1. Geografia fizyczna- wprowadzenie

Geografia jest nauką, która zajmuje się, podobnie jak geologia, geodezja oraz geofizyka, planetą Ziemią. Te cztery dyscypliny wzajemnie się uzupełniają i praktycznie nie mogą się rozwijać bez wzajemnej wymiany własnego dorobku. Ostatnio coraz silniejsze powiązania zaznaczają się również pomiędzy geografią a socjologią. Geografia zajmuje się zarówno zróżnicowaniem przyrodniczym występującym na kuli ziemskiej jak i społecznym i gospodarczym. Najogólniej współczesne nauki geograficzne dzielą się na geografie fizyczną oraz geografię społeczno- ekonomiczną.

Istnieją dwa zasadnicze podziały geografii:

a. geografia ogólna i geografia regionalna

b. geografia fizyczna i geografia ekonomiczna

Pierwszy podział: geografia ogólna zajmuje się prawidłowościami w zróżnicowaniu powierzchni Ziemi oraz działalności człowieka; geografia regionalna skupia się na kompleksowej charakterystyce poszczególnych krain geograficznych, państw i innych jednostek

Drugi podział: geografia fizyczna zajmuje się charakterystyką i przestrzennym zróżnicowaniem poszczególnych elementów środowiska geograficznego (tj. budowy geologicznej, rzeźby terenu, gleb, stosunków wodnych, klimatu, szaty roślinnej, szaty zwierzęcej). Geografia ekonomiczna społeczną, gospodarczą i polityczna działalnością człowieka

W skład geografii fizycznej wchodzą następujące działy:

- hydrografia- zajmująca się opisem śródlądowych oraz ich badaniem

- oceanografia- dotycząca zbiorników morskich i oceanicznych

- meteorologia- jej przedmiotem zainteresowań są zjawiska i procesy kształtujące pogodę

- klimatologia- analizująca klimat kuli ziemskiej

- geomorfologia- zajmująca się opisem i analizą form występujących na powierzchni Ziemi oraz czynników i procesów, które tworzą te formy

- pedologia- analizująca powłokę glebową kuli ziemskiej

- biogeografia- zajmująca się przestrzennym rozmieszczeniem zwierząt oraz roślin

- paleografia- której zadaniem jest określenie warunków jakie panowały na kuli ziemskiej w odległej przeszłości geologicznej

- glacjologia- skupiająca się na badaniu stref polarnych oraz innych miejsc, w których występują bądź występowały lodowce i lądolody

- geografia matematyczna- nazywana również astronomiczną, badająca i opisująca między innymi ruchy Ziemi oraz następstwa tych ruchów

Na geografię społeczno- ekonomiczną składają się:

- geografia ludności

- geografia osadnictwa

- geografia przemysłu

- geografia komunikacji

- geografia rolnictwa

- geografia usług

- gospodarka przestrzenna

2. Kartografia

Kartografia jest dziedziną wiedzy zajmującą się mapami czyli podstawowym narzędziem pracy geografa. Mapa według definicji Jana Flisa ("Słownik szkolny. Terminy geograficzne") jest obrazem, który prezentuje na płaszczyźnie powierzchnię Ziemi bądź jej część w określonym zmniejszeniu. Zachowane zostają zasady odwzorowania kartograficznego oraz użyte określone znaki umowne. Mapa posiada klika charakterystycznych cech:

- jest wykonana na płaszczyźnie

- odznacza się wymiernością, co oznacza, że wykonana została w ściśle określonej skali oraz z zachowaniem zasad odwzorowania

- do przedstawienia danego obszaru zastosowane zostały symboliczne znaki umowne

- obszar przedstawiony na mapie uległ procesowi generalizacji; polega on na wyborze i zamieszczeniu na mapie ważniejszych obiektów, a pominięciu mniej istotnych. Generalizacja uzależniona jest od przeznaczenia oraz rodzaju mapy

Każda mapa bez względu na rodzaj, treść i przeznaczenie składa się z kilku zasadniczych elementów, którymi są:

- obraz kartograficzny- stanowi on zasadniczą część mapy. Obraz ten prezentuje występujące na danym obszarze zjawiska, pokazuje ich rozmieszczenie

- osnowa matematyczna- jest niezbędnym elementem każdej mapy. Tworzy ją odwzorowanie, które zostało wybrane na samym początku do skonstruowania mapy, a co za tym idzie widoczna gołym okiem siatka kartograficzna. Do osnowy zalicza się również sieć punktów osnowy geodezyjnej, które określają wysokości i położenie pewnych charakterystycznych punktów prezentowanego obszaru

