują klimaty równikowe, umiarkowane i okołobiegunowe

u schyłku ery następuje wielkie wymieranie - wyginęło około 90% gatunków zwierząt

Era mezozoiczna:

zmienia się rozkład lądów i mórz, mają miejsce transgresje i regresje mórz, czyli zalewanie obszarów lądowych i ustępowanie mórz z lądów

następuje silny rozwój gadów, pojawiają się pierwsze ptaki i pierwsze ssaki

pojawiają się naczelne

w morzach żyje bogata fauna - głowonogi: amonity i belemnity utworzą skamieniałości przewodnie - z ich obumarłych szczątków tworzą się pokłady wapieni

rozpoczynają się pierwsze ruchy orogenezy alpejskiej

z końcem ery wymierają wielkie gady lądowe, głowonogi i wiele innych gatunków

Era kenozoiczna:

jest najkrótszą erą, ale nadal trwającą

kształtuje się współczesny układ i rzeźba lądów i mórz

pojawia się człowiek, w świecie zwierzęcym dominują ssaki

w wyniku ruchów orogenezy alpejskiej powstają wielkie masywy górskie

występują znaczące zmiany klimatu doprowadzające do rozwoju i zaniku lądolodów i lodowców

ocieplenie klimatu powoduje zanik lądolodu na półkuli północnej, znaczącym czynnikiem rzeźbotwórczym stają się wody płynące, wiatr, a później człowiek

Minerały i skały

Określając rodzaj skał, podając ich wiek, charakteryzując wzajemne ułożenie warstw skalnych podajemy główne cechy budowy geologicznej. Najmniejszym, z punktu widzenia geologii elementem są minerały, które budują skały tworzące skorupę ziemską (skała to naturalne skupisko minerałów). Minerał jest pierwiastkiem lub związkiem chemicznym, bądź jednorodną mieszaniną pierwiastków lub związków chemicznych powstałą w sposób naturalny. Znanych jest około 3000 minerałów. Te najpospolitsze, najczęściej budujące skały, nazywamy skałotwórczymi. Są to kwarc, skalenie i miki, czyli łyszczyki. Minerały różnią się między sobą właściwościami, np. twardością (rozpoznawana jest po zdolności rysowania bardziej miękkich minerałów przez twardsze), postacią krystaliczną (cecha rozpoznawana zwykle tylko pod mikroskopem i określana jako “słupki”, “płytki”, “ziarna”), połyskiem, barwą, smakiem, rysą, łupliwością i innymi.

Skały w zależności od ich pochodzenia dzieli się na:

magmowe (magma - są to płynne skały znajdujące się we wnętrzu Ziemi) - powstają w wyniku krzepnięcia magmy. Ze względu na sposób i przebieg procesu krystalizacji wyróżnia się skały magmowe głębinowe - proces krystalizacji minerałów zachodzi tu głęboko pod powierzchnią Ziemi i skały magmowe wylewne - krzepnięcie zachodzi na powierzchni Ziemi lub tuż pod nią. Najdogodniejsze warunki do krystalizacji mają minerały, które powstają we wnętrzu Ziemi, stąd skały głębinowe są jawnokrystaliczne, np. granit, sjenit, natomiast skały wylewne mają budowę skrytokrystaliczną, gdyż nie było warunków do wytworzenia kryształów np. bazalt, który ma jednolitą, ciemną barwę.

osadowe - powstają w wyniku osadzania, czyli sedymentacji cząstek organicznych - roślinnych i zwierzęcych, lub okruchów innych skał w zbiornikach wodnych lub na lądzie. Występują powszechnie na powierzchni Ziemi. Rodzaj cząstek budujących te skały i miejsce ich osadzania pozwala zróżnicować skały osadowe na: okruchowe, powstałe z okruchów pochodzących z niszczenia innych skał, np. są to piaski, żwiry, glina, zlepieńce, piaskowce, iły i inne, organiczne - utworzone ze szkieletów, skorup, pancerzy wapiennych organizmów morskich (skały wapienne) lub ze szczątków roślin (torfy, węgle). Skałami osadowymi są też sole, gipsy, siarka, powstające zwykle przez wytrącanie się minerałów z roztworów, czyli skały osadowe chemiczne.

Część skał pod wpływem głównie wysokiej temperatury, dużego ciśnienia, co ma miejsce na różnej głębokości we wnętrzu Ziemi, zmienia swą wewnętrzną budowę (ułożenie składników skały), skład mineralny i często skład chemiczny. To przeobrażanie zachodzi np. w czasie orogenez i tworzy skały przeobrażone (metamorficzne), np. gnejsy, marmury, kwarcyty, łupki

Właściwości skał decydują o ich odporności na niszczenie. W związku z tym wygląd terenu (rzeźba) jest bezpośrednio uzależniona od skał budujących dany obszar. Mają też znaczenie dla gospodarki np. skały magmowe i przeobrażone odznaczają się wysoką twardością i stąd mają zastosowanie w budownictwie jako materiał trwały, osadowe wykorzystywane są w energetyce (węgle, ropa), w budownictwie, np. wapienie w przemyśle chemicznym, przeobrażone są ponadto bardzo dekoracyjne.

Procesy wewnętrzne i zewnętrzne kształtujące powierzchnię Ziemi

Procesy wewnętrzne i zewnętrzne kształtujące powierzchnię Ziemi

Procesy wewnętrzne, czyli endogeniczne, obejmują ruchy izostatyczne, epejrogeniczne, wulkanizm, sejsmikę (trzęsienia Ziemi), ruchy górotwórcze. Procesy wewnętrzne zachodzą we wnętrzu Ziemi. Energia, która je uruchamia pochodzi z ciepła wnętrza Ziemi.

Do procesów zewnętrznych, czyli egzogenicznych, zalicza się wietrzenie, erozję z udziałem wód, lodowców i wiatru oraz przemieszczanie materiału skalnego pod wpływem siły grawitacji (ruchy masowe). Źródłem energii procesów zewnętrznych, kształtujących powierzchnię Ziemi, jest energia promieniowania słonecznego i siła ciężkości.