- elementy pomocnicze- są to wszystkie te elementy, które umożliwiają korzystanie z mapy. Na niektórych mapach ograniczają się one wyłącznie do legendy, natomiast czasem zamieszcza się na przykład wykresy odnoszące się bezpośrednio do obrazu kartograficznego

- dane uzupełniające- pojawiające się jedynie na niektórych mapach. Zalicza się do nich wszystkie te elementy, które pomagają w odczytywaniu obrazu kartograficznego (np. diagramy, tabele, przekroje, profile)

Mapy dzielą się w zależności od prezentowanych treści oraz w zależności od skali, w jakiej zostały wykonane.

Podział map ze względu na skalę:

  1. wielkoskalowe- są to mapy w skali równej lub większej 1: 200 000. Nazywane są również topograficznymi. Prezentują obszar bardzo dokładnie, nadają się do analizy zjawisk zachodzących na niewielkim obszarze.
  2. średnioskalowe- inaczej zwane przeglądowo- topograficznymi, są to mapy wykonane w skali od 1: 200 000 do 1: 1000 000
  3. małoskalowe- czyli przeglądowe, których skala jest mniejsza bądź równa 1: 1000 000. Są to mapy o znacznym stopniu generalizacji, bardzo mało szczegółowe. Służą one do prezentacji zjawisk o znacznym zasięgu

Podział map ze względu na treść:

  1. ogólnogeograficzne- prezentują ogół zjawisk zachodzących na danym obszarze
  2. tematyczne- przedstawiają jedynie pewne wybrane treści kartograficznego zależności od przeznaczenia mapy. Są to między innymi mapy: geologiczne, geomorfologiczne, hydrologiczne, ludnościowe, rolnicze, komunikacyjne, urbanistyczne

Podstawowym zadaniem przy sporządzaniu mapy jest wybór odpowiedniego odwzorowania kartograficznego. Pod pojęciem odwzorowania rozumie się ściśle określony matematyczny sposób przekształcenia powierzchni kuli ziemskiej (którą najlepiej oddaje elipsoida obrotowa) na powierzchnię płaską. Istnieje kilka klasyfikacji odwzorowań kartograficznych. Ze względu na powierzchnię, na którą dokonuje się rzutu powierzchni elipsoidy rozróżnia się odwzorowania:

- azymutalne- rzutowania dokonuje się na płaszczyznę

- walcowe- rzut elipsoidy na pobocznicę walca

- stożkowe- rzut elipsoidy na pobocznicę stożka

Ze względu na wzajemne położenie elipsoidy oraz powierzchni, na którą dokonuje się jej rzutu wyróżnia się następujące rodzaje odwzorowań:

- normalne- płaszczyzna odwzorowawcza styka się na biegunie z elipsoidą obrotową

- poprzeczne- punkt styczności występuje na równiku

- ukośne- punkt styku znajduje się w dowolnym miejscu pomiędzy biegunem a równikiem

Odwzorowania kartograficzne klasyfikuje się ponadto ze względu na rodzaj zniekształceń, które uzyskuje się w trakcie przenoszenia powierzchni elipsoidalnej na powierzchnię płaską. Wyróżnia się w związku z tym odwzorowania:

- wiernokątne- zachowane są wiernie kąty, natomiast zniekształceniom ulegają powierzchnie kartograficznego odległości

- wiernopowierzchniowe- wiernie odwzorowane powierzchnie, kosztem zdeformowania kątów kartograficznego odległości

- wiernoodległościowe- odległości zachowane wiernie, deformacje kątów oraz powierzchni

Przy tworzeniu map niezwykle istotne jest zastosowanie graficznych metod prezentacji różnego rodzaju zjawisk. Metod tych jest wiele kartograficznego zależności od zagadnienia, które przedstawione ma zostać na mapie. Wyróżnia się następujące grupy metod:

- sygnaturowa- za pomocą sygnatur prezentuje się na mapie takie obiekty, których rozmiary nie pozwalają przedstawić ich kartograficznego skali mapy (są to obiekty zbyt małe). Istnieją dwie zasadnicze grupy sygnatur: punktowe oraz liniowe. Sygnatury punktowe mogą mieć charakter figur geometrycznych, obrazków oraz liter. Służą one między innymi do zaznaczania złóż surowców mineralnych, fabryk, lotnisk teatrów itp. Za pomocą sygnatur liniowych przedstawia się natomiast drogi, linię brzegową oraz inne zjawiska, które posiadają liniowy charakter

- kropkowa- polega na tym, że każdej kropce nadaje się określoną wartość. Metodę tą wykorzystuje się do prezentacji zjawisk masowych, takich jak choćby rozmieszczenie ludności na danym obszarze.

- wektorów (znaków ruchu)- ilustruje zjawiska o charakterze dynamicznym, takie jak: przemieszczanie się prądów morskich, migracje ludnościowe itp.

- izarytmiczna- polega na zastosowaniu szeregu linii; każdej linii przypisana jest konkretna wartość. Każda izolinia łączy punkty o jednakowej wartości. Wyróżnia się następujące rodzaje izolinii:

  • izohipsy (jednakowe wartości ciśnienia)
  • izobaty (jednakowe głębokości)
  • izotermy (jednakowe wartości temperatury)
  • izohiety (jednakowe wartości opadów)
  • izobary (jednakowe wartości ciśnienia atmosferycznego)
  • izohaliny (jednakowe wartości zasolenia)
  • izohele (jednakowe wartości usłonecznienia)

- powierzchniowa- stosowana jest do przedstawienia, że na dany obszar jest pod jakimś względem jednorodny. Może to być na przykład terytorium jednego państwa, przynależność danego obszaru do jednej strefy klimatycznej, dominację jednej grupy etnicznej

- zasięgów- za jej pomocą prezentuje się m. in. zasięg występowania określonego gatunku (np. buka) na określonym obszarze

- kartogramu- wykorzystywana jest do przedstawienia zróżnicowanej intensywności jakiegoś zjawiska z odniesieniem przestrzennym. Przykładem posłużyć może kartogram przedstawiający gęstość zaludnienia w poszczególnych województwach Polski

- kartodiagramu- podobna do poprzedniej metody, jednak różni się tym, że wartości prezentowane na mapach mają charakter bezwzględny (bez odniesienia do wielkości powierzchni). Za pomocą kartodiagramu zobrazować można na przykład liczbę ludności poszczególnych krajów europejskich

3. Astronomiczne podstawy geografii

Na przestrzeni dziejów poglądy na temat usytuowania Ziemi we wszechświecie zmieniały się. Od stuleci ścierały się ze sobą dwie zasadnicze teorie na ten temat:

-teoria geocentryczna- zakładała, że Ziemia stanowi centrum Wszechświata

- teoria heliocentryczna- autorstwa M. Kopernika (1543); centralne położenie Słońca, wokół którego poruszają się planety

Budowa Układu Słonecznego

Układ Słoneczny składa się z szeregu obiektów: Słońca, planet, ich księżyców oraz pierścieni, planetoid, komet, meteoroidów.

Różnica pomiędzy planetami i gwiazdą (Słońcem) polega na tym, że gwiazda świeci światłem własnym, które jest efektem zachodzących w jej wnętrzu reakcji termojądrowych, planety świecą światłem odbitym od gwiazdy. Planetami Układu Słonecznego są: Merkury, Wenus, Ziemia, Mars, Jowisz, Saturn, Uran, Neptun, Pluton. Różnią się one między sobą m. in. budową (pierwsze cztery zbudowane są tak jak Ziemia, pozostałe maja budową gazową), wielkością, ilością naturalnych satelitów (tj. księżyców). W całym układzie Słonecznym znajduje się w sumie 61 księżyców.

Uznaje się, że do powstania Układu Słonecznego doszło około 5mld lat temu. Wyłonił się on z obłoku, w skład którego wchodził pył oraz materia międzygwiezdna. W jego centrum znajduje się Słońce tworzone niemal w stu procentach przez hel oraz wodór. Rozmiary Słońca w porównaniu z rozmiarami Ziemi są ogromne. Jest ona ponad sto razy większa od naszej planety.