Procesy wewnętrzne:

- ruchy izostatyczne i epejrogeniczne

- plutonizm i wulkanizm

- ruchy górotwórcze

- trzęsienia Ziemi

Procesy zewnętrzne

- wietrzenie skał i ruchy masowe

- rzeźbotwórcza działalność rzek

- zjawiska krasowe

- działalność wiatru

- działalność lodowców i lądolodów

- działalność mórz

Ruchy izostatyczne i epejrogeniczne

Ruchy epejrogeniczne i izostatyczne dotyczą pionowego ruchu płyt litosfery lub tylko ich części.

Ruchy izostatyczne powstają w wyniku do zaburzenia równowagi izostatycznej, w jakiej znajduje się sztywna litosfera unosząc się na plastycznej astenosferze. Przykładem tych ruchów jest powolne dźwiganie się Skandynawii po uwolnieniu od grubej pokrywy lądolodu, która pierwotnie spowodował jej ugięcie. Obszar ten podniósł się już o 250 m w ciągu ostatnich 10 000 lat. Z kolei Antarktyda ugina się pod naciskiem przygniatającej ją masy współczesnego lądolodu.

Ruchy epejrogeniczne są głównie powodowane powolnym, wielkoskalowym przemieszczaniem się magmy pod skorupą ziemską. Przykładem ruchów obniżających związanych z tym procesem jest obniżanie się Holandii. Wznoszenie epejrogeniczne zaobserwowano m. in. nad Morzem Śródziemnym koło Neapolu (świadczą o tym ślady małży skałotoczy widoczne na słupach świątyni Serapisa). Ruchy epejrogeniczne nazywane są inaczej lądotwórczymi, gdyż przy ruchach obniżających zachodzi transgresja, czyli wkraczanie morza na ląd, a przy wznoszących - regresja, czyli ustępowanie morza z lądu.

Plutonizm i wulkanizm

Plutonizm, nazwany od greckiego

boga podziemia - Plutona, dotyczy zjawisk związanych z

przemieszczaniem się magmy pod skorupą Ziemi. Tworzą się intruzje magmowe, czyli magma wdziera się między inne skały niemagmowe. Intruzje przybierają różne formy jak batolity, lakolity, żyły, soczewki, kominy (rysunek).

Wulkanizm, kojarzący się z

rzymskim bogiem ognia Vulcanusem, obejmuje wszystkie zjawiska

związane z działalnością wulkanów, a zatem wydobywanie się płynnych, stałych i gazowych produktów wulkanicznych. Tworzą je: magma oraz rozdrobnione siłą wybuchu materiały skalne (piroklastyczne) i gazy wulkaniczne.

Miejsce ich wydobywania się,

czyli erupcji, nazywamy wulkanem. Erupcja dokonuje się bądź poprzez komin i krater wulkanu - tworzą się wówczas stożki wulkaniczne, bądź poprzez szczeliny, wtedy powstają rozległe pokrywy wulkaniczne.

Erupcje wulkaniczne dokonują się pod wpływem ciśnienia gazów

lub wskutek przemieszczeń materiału w skorupie ziemskiej

wyciskających płynną magmę ku powierzchni Ziemi.

Przekrój przez wulkan

Zależnie od rodzaju wyrzucanego

materiału i przebiegu wybuchów wyróżnia się wulkany:

płaskie, tarczowe, z których wydobywa się tylko lawa, np. wulkany Hawajów

eksplozywne, o gwałtownym wybuchu, wyrzucające tylko materiały piroklastyczne, czyli bloki, okruchy skał, drobne fragmenty zastygłej w powietrzu lawy (bomby, lapille), rozpyloną lawę tworzącą popioły, np. wulkany Gwatemali, Filipin

stratowulkany, mieszane, wyrzucające produkty płynne i stałe, stanowiące większość wulkanów na lądach, np. Wezuwiusz (Włochy), Fudżijama (Japonia)

Wyróżnia się wulkany czynne, drzemiące i wygasłe.

Na świecie jest obecnie około

450 wulkanów lądowych. Za wygasłe uważa się takie, których

wybuchu nie zachowała pamięć ludzka, wiele jest jednak

wulkanów drzemiących. W Europie do czynnych wulkanów należą

m. in.: Etna na Sycylii, Stromboli na Wyspach Liparyjskich,

Wezuwiusz, Santoryn w Grecji, Hekla na Islandii. Obszary

wygasłych wulkanów znajdują się m. in. w Masywie Centralnym we

Francji, w Górach Eifel w Niemczech, w Polsce - Góra Św. Anny

Występowanie wulkanów na Ziemi

jest ściśle związane ze strefą młodej aktywności górotwórczej i z obszarami aktywnych trzęsień Ziemi. Związek tych zjawisk

tłumaczy teoria

tektoniki płyt litosfery. W miejscach, gdzie jedna płyta litosfery

zagłębia się pod drugą, wulkany powstają na kontynencie wzdłuż ich krawędzi oraz wzdłuż rowów oceanicznych, np.

wybrzeże Pacyfiku, Europa Południowa, wyspy Japonii, Filipin.

Wulkany powstają także w miejscach rozsuwania się płyt

litosfery od siebie, czyli w grzbietach śródoceanicznych i w

dolinach ryftowych, np. w Grzbiecie Środkowoatlantyckim, na

Islandii, w Afryce wschodniej.

Ruchy górotwórcze

Powstawanie gór fałdowych związane jest z przemieszczaniem się płyt litosfery. Występowanie gór obserwuje się w strefach, gdzie:

dwie płyty kontynentalne w wyniku ruchów poziomych napierają na siebie doprowadzając do zderzenia (kolizji), np. Płyta Afrykańska i Euroazjatycka, Płyta Dekanu i Euroazjatycka. W wyniku ich kolizji powstały Alpy i Himalaje. Tworzywem gór stały się osady basenu oceanicznego zawartego między napierającymi płytami. Stale postępujące kurczenie się basenu powoduje boczne naciski i fałdowanie się osadów. Sfałdowana strefa zwiększa obciążenie litosfery i w wyniku zachwiania równowagi skorupy ziemskiej pojawiają się ruchy pionowe, wynoszące sfałdowany obszar.

góry powstają też, gdy nastąpi kolizja płyty kontynentalnej z oceaniczną, płyta oceaniczna wsuwa się wtedy pod kontynentalną (subdukcja), czemu towarzyszy zdzieranie z jej powierzchni osadów, fałdowanie i przyrastanie do powierzchni kontynentów - przykładem są góry okołopacyficzne - Andy, Kordyliery.