4. Ruchy Ziemi i ich następstwa

a) ruch obiegowy Ziemi

Jest to ruch jaki Ziemia wykonuje wokół Słońca. Droga, po której porusza się Ziemia ma kształt elipsy. Czas trwania pełnego obiegu wynosi 1 rok, a dokładnie 365 dób, 5 godzin, 48 minut, 45,9 sekundy. Średnia odległość Ziemi od Słońca wynosi 150mln km, przy czym w punkcie najbliższym (peryhelium) ta odległość wynosi 149mln km, a w najdalszym(aphelium) 152mln km. Dowodami na istnienie ruchu obiegowego są: aberracja światła, paralaksa bliskiej gwiazdy (czyli zmiana położenia gwiazdy na sferze niebieskiej w różnych porach roku). Następstwami ruchu obiegowego są: występowanie pór roku, a tym samym niejednakowe oświetlenie powierzchni Ziemi w ciągu roku, roczne zmiany miejsca wschodu i zachodu Słońca

Występowanie pór roku wynika z niejednakowego oświetlenia powierzchni kuli ziemskiej, jest ono uzależnione od szerokości geograficznej. Na półkuli północnej:

    • wiosna: 21. 03. - 22. 06
    • lato: 22. 06. - 23. 09
    • jesień: 23. 09. - 22. 12
    • zima: 22. 12 - 21. 03

Na półkulo południowej poszczególne pory roku występują z sześciomiesięcznym przesunięciem, np. lato: 22. 12 - 21. 03

Słońce świeci w zenicie jedynie w strefie międzyzwrotnikowej, z tym że na równiku 2 razy w ciągu roku: 21. 03 i 23. 09, są to tzw. równonoc wiosenna i równonoc jesienna; wówczas obie półkule oświetlone są w takim samym stopniu. Na zwrotniku Raka świeci w zenicie 22. 06, a na zwrotniku Koziorożca: 22. 12 (przesilenie letnie i przesilenie zimowe)

Noc polarna na półkuli północnej występuje od 23. 09. - 22. 12 do 21. 03. - 22. 06, z tym że na biegunie północnym trwa ona najdłużej, bo przez całe pół roku, a najkrócej (tylko jedną dobę) na kole podbiegunowym (dn. 22. 12 - 21. 03). Z kolei od 21. 03. - 22. 06 rozpoczyna się dzień polarny i na biegunie trwa aż do 23. 09. - 22. 12. Najkrócej występuje również na kole południowym- jeden dzień w roku: 22. 06. - 23. 09

Na półkuli południowej te poszczególne daty przesunięte są o sześć miesięcy w stosunku do powyższych.

b) ruch obrotowy Ziemi

Jest to ruch (zwany tez wirowym), który Ziemia wykonuje wokół własnej osi. Czas jego trwania wynosi dobę, a dokładnie 23 godziny, 56 minut, 4 sekundy, czyli w przybliżeniu 24 godziny (dobę). Odbywa się z zachodu na wschód (dlatego pozorna wędrówka Słońca po sklepieniu niebieskim następuje ze wschodu na zachód)

Dowodami na jego istnienie są: odchylenie na wschód ciał swobodnie spadających, działanie siły Coriolisa, odchylenie ciał poruszających się

Następstwa ruchu obrotowego dzieli się na pośrednie i bezpośrednie: do tych pierwszych zalicza się wszystkie dowody na istnienie tego ruchu, a ponadto następstwo dnia i nocy, wędrówka ciał niebieskich po nieboskłonie, spłaszczenie Ziemi przy biegunach, odchylenie pasatów (na półkuli północnej w prawo, a na południowej w lewo); następstwami pośrednimi są między innymi różnice klimatyczne na kuli ziemskiej.

Prędkość liniowa ruchu obrotowego nie jest stała, mieści się w przedziale od 0km/h na biegunach do 1666,7km/h na równiku.

5. Współrzędne geograficzne

Pod pojęciem współrzędnych geograficznych rozumie się wartości, które określają lokalizację punktu na powierzchni kuli ziemskiej. Położenie to określone jest za pomocą dwóch wartości: długości oraz szerokości geograficznej. Długość geograficzna to kąt zawarty pomiędzy półpłaszczyzną południka początkowego i południka przechodzącego przez określony punkt na powierzchni Ziemi (Jan Flis: "Szkolny słownik. Terminy geograficzne"). Pomiarów długości geograficznej dokonuje się na wschód i zachód od południka Greenwich, aż do 180 stopni. Ustanowienie południka przechodzącego przez Greenwich za południk 0 stopni nastąpiło w roku 1911 decyzją Międzynarodowej Unii Geograficznej.

Szerokość geograficzna określana dla uproszczonego kulistego kształtu Ziemi, to kąt zawarty między płaszczyzną równika promieniem ziemskim, przechodzącym przez określony punkt na powierzchni Ziemi (Jan Flis: "Szkolny słownik. Terminy geograficzne"). W geografii przyjęło się określać tą szerokości na północ bądź na południe od równika. Może ona wynosić od 0 do 90 stopni N lub S.

Znając współrzędne geograficzne skrajnych punktów jakiegoś obszaru można policzyć jego rozciągłość. Rozciągłość południkowa określana jest jako różnica szerokości geograficznej tychże punktów. Rozciągłość równoleżnikowa obliczana jest natomiast przez odjęcie wartości określających długość geograficzną.

6. Podstawowe informacje na temat kształtu Ziemi oraz jej rozmiarów

W starożytności wyobrażano sobie Ziemie jako powierzchnię płaską bądź też jako idealna kulę (Pitagoras). Najwcześniej wysuniętymi dowodami przemawiającymi za kulistością Ziemi były: sposób ukazywania się statki na horyzoncie (najpierw widoczny jest żagiel), zjawisko zaćmienia Księżyca

Współcześnie bardzo dokładnie poznano kształt Ziemi, do jego opisu używa się terminu geoida. Pod tym pojęciem rozumie się pewną teoretyczna powierzchnię, która w każdym miejscu prostopadła jest do lokalnego pionu. Jest ona zbliżona do elipsoidy obrotowej, jednak w stosunku do elipsoidy jej powierzchnia znajduje się wyżej na obszarach lądowych, a niżej na terenach morskich.

Wymiary Ziemi:

    • promień równikowy: 6378,14 km
    • promień biegunowy: 6356,75 km (a zatem różnica pomiędzy tymi promieniami wynosi około 21km, co świadczy o spłaszczeniu Ziemi przy biegunach)
    • obwód równika: 40075 km
    • powierzchnia Ziemi: 510mln km2
    • objętość Ziemi: 1083mld km3

Oprócz biegunów geograficznych kula ziemska posiada również bieguny magnetyczne. Ich istnienie wynika z faktu, że Ziemia posiada pole magnetyczne. Te dwa rodzaje biegunów (magnetyczne i geograficzne) nie pokrywają się ze sobą. Ponadto położenie biegunów magnetycznych ulega zmianie w czasie. Według najnowszych pomiarów bieguny magnetyczne znajdują się w następujących miejscach:

    • na półkuli północnej: 78° N i 105° W (terytorium Grenlandii)

- na półkuli południowej: 66° S oraz 105° E (terytorium Antarktydy) Granice magnetosfery oddalone są znacznie od powierzchni kuli ziemskiej, ponadto ich odległość zależy od wystawienia na oddziaływanie promieniowania słonecznego. Od strony zwróconej w kierunku słońca magnetosfera jest w znacznym stopniu spłaszczona, co wywołane jest oddziaływaniem wiatru słonecznego. Z kolei po przeciwległej stronie sfera ta jest bardzo wydłużona i jej granica znajduje się w odległości aż 150 000km od powierzchni Ziemi. Naukowcom do dnia dzisiejszego nie udało się z całą pewnością wyjaśnić przyczyn istnienia magnetycznej powłoki wokół naszej planety. Najpowszechniej przyjmowana teoria porównuje Ziemię do dynama. We wnętrzu planety, a dokładnie w płynnym jądrze wewnętrznym dochodzi do przemieszczania się niklu oraz żelaza i to prowadzi do zmienności pola magnetycznego. Bieguny magnetyczne Ziemi nieustannie wędrują. Przyjmuje się, że średnie tempo ich przemieszczania wynosi około 10m/ rok. Ciekawe jest, że w dziejach Ziemi miały miejsce zjawiska przebiegunowania polegające na tym, że północny biegun magnetyczny stawał się nagle południowym i na odwrót.

7. Atmosfera ziemska

Najważniejszymi składnikami atmosfery ziemskiej są: azot (78,09%) oraz tlen (20,09). W ilościach śladowych występują ponadto: argon, hel, ksenon, tlenki: azotu, siarki i węgla oraz ozonu. Dodatkowo w skład atmosfery wchodzi również dwutlenek węgla, a jego ilość jest zmienna, zależna miedzy innymi od uprzemysłowienia danego obszaru. W przekroju pionowym przez atmosferę wyróżnia się warstwy, którymi są:

    • troposfera- najniższa, sięgająca nad biegunami wysokości 6- 8 km, a nad równikiem 16- 18 km. W warstwie tej zawarta jest prawie cała para wodna atmosfery. Troposfera jest niezmiernie ważna z punktu widzenia funkcjonowania życia na Ziemi, ponieważ odbywają się w niej wszelkie procesy odpowiedzialne za pogodę i klimat
    • stratosfera- wznosi się do wysokości 50km, a jej cechą charakterystyczną jest obecność warstwy ozonowej, która pochłania zabójcze dla człowieka promieniowanie ultrafioletowe
    • mezosfera- rozciąga się na wysokości 50- 85 km nad powierzchnią Ziemi. W jej obrębie notowany jest gwałtowny spadek temperatury nawet do - 90o C
    • termosfera- najgorętsza spośród wszystkich warstw, temperatura wzrasta do niewyobrażalnej wartości 1500o C. Na wysokości 500 km zamienia się ona w egzosferę, bardzo zimny obszar, który stopniowo przechodzi w przestrzeń kosmiczną

Temperatura najniższych warstw atmosfery jest bardzo zmienna. Istnieje cały szereg czynników, które sprawiają, że w pewnych obszarach temperatura powietrza stale utrzymuje się na bardzo wysokim lub bardzo niskim poziomie, w innych zaś maja miejsce znaczne jej wahania. Najważniejszą rolę odgrywa położenie w określonej strefie geograficznej; im bliżej równika, tym wyższy jest kąt padania promieni słonecznych. W strefie międzyzwrotnikowej Słońce przez cały rok oświetla powierzchnię ziemską niemal pod kątem prostym. Im dalej od równika tym niższy jest ten kąt, przez co mniejsze są także dostawy energii słonecznej. Ponadto w strefie umiarkowanej występuje zjawisko pór roku. W okresie lata na półkuli północnej i zimy na południowej kat padania promieni słonecznych jest większy aniżeli w drugiej połowie roku. Wpływa to rzecz jasna w odpowiedni sposób na temperaturę powietrza. Temperatura ta kształtowana jest również przez prądy morskie, które jeśli są ciepłe- podnoszą średnią temperaturę powietrza (zimne prądy morskie obniżają średnią temperaturę). Wpływ ma także stopień oddalenia danego obszaru od mórz i oceanów. Tereny nadmorskie odznaczają się klimatem oceanicznym, dla którego charakterystyczne są niskie roczne amplitudy powietrza. Przeciwnie jest w przypadku klimatu kontynentalnego, pozbawionego łagodzącego wpływu wielkich mas wodnych. Na rozkład temperatur wpływ ma także wyniesienie obszaru (wraz z wysokością temperatura powietrza spada o 0,6 o C na każde 100m), stopień zanieczyszczenia powietrza (np. obecność dużych ilości pyłów hamuje dopływ promieniowania słonecznego), stopień zalesienia terenu, kolor podłoża (co wiąże się z pochłanianiem ciepła przez podłoże ciemne, a odbijaniem przez jasne).

Średnia temperatura powietrza w dolnej troposferze wynosi 15°C, jednak wartość ta jest bardzo różna dla poszczególnych obszarów. W strefie międzyzwrotnikowej kształtuje się ona w przedziale 25-28°C, natomiast w rejonach polarnych uśredniona wartość dla całego roku często nie jest wyższa aniżeli -30°C. W średnich szerokościach geograficznych przybiera ona wartości pośrednie (np. w Polsce średnia dla całego roku określona na podstawie wieloletnich pomiarów wynosi 6°C). Istnieją pewne miejsca na kuli ziemskiej gdzie zanotowano wartości skrajne. Bezwzględne maksimum temperatury, czyli najwyższa zanotowana wartość wyniosła 57°C (kalifornijska Dolina Śmierci oraz Pustynia Libijska). Z kolei bezwzględne minimum wynosi -91,5°C (adnotowane na Antarktydzie, bardzo blisko bieguna południowego). Ekstremalnie niskie temperatury występują również w północnych obszarach Syberii (np. Jakucja).

Z atmosferą nieodłącznie związane jest również ciśnienie atmosferyczne. Jest to inaczej siła, z jaką słup powietrza oddziałuje na jednostkę powierzchni. Wędrując wzwyż atmosfery ciśnienie atmosferyczne maleje, ponieważ coraz mniejsza masa powietrza oddziałuje na powierzchnię. Obserwuje się silny związek pomiędzy ciśnieniem powietrza a jego temperaturą. Masy powietrza zimnego bądź chodnego są znacznie cięższe aniżeli ciepłego. W związku z tym mają one tendencję do opadania w dół. Powoduje to wzrost ciśnienia atmosferycznego na obszarze, nad którym te masy zalegają. Przeciwnie jest w przypadku powietrza ciepłego, które jako lekkie ma tendencję do wznoszenia się i odpływania w innych kierunkach w wyższych warstwach atmosfery. Powoduje to, że nad nagrzanym terenem powietrza jest mniej, przez co wywiera ono mniejszy nacisk na ten teren. Rozkład ciśnienia atmosferycznego przedstawia się na mapach synoptycznych za pomocą metody izarytmicznej. Linie łączące punkty o jednakowej wartości ciśnienia atmosferycznego noszą miano izobar.