Najwyższe góry powstały w czasie alpejskich ruchów górotwórczych, młodych, mezozoiczno-kenozoicznych. W przeszłości geologicznej Ziemi miały również miejsce i inne ruchy górotwórcze. Silnie zaznaczyły swoją działalność orogenezy ery paleozoicznej - kaledońska i hercyńska.

Proces powstawania gór jest niezwykle powolny. Deformacje, czyli zniekształcenia osadów oceanicznych, są jednak ogromne i świadczą o olbrzymich siłach. Trzon gór tworzą zwykle skały przeobrażone, a otaczają je skały osadowe lądowo-morskie. Znaczne partie obszarów górskich tworzy flisz, czyli naprzemianlegle ułożone warstwy piaskowców, zlepieńców i łupków. Strefy fliszowe stanowią najczęściej zewnętrzne partie gór. Procesy powstawania gór tworzą cykl górotwórczy obejmujący kilka następujących po sobie etapów, czyli stadiów rozwoju: gromadzenie się grubej (powyżej kilku kilometrów) serii osadów na dnie morza; fałdowanie osadów w wyniku nacisków bocznych; wypiętrzanie; niszczenie i zrównywanie gór przez czynniki zewnętrzne.

Trzęsienia Ziemi

Trzęsienie Ziemi to nagłe przemieszczenie się mas skalnych w obrębie skorupy. Powoduje ono powstanie drgań, które rozchodzą się w postaci fal sprężystych. Fale te po dojściu do powierzchni odczuwalne są w postaci krótkotrwałych i gwałtownych wstrząsów. Wzbudzane są we wnętrzu Ziemi i rozprzestrzeniają się w postaci fal sejsmicznych. Odczuwane są w postaci drgań, kołysań, falowań powierzchni. Zależnie od przyczyny, która je wywołuje dzielone są na:

tektoniczne - związane z ruchami kier litosfery, ruchami górotwóczcymi, izostatycznymi; stanowią 90% wszystkich trzęsień,

wulkaniczne - towarzyszą wybuchom wulkanów bądź przemieszczeniom magmy w skorupie ziemskiej, przy czym wstrząs Ziemi poprzedza erupcję wulkanu; stanowią 7% wszystkich trzęsień i są na ogół słabe,

zapadliskowe - powstają wskutek zapadnięcia się stropu jaskini, wyrobiska górniczego; należą do najsłabszych i najrzadszych (3%).

Rozmieszczenie trzęsień Ziemi jest bardzo nierównomierne. Na Ziemi wyróżnia się :

obszary sejsmiczne z aktywnymi, częstymi wstrząsami. Należą do nich obszary młodych górotworów, a zwłaszcza obszary wokółpacyficzne - Andy, Kordyliery, Japonia, Nowa Zelandia, Melanezja. Na obszar ten przypada 80% trzęsień Ziemi. Drugą strefą sejsmiczną jest rejon śródziemnomorski oraz obszar ciągnący się od Iranu przez Pamir, północne Indie do Półwyspu Malajskiego

obszary pansejsmiczne z rzadkimi i słabymi wstrząsami (Masyw Centralny, obszar Morza Północnego, Ural, Wielkie Góry Wododziałowe),

obszary asejsmiczne, nie nawiedzane przez wstrząsy (stare platformy kontynentalne).

Źródło fal sejsmicznych podczas trzęsienia Ziemi znajduje się w głębi Ziemi i stanowi ognisko trzęsienia Ziemi, czyli hipocentrum. Z ogniska rozchodzą się fale we wszystkich kierunkach docierając do powierzchni Ziemi. Punkt na powierzchni znajdujący się w najkrótszej odległości od hipocentrum, do którego fale sejsmiczne docierają najwcześniej, to epicentrum. Tu wstrząs jest najsilniej odczuwalny i powoduje najdotkliwsze zniszczenia.

Wietrzenie skał i ruchy masowe

Pod wpływem oddziaływania atmosfery, hydrosfery i biosfery w skałach na powierzchni Ziemi zachodzą zmiany fizyczne i chemiczne określane jako wietrzenie skał. Wietrzenie jest procesem rozpadu, rozluźniania skał, bądź ich chemicznej przemiany. Obejmuje zarówno powierzchniową warstwę Ziemi, jak i warstwę przypowierzchniową z reguły do głębokości kilku lub najwyżej kilkudziesięciu metrów.

Wietrzenie obejmuje dwa procesy:

wietrzenie fizyczne (mechaniczne) zachodzące pod wpływem nasłonecznienia powodującego różnice w objętości skał - nagrzewane rozszerzają się termicznie, wychładzane - kurczą. Powtarzalność tych zmian wywołana różnicami temperatur między dniem i nocą powoduje naprężenia i pękanie skał. Na obszarach pustyń skały mogą nagrzać się do temperatury 80 °C w ciągu dnia i wychłodzić nocą do 0 °C. Inną przyczyną wietrzenia fizycznego jest zmiana objętości wody wypełniającej szczeliny i spękania skał. Zachodzi ona podczas zamarzania i rozmarzania wody - ten rodzaj wietrzenia mechanicznego określa się jako zamróz lub wietrzenie mrozowe. Podobną rolę wywierania ciśnienia na ściany szczelin skał wskutek zmiany objętości odgrywa krystalizacja soli w szczelinach. Wietrzenie solne odgrywa duże znaczenie w klimatach suchych.

wietrzenie chemiczne prowadzące do zmiany składu chemicznego skały, np. wapienie pod wpływem wody ulegają rozpuszczeniu. Wietrzenie to może polegać m. in. na rozpuszczaniu, uwadnianiu, utlenianiu, uwęglanowieniu. Zachodzi na obszarach zawsze odznaczających się obecnością wody.

W wietrzeniu skał mogą pewną rolę odgrywać organizmy. Ich oddziaływanie ma postać wietrzenia mechanicznego, gdy np. korzenie roślin wnikaja w szczeliny i rozluźniają skały, lub chemicznego, gdy oddziałują wydzielanymi substancjami chemicznymi. Niekiedy wyróżnia się oddzielnie wietrzenie biologiczne.

Produktem wszystkich typów wietrzenia jest pokrywa luźnych skał czyli zwietrzelina. Odgrywa ona istotną rolę w powstawaniu gleb. Wietrzenie silnie związane jest z klimatem. W klimatach zimnych dominuje zamróz, którego produktem są ostrokrawędziste rumowiska - gołoborza, rumosze skalne. W klimatach umiarkowanych wietrzenie ma związek z obecnością wody - zimą ujawni się głównie jako wietrzenie mrozowe, a latem jako chemiczne. W warunkach gorącego suchego klimatu zachodzi wietrzenie insolacyjne, a z powodu dużego parowania wody także solne - woda paruje zawsze w postaci chemicznie czystej, stąd dochodzi do koncentracji soli w gruncie. W klimatach gorących i wilgotnych dominuje wietrzenie chemiczne doprowadzające do powstania gliniastych pokryw zwietrzelinowych, np. laterytowych z dużą zawartością związków żelaza.

Ruchy masowe (grawitacyjne) polegają na przemieszczaniu się zwietrzeliny, gleby w dół stoku pod wpływem siły ciężkości. Stok, to każda nachylona powierzchnia (np. stok pagórka, zbocza doliny). Zanim dojdzie do przemieszczenia materiału, stoki wykazują równowagę, stabilność. W miarę zwiększenia nachylenia stoku rośnie prawdopodobieństwo naruszenia tej równowagi i tym bardziej gwałtowne może być przemieszczenie materiału po powierzchni stoku. Przeciwdziała temu siła tarcia i spoistość osadów. Skały zwięzłe cechuje duże tarcie i duża spoistość. Jednakże i tarcie, i spoistość zmniejszają się z czasem wskutek wietrzenia i następują ruchy zwietrzeliny.

Rzeźbotwórcza działalność rzek

Działalność rzek należy do

najbardziej powszechnych procesów rzeźbotwórczych. Na

większości obszarów lądowych rzeki są najważniejszym

czynnikiem rzeźbotwórczym. Praca rzek polega na erozji

rzecznej, transporcie materiału i jego akumulacji.

Niszczenie obszaru, przez który rzeka płynie jest wynikiem:

erozji wgłębnej (dennej)- rzeka pogłębia koryto rzeczne

erozji bocznej - rzeka oddziałuje na brzegi koryta rzecznego

wstecznej (źródłowej) - rzeka poszerza niszę źródliskowej

Zróżnicowanie erozji, jej intensywność warunkowane są głównie odpornością skał

podłoża, ale nie bez znaczenia są też - spadek rzeki, prędkość płynięcia, ilość niesionego materiału.

Erozja wgłębna odgrywa największe znaczenie w górnym biegu rzeki, gdzie jest duży spadek. Polega na szorowaniu dna niesionym materiałem skalnym pochodzącym ze zboczy, dna, uderzaniu nim o dno i odrywaniu od niego kolejnych fragmentów skalnych, w wyniku czego tworzy się stromościenna dolina o przekroju w kształcie litery V.

Erozja boczna doprowadza do poszerzania koryta rzecznego. Zachodzi w biegu środkowym,

gdzie rzeka ma już mniejszy spadek, ale prowadzi znacznie

więcej wody wskutek zasilania przez dopływy. Tu też zaczyna

dominować transport materiału nad erozją wgłębną. Erozja

boczna wiąże się z krętymi korytami, w których nurt

przemieszcza się od jednego brzegu do drugiego. Rzeka podcina wklęsłe brzegi, a materiał z niszczenia akumuluje na

brzegach wypukłych. Rzeka posiada największą prędkość w

nurcie, stąd podcinanie skarpy brzegu może odbywać się z

prędkością nawet kilkudziesięciu metrów na rok. Niszczenie

brzegów powiększa krętość

rzeki. Powstają zakola rzeczne (meandry), a dolina ulega znacznemu poszerzeniu.

Erozja wsteczna - zachodzi przede wszystkim w biegu górnym, a w biegu środkowym i dolnym jedynie na progach skalnych. W miejscu wypływu wody

podziemnej zasilającej rzekę tworzy się nisza (rodzaj

zagłębienia). Wypływ wody, zwłaszcza, gdy wody te są pod

ciśnieniem, poszerza otwór, a ściany niszy cofają się.

Dochodzi do cofania się źródła, w efekcie czego długość

rzeki się zwiększa.

Akumulacja w korycie rzeki

zachodzi tam, gdzie rzeka ma mniejszy spadek, prowadzi mniej wody

oraz w odcinku ujściowym. W wyniku akumulacji tworzą się

łachy, np. łachy meandrowe, mielizny, widoczne przy niższych

stanach wody, a w biegu dolnym materiał niesiony przez rzekę

osadza się przy jej ujściu. Podczas powodzi i wylewów rzek,

namuły rzeczne nadbudowują równiny nadrzeczne, nazywane równinami zalewowymi lub tarasem zalewowym. Rzeka osadza materiał przy ujściu, jeśli

zbiornik wodny, do którego uchodzi jest płytki, brak jest

prądów przybrzeżnych oraz nie występują pływy. Akumulowany

materiał tworzy stożek napływowy, czyli deltę. Określenia tego użył po raz pierwszy w

starożytności Herodot, który zauważył podobieństwo równiny

przy ujściu rzeki do greckiej litery - delty. Największą deltę na świecie

wytworzyła Amazonka (100 tys. km2), wielkie delty tworzą Ganges z

Brahmaputrą, Mississipi, Nil, Wołga. Najszybciej rosnącą jest

delta rzeki Terek wpadającej do Morza Kaspijskiego (450 m/rok).

Poziom ujścia rzeki wyznacza

tzw. bazę erozyjną. Jest to poziom, poniżej którego

rzeka nie może już pogłębiać swojego koryta. Przyjmuje się,

że rzeki w wyniku erozji wgłębnej dążą do jej

osiągnięcia. Baza erozyjna może ulec zmianie np. w wyniku ruchów tektonicznych obniża się, a wtedy rzeka zwiększa erozję wgłębną.