W atmosferze dochodzi do powstawania pewnych charakterystycznych układów ciśnienia. Układami tymi są:

    • niż baryczny- jest to ośrodek niskiego ciśnienia. Odznacza się on tym, że najniższa wartość ciśnienia znajduje się w środku tego układu, natomiast wraz z oddalaniem się od tego środka wartość ciśnienia wzrasta stopniowo we wszystkich kierunkach
    • wyż baryczny- jest ośrodkiem wysokiego ciśnienia. W przypadku tego układu, w jego środku znajduje się maksymalna wartość ciśnienia atmosferycznego, które maleje wraz z oddalaniem się od centrum
    • zatoka niskiego ciśnienia- w tego typu układzie strefa niskiego ciśnienia otoczona jest z dwóch stron ciśnieniem wyższym
    • klin wysokiego ciśnienia- odwrotnie niż w powyższym układzie, strefa ciśnienia wysokiego znajduje się w otoczeniu ciśnienia niższego

Rozmieszczenia układów barycznych decyduje o występowaniu, charakterze oraz prędkości wiatrów. Wiatr definiowany jest jako ruch powietrza, do powstania którego dochodzi na skutek różnicy ciśnień. W celu wyrównania tych różnic dochodzi do przemieszczania mas powietrza. Zawsze powietrze przemieszcza się od strefy ciśnienia wysokiego do niskiego. Oddziałująca na powierzchni Ziemi siła Coriolisa, która jest jednym z następstw ruchu obrotowego sprawia, że wiejący wiatr ulega odchyleniu (na półkuli północnej w prawo, na południowej- w lewo).

W związku z tym że w dolnych warstwach atmosfery istnieją pewne stałe układy baryczne występują również pewne stałe wiatry, które wieją i nieustannie dążą do wyrównania różnic ciśnienia. Stałymi wiatrami wiejącymi na kuli ziemskiej są pasaty. Podobny charakter mają również zachodnie wiatry wiejące w średnich szerokościach geograficznych oraz wiatry wschodnie stref polarnych.

Pasaty tworzą się w strefie międzyzwrotnikowej. Do ich powstania dochodzi na skutek istnienia stałego układu niskiego ciśnienia w okolicach równikowych. Niż na równiku tworzy się dlatego, że Słońce operujące w tej strefie w ciągu całego roku pod bardzo dużym kątem (bliskim 90o) intensywnie nagrzewa powietrze atmosferyczne. Powietrze to jako lekkie unosi się do góry, a następnie w wyższych warstwach troposfery odpływa w kierunku obu zwrotników. Na jego miejsce napływa powietrze ze strefy wyżów zwrotnikowych. Wędrując w stronę równika powietrze to tworzące pasaty poddawane jest oddziaływaniu siły Coriolisa. W związku z tym pasaty na półkuli północnej wieją w kierunku południowo- wschodnim, zaś na półkuli południowej- północno- zachodnim.

Występujące w średnich szerokościach geograficznych wiatry zachodnie wieją przeważnie od wyżów strefy okołozwrotnikowej w kierunku strefy umiarkowanej. Istnieje zasadnicza różnica pomiędzy charakterem tych wiatrów na półkuli północnej a na półkuli południowej. Na półkuli północnej nie są one zbyt regularne; rozległe obszary lądowe sprawiają, że zalegające nad nimi masy powietrza znacznie zmieniają swoje właściwości w stosunku do powietrza morskiego. Inaczej jest natomiast na półkuli południowej, na której w szerokościach umiarkowanych dominują rozległe obszary morskie. Ze względu na tą jednorodność podłoża masy powietrza również mają dosyć jednolity charakter. Występuje tam tzw. strefa wiatrów zachodnich, wiejących od zwrotnika w kierunku strefy polarnej. Są to wiatry stałe, nie ulegające zmianom w ciągu roku. Ponadto wiatry półkuli południowej odznaczają się znacznie większymi prędkościami aniżeli na przeciwległej półkuli, ponieważ nie występują tam przeszkody w postaci lądów, które by je hamowały. Ze względu na osiągane prędkości, wiatry te bardzo często stanowią przeszkodę w żegludze. W języku żeglarskim zyskały swoje nazwy- "ryczące czterdziestki" oraz "wyjące pięćdziesiątki". W wysokich szerokościach geograficznych występują wiatry o dominującym kierunku wschodnim. Przemieszczają się one od wyżów stref polarnych w kierunku strefy umiarkowanej. Niejednokrotnie wiatry te przemieszczają się na znaczne odległości docierając nawet w okolice podzwrotnikowe.