Na powierzchniach pochylonych działają zatem dwie przeciwstawne siły - odrywająca i trzymająca. Naruszenie równowagi tych sił uruchamia ruchy masowe. Czynnikami warunkującymi ruchy masowe są więc:

nachylenie stoku - ma największy wpływ

rodzaj i ułożenie skał

klimat - decyduje m. in. o obecności wody w podłożu, co może zwiększyć ciężar zwietrzeliny i przyspieszyć jej ruch, woda może też tworzyć powierzchnię poślizgu

Grawitacyjne ruchy masowe występują w postaci odpadania, obrywania, spełzywania, spłukiwania, osuwania. Po przemieszczeniu materiału powstają nisze, żleby, żłobki, bruzdy, wąwozy, a u podnóża narastają piargi, blokowiska, piramidy ziemne.

Ruchy masowe są zdecydowanie niekorzystnym zjawiskiem. Człowiek z jednej strony sam często je potęguje, np. wycinając lasy, stosując głęboką orkę, z drugiej strony stosuje liczne zabiegi mające ograniczyć ruch mas, np. zalesia zbocza, stosuje orkę po poziomicy, a nie zgodnie z nachyleniem zboczy. W skrajnych sytuacjach można próbować technicznie zahamować procesy na stokach wprowadzając cement w materiał stoku lub stosować kosztowną silifikację (wstrzykiwać szkło wodne). Metody te nie zawsze dają oczekiwane rezultaty, stąd największą skuteczność ma racjonalna gospodarka na powierzchniach pochylonych.

Zjawiska krasowe

Opady atmosferyczne spadające na powierzchnię Ziemi,

zasilają wody podziemne. Wsiąkaniu, czyli infiltracji

sprzyjają takie warunki jak spękania, szczeliny, porowatość i

przepuszczalność skał, słabe pokrycie roślinnością i

płaskość terenu. Wody wsiąkając oddziałują na skały. Mogą je wymywać, bądź rozpuszczać. Proces rozpuszczania skał wapiennych to kras. Kras rozwija się zarówno w

wyniku rozpuszczającej działalności wody podziemnej, jaki i

pod wpływem wód powierzchniowych. Wspólną cechą

rozpuszczających wód jest ich nasycenie dwutlenkiem węgla,

który pobierany jest z powietrza oraz pochłaniany z pokrywy

roślinnej i gleby. Woda staje się więc słabym kwasem

węglowym, który silnie oddziałuje na wapienie, dolomity, gipsy, sole kamienne. Kras

odznacza się bardzo dużym zróżnicowaniem form

powierzchniowych i podziemnych.

Kras powierzchniowy charakteryzują takie formy jak:

żłobki, żebra krasowe powstające na nachylonych powierzchniach - żłobki,

podłużne wgłębienia w kształcie rowków, rozdzielone są grzbietami, czyli żebrami, np. w Górach Dynarskich, Tatrach Zachodnich

ospa krasowa, czyli drobne zagłębienia na płaskich powierzchniach lejki ponory, czyli szczeliny skalne, w których giną rzeki wywierzyska, czyli źródła krasowe, wypływają nimi wody podziemnych rzek polja, duże kotliny o stromych ścianach, czasami wypełnione wodami i tworzące jeziora, np. w Chorwacji w Górach Dynarskich

mogoty, czyli ostańce, o charakterystycznych kopułowych kształtach, stromych zboczach, najlepiej reprezentowane w Chinach w okolicach miasta Guilin, gdzie utworzyły swoisty kras wieżowy

Duże nagromadzenie różnorodnych form krasu ma miejsce w Górach Dynarskich. Od Wyżyny Kras w tych górach dała nazwa procesu. Typowymi obszarami krasowymi są także Tatry, Wyżyna Krakowsko-Częstochowska, Niecka Nidziańska, Masyw Centralny we Francji, a poza Europą - Chiny, Wietnam, Jamajka, Kuba. Występują tam również formy krasu podziemnego, są to:

jaskinie często o piętrowym układzie, z labiryntem korytarzy, których długość sięga niekiedy setek kilometrów, np. system Jaskini Mamutowej w USA przekracza 500 km

nacieki kalcytowe w postaci draperii, sopli, czyli stalaktytów zwisających od stropu(sufitu) jaskiń, narastających od podłoża stalagmitów i powstałych w wyniku ich połączenia kolumn naciekowych -stalagnatów

studnie krasowe uformowane w wyniku poszerzania szczelin skalnych

Rzeźba krasowa uwarunkowana jest

nie tylko cechami budowy geologicznej (obecność spękanych

skał rozpuszczalnych), ale także klimatem. Najlepiej

wykształciły się krajobrazy krasowe w klimatach równikowych

(obfitość opadów, wysoka temperatura). W warunkach

współczesnego klimatu Polski (umiarkowane szerokości

geograficzne) kras rozwija się wolno, a istniejące formy krasowe dowodzą znacznie wilgotniejszych warunków klimatycznych w przeszłości.

Działalność wiatru

Wiatr dzięki swej zdolności do

unoszenia, transportu i akumulacji drobnego materiału, takiego jak pył, piasek, może przekształcać powierzchnię Ziemi. Tę rzeźbotwórczą działalność wiatru nazywamy działalnością eoliczną. Polega ona na wywiewaniu materiału - deflacji, niszczeniu skał niesionym materiałem - korazji oraz na akumulacji materiału, w wyniku której powstają różne formy wydmowe.

Działalność wiatru zachodzi

zwłaszcza tam, gdzie:

podłoże pozbawione jest szaty roślinnej, głównie z powodu niedoborów wody, przez co i grunt jest suchy

występuje luźny materiał - piasek, żwir, pył

brak jest większych przeszkód, które mogłyby tworzyć bariery dla wiatru

Takimi obszarami są pustynie

strefy gorącej i umiarkowanej, a także strefy wybrzeży morskich lub brzegi dużych jezior (Bajkał, Michigan). Szczególnym przykładem są zimne pustynie polarne.

Działalność wiatru doprowadza

do powstania wielu charakterystycznych form terenu. Są to m.

in.:

niecki deflacyjne -

zagłębienia terenu powstałe w wyniku nieustannego wywiewania luźnego materiału

grzyby skalne - właściwe pustyniom skalistym, charakterystyczne podcięcie odosobnionych form skalnych. Ich powstanie związane jest z większą zdolnością przenoszenia ziaren piasku przez wiatr tuż nad gruntem. Im wyżej, tym ilość materiału jest mniejsza, uderzeniom piasku podlega więc głównie dolna część skałek

graniaki - są to niewielkie okruchy skał o wyszlifowanych piaskiem powierzchniach oddzielonych ostrymi krawędziami

wydmy - formowane na obszarach piaszczystych mogą przybierać różne kształty. Barchany mają kształt półksiężyca zwróconego stroną wypukłą do kierunku wiania wiatru (Sahara

Zachodnia, Pustynia Libijska, Kara-kum, Kyzył-kum, Takla Makan, Ałaszan, wybrzeża morskie). Na terenach wilgotnych powstają wydmy paraboliczne - ich ramiona przytrzymywane są przez wilgoć w podłożu, bądź przez kępy roślinności, przez co wydma nabiera kształtu półksiężyca o ramionach skierowanych do wiatru. Dla Półwyspu Arabskiego, Australii, Pustyni Kalamarii charakterystyczne są podłużne, ciągnące się czasem kilkaset

kilometrów wydmy seify

pokrywy lessowe - uformowały się z pyłu zaakumulowanego na przedpolach pustyń (stepy) oraz na przedpolach dawnych lądolodów. Pył wywiany z przedpola Lodowca Skandynawskiego utworzył pokrywy lessowe na przedpolu Karpat, Alp, na obszarze Ukrainy i Pogórza Kazachskiego.

Pokrywy lessu w Chinach są natomiast współczesne - tworzone są z materiału wywiewanego z pustyń Azji Środkowej (z Gobi).

Działalność lodowców i lądolodów

Obecność lodowców i lądolodów na świecie wiąże się z występowaniem niskich temperatur oraz z występowaniem opadów śnieżnych w ilościach przewyższających szybkość topnienia. W górach obszar spełniający takie warunki położony jest powyżej granicy wiecznych śniegów. Jakkolwiek lodowce są zjawiskiem klimatycznym to jednak do ich powstania konieczne jest także dogodne dla gromadzenia się śniegu ukształtowanie powierzchni (półka skalna, nisza źródła rzeki, lej krasowy). Pomimo położenia powyżej granicy wiecznych śniegów lodowce nie wykształcą się na stromych stokach, gdzie pokrywa śniegu będzie się zsuwać.

Pokrywy lodowe, wykształcają się w postaci lodowców górskich bądź lądolodów. Lodowce górskie ozorami spływają z pól firnowych, czyli z miejsc gromadzenia się śniegu i jego stopniowego przeobrażania się w lód lodowcowy. Wskutek nacisku przyrastającej masy śniegu z pól firnowych wyciskane są jęzory lodowcowe, które spływają zgodnie ze spadkiem zbocza. Lądolody, które charakteryzują się ogromną masą lodu, rozprzestrzeniają się wielokierunkowo. Obecnie na Ziemi lądolody znajdują się na Antarktydzie i Grenlandii.

Działalność lodowców obejmuje erozję lodowcową, czyli niszczenie, przeobrażanie form terenu, transport materiału i akumulację.

Działalność niszcząca lodowców polega na szlifowaniu podłoża, czemu sprzyja grubość lodu i twardość skał, rysowaniu, zdzieraniu oraz wyorywaniu materiału z podłoża, głównie wskutek przymarzania materiału skalnego do masy lodowca. Wskutek erozyjnej działalności lodowca powstają formy:

rysy

wygłady lodowcowe, czyli gładkie powierzchnie skalne

Działalność przeobrażająca lodowców doprowadza do powstania takich form jak:

- cyrki lodowcowe, czyli kary (jeziora curkowe) - zagłębienia powstałe po polach firnowych; mają

znaczne głębokości, regularny kształt, zwykle wypełnione są

wodą jeziorną

- doliny U-kształtne, czyli

żłoby lodowcowe - dawne doliny rzeczne, którymi lodowce spływały w dół. Mają one płaskie dna, strome ściany, a przede wszystkim U-kształtny profil poprzeczny

Działalność transportowa

lodowców wiąże się z ruchem lodowca i z dużą ilością

materiału skalnego, który pochodzi z niszczenia podłoża,

ścian skalnych. Zależnie od jego umiejscowienia w lodowcu,

może on tworzyć morenę denną, boczną, środkową i

czołową. Lądolody tworzą tylko moreny czołowe i

denne. Materiał budujący morenę jest mieszaniną głazów,

piasku, gliny i nazywany jest gliną morenową.

Formy polodowcowe, powstają także w wyniku działania wód lodowcowych, które płyną pod lodowcem, krążą w lodowcu i wypływają wrotami na przedpole lodowca. Działalność wód lodowcowych określamy jako fluwioglacjalną.

Podobnie jak lodowiec, tak i wody lodowcowe wytwarzają formy

erozyjne i akumulacyjne.

Wodnolodowcowe (fluwioglacjalne) formy erozyjne:

rynny podlodowcowe, wyżłobione wodami podlodowcowymi płynącymi pod ciśnieniem, odznaczają się nierównym dnem, stromymi brzegami, zwykle są wypełnione wodami jeziornymi

pradoliny, wyżłobione przez wody odpływające z lądolodu i wody spływające z obszaru niezlodowaconego w kierunku czoła - z połączenia tych wód powstawały rzeki, które płynąc równolegle do czoła lodowca formowały szerokie doliny; do największych na świecie należą pradoliny w Polsce

Wodnolodowcowe (fluwioglacjalne) formy akumulacyjne:

ozy - ciągi długich pagórków i wałów o falistej linii grzbietowej; w krajach skandynawskich wykorzystywane jako drogi lądowe, jedyne w otoczeniu rozległych jezior, powstawały w wyniku akumulacyjnej działalności rzek podlodowcowych

kemy - pagórki piaszczysto-żwirowe powstałe w szczelinach, bądź między bryłami martwego lodu

sandry - utworzone przez wody na przedpolu lodowca pokrywy piaszczysto-żwirowe

Podczas Wielkiej Epoki Lodowej w

plejstocenie (czwartorzęd, era kenozoiczna) zlodowacenia

objęły powierzchnię trzykrotnie większą od obecnie

zlodowaconej. Największe rozmiary osiągnęło zlodowacenie

północnoamerykańskie. W Europie centrum zlodowaceń był

Półwysep Skandynawski, skąd lądolód w swym maksymalnym

zasięgu dotarł aż do południowych granic Polski. Na tych właśnie obszarach występuje największa ilość form polodowcowych.

Działalność mórz

Działalność rzeźbotwórcza wód morskich rozwija się w strefie wybrzeża. Spośród czynników naturalnych najsilniej wpływają na rozmiar i zasięg działalności morza, klimat, w którym położone jest wybrzeże oraz budowa geologiczna. Istotną rolę odgrywają ruchy wody morskiej - falowanie, obecność pływów i prądów morskich. Działalność morza jest często zakłócana gospodarką człowieka, np. poprzez budowę portów, osuszanie zatok, jak w Holandii, budowę wałów ochronnych.

Działalność morza jest zarówno niszcząca - nazywamy ją abrazją, jak i budująca, czyli akumulacyjna.

Działalność niszcząca -

abrazja: przeważa na wybrzeżach wysokich. Fale sztormowe uderzając z dużą energią o brzeg, podcinają go - tworzy się nisza abrazyjna. Powyżej na wysokim brzegu rozwijają się procesy osuwiskowe o obrywy. Prowadzi to do utworzenia stromej ściany - klifu.

Działalność budująca morza

rozwija się przede wszystkim na wybrzeżach płaskich i piaszczystych doprowadzając do powstania plaż, mielizn, mierzei. Wybrzeża niskie są nadbudowywane także przez rzeki uchodzące do morza i tworzące delty, a nawet przez organizmy, np. rafa koralowa.

Charakterystyka wybranych form powstałych w wyniku działalności morza:

Klif (faleza) - jest

stromym stokiem, ścianą skalną. U podnóża klifu tworzy się

platforma abrazyjna. Klif, który znalazł się poza zasięgiem

fal morskich i nie może się dalej rozwijać tworzy tzw. klif

martwy. Niszczenie klifu jest uwarunkowane nie tylko siłą fali przyboju, ale też odpornością skał wybrzeża. Skały twarde, odporne mogą utworzyć łuki, mosty, kominy znajdujące się na przedpolu dzisiejszej linii brzegowej.

Mierzeja - jest piaszczystym wałem oddzielającym zatokę od otwartego morza

Mierzeja, która nie zamknęła całkowicie zatoki to kosa. Mierzeja tworzy się przez akumulację

piasku niesionego przybrzeżnymi prądami, zamykając zatokę

tworzy jezioro, a jedynie odcinając - zatokę.

Lido - piaszczyste usypisko przybrzeżne utworzone przez prąd przybrzeżny wspomagany przez falę przyboju i wynurzone z morza. Oddziela od morza lagunę, czyli płytki, przybrzeżny zbiornik wodny

połączony z morzem kanałem odpływowym. W przeciwieństwie do

mierzei, lido nie zamknie całkiem laguny - uniemożliwiają to

pływy (przypływ i odpływ).

Jest kilka klasyfikacji wybrzeży morskich, a otojedna z nich:

mierzejowo-zalewowe, np. okolice Zatoki Gdańskiej

lidowo-lagunowe, np. wybrzeże Zatoki Meksykańskiej (mapa)

szkierowe, składające się z archipelagów drobnych wysp, które są garbami ukształtowanymi przez lądolód, np. wybrzeże Sztokholmu, wysp Alandzkich

fiordowe, powstałe w wyniku zatopienia przez morze dolin rzecznych przeobrażonych uprzednio przez lodowiec (żłobów lodowcowych)

riasowe - morze wypełniło dolne odcinki dolin rzecznych przekształcając je w głębokie zatoki, np. wybrzeże Bretanii, północno-zachodniej Hiszpanii, południowo-zachodniej Irlandii

dalmatyńskie, powstałe w wyniku zatopienia obszaru górskiego o przebiegu pasm równoległym do linii brzegowej

Typy gleb na Ziemi

Gleba jest cienką powierzchniową warstwą skorupy ziemskiej składającą się z cząstek mineralnych i organicznych, zawierającą wodę oraz powietrze, zdolną do zaspokajania potrzeb roślin. W glebie dzięki działalności roślin i drobnoustrojów zachodzą ciągłe przemiany substancji mineralnych w organiczne i odwrotnie. Gleba rozwija się w czasie, podlega przemianom okresowym i ciągłym.

Gleba powstaje w procesie glebotwórczym, na który składają się wietrzenie i procesy biologiczne. Wietrzenie powoduje rozpad litych skał. Właściwy proces glebotwórczy rozpoczyna się z chwilą pojawienia się organizmów na zwietrzałym podłożu, przy czym oba te procesy mogą zachodzić równocześnie. Proces glebotwórczy zależy od cech środowiska, w którym zachodzi. Elementy środowiska, które wpływają na proces powstawania gleb nazywamy czynnikami glebotwórczymi. Należą do nich: klimat, ukształtowanie powierzchni, skała macierzysta (tzn. ta, na której rozwija się gleba), rośliny i zwierzęta, wody.

Profil glebowy, charakteryzuje się występowaniem poziomów. Górną warstwę stanowi poziom próchniczny, gdzie powstaje próchnica, głębiej zalega poziom eluwialny, czyli wymywania - wsiąkające wody wypłukują oraz rozpuszczają składniki pokarmowe gleby i przemieszczają je w głąb gleby do poziomu wmywania. Poniżej tego poziomu zalega skała macierzysta, na której gleba się rozwinęła. W pierwszym stadium kształtowania gleba nieznacznie tylko różni się od skały macierzystej. Taką glebę nazywamy inicjalną, posiada ona słabo wykształcony profil.

Przestrzenny układ głównych typów gleb wykazuje związek ze strefami klimatycznymi. Glebami strefowymi są przede wszystkim: czerwonoziemy, żółtoziemy, szaroziemy, buroziemy, gleby kasztanowe, czarnoziemy, brunatne, bielicowe, tundrowe. Do gleb astrefowych należą: górskie, bagienne, mady, rędziny. Ich powstanie zdeterminowane jest innymi czynnikami niż klimat (np. rędziny występują wszędzie tam, gdzie są skały wapienne, mady w dolinach wielkich rzek).

Cechą gleby jest jej żyzność i urodzajność. Żyzność jest cechą “wrodzoną” gleby, jest to jej zdolność do zaspokajania potrzeb roślin w zakresie składników pokarmowych, wody, powietrza. Zdolność produkcyjną gleby nazywamy urodzajnością. Gleby urodzajne pozwalają osiągać wysokie plony z jednostki powierzchni. Do pewnego stopnia cechę tę można kształtować, np. poprzez nawożenie gleb.

Formacje roślinne

Rozmieszczenie roślinności na Ziemi wykazuje silną zależność od warunków klimatycznych. Klimatycznie uwarunkowana strefowość roślinna jest najważniejszą cechą pokrywy roślinnej Ziemi. Charakterystyczny sposób wykształcenia roślinności na danym obszarze nazywamy formacją roślinną. Na Ziemi występują formacje - drzewiaste, krzewiaste, trawiaste, pustynne, tundrowe.

Do formacji drzewiastych należą wiecznie zielone lasy równikowe, lasy podzwrotnikowe i lasy klimatu umiarkowanego. Formacje trawiaste to stepy i sawanny. Krzewiaste formacje reprezentuje roślinność twardolistna, np. makkia śródziemnomorska. Ubogą roślinnością odznaczają się formacje pustynne i tundrowe.

Strefowy układ klimatyczno-roślinny jest na wielu obszarach silnie zakłócany, głównie wskutek: nierównomiernego rozkładu lądów i mórz, zróżnicowania wysokości nad poziomem morza, oddalenia od zbiorników morskich, oddziaływania wiatrów: pasatów, monsunów.

Cechy głównych stref klimatyczno-roślinnych Ziemi:

strefa klimatu równikowego - przez cały rok jest tu gorąco i wilgotno. Brak wyraźnych pór roku, opady obfite (do 2000 mm). Temperatury są przez cały rok wysokie (25°C - 28°C). Naturalną roślinność stanowi tu wiecznie zielony, wilgotny las równikowy rosnący na żółtoziemach i czerwonoziemach oraz glebach laterytowych, zakwaszonych i ubogich. Las jest wielopiętrowy, charakterystyczne są liany - zdrewniałe pnącza, epifity osiedlające się na konarach i w koronach drzew, korzenie podporowe utrzymujące wysokie drzewa i tworzące u podstawy szerokie listwy, ale przede wszystkim różnorodność gatunkowa - 70-80% wszystkich gatunków ziemskich to gatunki występujące wyłącznie w lasach równikowych.

w strefie klimatu podrównikowego występują dwie odmiany klimatu - sucha i wilgotna. Naturalną roślinność tych stref stanowią lasy zrzucające liście w zimowej porze suchej oraz sawanny z lasami parkowymi i galeriowymi. Sawanna jest zbiorowiskiem roślinnym utworzonym przede wszystkim z traw z luźno rozrzuconymi kępami drzew. Typowe są akacje i baobaby.

w strefie zwrotnikowej, odznaczającej się stałymi wyżami i związanymi z tym skąpymi opadami (poniżej 250 mm w roku) oraz wysokimi temperaturami, wykształciła się formacja pustynna. Opady są nierównomierne w ciągu roku, zdarzają się lata bezdeszczowe. Występujące tu rośliny przechodzą w stan anabiozy - całkowicie zasychają, by w korzystniejszych warunkach ożyć. Inne rośliny, kserofity, magazynują wodę w swoim organizmie, niektóre przeżywają okres niekorzystny w postaci nasion, bulw, kłączy. Nie zmienia to faktu, że formacja pustynna jest najuboższą na świecie.

w strefie podzwrotnikowej typowe są twardolistne zarośla i lasy przez cały rok zielone, a w pobliżu stref umiarkowanych zrzucające liście na zimę. W klimacie śródziemnomorskim występuje makkia - gęste zarośla, w których występują mirty, pistacje, wawrzyny.

naturalną roślinność strefy umiarkowanej stanowią lasy liściaste zrzucające liście na zimę, lasy mieszane oraz bory szpilkowe, tworzące w strefie umiarkowanej chłodnej ubogą gatunkowo tajgę. W suchych wnętrzach kontynentów strefy ciepłej występują stepy, pod którymi wykształciły się żyzne czarnoziemy. Step jest bezdrzewną formacją trawiastą, pokrywa niekiedy ogromne powierzchnie na równinach. Największe obszary stepy zajmują w Eurazji, gdzie ciągną się od Morza Czarnego do Mongolii i północno-wschodnich Chin. Stepy Ameryki Północnej zwane są preriami, zajmują środkową część kontynentu. Na półkuli południowej większy obszar stepów stanowi pampa w Argentynie, tu jednak została niemal całkowicie zagospodarowana i przekształcona na pola uprawne i pastwiska.

w klimatach okołobiegunowych, w których przeważają chłodne wyże i panują niskie temperatury, niemożliwy jest wzrost roślin. Jedynie na peryferiach tej strefy krótkie i chłodne lato umożliwia wzrost roślinności tundrowej, bezdrzewnej mszysto-porostowej. Tundra występuje na skrajnej północy kontynentu eurazjatyckiego i północnoamerykańskiego.

Z ogólnego układu stref klimatyczno- roślinnych, do których silnie nawiązują też gleby, wyraźnie wyodrębniają się góry, gdzie pojawia się piętrowość klimatu i roślinności. Piętra górskie nie stanowią jednak odpowiednika stref klimatyczno-roślinnych i glebowych na Ziemi, choćby z tego względu, że w górach nie zmienia się długość dnia i nocy, a rytm opadów jest właściwy dla strefy klimatycznej, w której leżą.

---