Omówione powyżej wiatry wiejące stale w jednym kierunku nie są jedynymi występującymi w dolnej warstwie troposfery. Oprócz nich istnieje również szereg wiatrów sezonowych, których kierunek ulega zmianie w ciągu roku lub nawet doby. Do wiatrów tego typu należą:

    • monsuny
    • bryzy
    • wiatry dolinne i górskie
    • wiatry typu fenowego

Monsuny

Wiatry typu monsunowego zmieniają kierunek wiania dwa razy w ciągu roku. Wynika to z faktu, że tworzą się one na pograniczu lądu i rozległych obszarów morskich. W lecie gdy powierzchnia terenu silnie nagrzewa się, powietrze staje się cieplejsze, zwiększa swoją objętość, staje się lżejsze. Nad lądem tworzy się zatem strefa niskiego ciśnienia. W tym samym czasie nad oceanem powietrze jest stosunkowo chłodniejsze, gdyż nagrzewa się wolniej, panują tam warunki wysokiego ciśnienia. Ta różnica ciśnień występująca w niezbyt dużej odległości sprawia, że powietrze przemieszcza się z wyżu w kierunku niżu (czyli znad oceanu ku lądowi) w celu wyrównania istniejących różnic. Jest to tzw. monsun letni i występuje przez całe ciepłe półrocze, głównie w Azji Południowo- Wschodniej. Na mniejszą skalę występuje on również w Azji Wschodniej, w północno- wschodnich rejonach Australii, w Afryce Wschodniej. W półroczu zimnym rozkład ciśnienia zmienia się diametralnie. Ośrodek wyżowy tworzy się nad wychłodzonym w tej porze roku lądem, niż zaś obejmuje cieplejsze obszary morskie. Wiatr wywołany tą różnicą ciśnień przemieszcza się znad lądu w kierunku oceanu (monsun zimowy). Monsun letni przynosi zatem powietrze wilgotne, przeciwnie aniżeli zimowy.

Bryzy

Bryza to wiatr, którego kierunek wiania zmienia się w ciągu doby. Występuje ona nad wybrzeżami morskimi bądź jeziornymi. Mechanizm powstawania bryzy jest następujący: w ciągu dnia, kiedy powierzchnia lądu intensywnie nagrzewa się tworzy się lokalny niż atmosferyczny, w tym samym czasie nad obszarem lądowym , chłodniejszym, występuje lokalny wyż atmosferyczny. W celu wyrównania różnicy ciśnień powietrze przemieszcza się od wyżu w kierunku ośrodka niżowego. Jest to tzw. bryza dzienna, która wieje z morza w kierunku wybrzeża przynosząc wilgotne powietrze. W nocy natomiast układ ciśnienia zmienia się, wyż tworzy się nad lądem, który szybko ulega wychłodzeniu, nad morzem natomiast powstaje lokalny niż. Wiatr przemieszcza się zatem znad lądu ku morzu (bryza nocna).

Wiatr dolinny i górski

Podobnie jak bryza ten typ wiatru występuje w cyklu dobowym. Jak w przypadku każdego wiatru jego powstanie wynika z różnic w ciśnieniu atmosferycznym pomiędzy dwoma sąsiadującymi ze sobą obszarami. W ciągu dnia kiedy słońce oświetla powierzchnię ziemi tworzą się prądy wstępujące, które sprawiają, że lekkie powietrze, nagrzane powietrze z dna doliny unosi się ku górze. jest to tzw. watr dolinny. Niesie on ciepłe powietrze z dolin ku szczytom wzniesień. W nocy z kolei, przy braku promieniowania słonecznego chłodne powietrze zalegające w wyższych partiach terenu jako cięższe spływa w dół wypierając tym samym ciepłe masy zalegające w dnach dolin. Jest to zatem wiatr górski wiejący ku dolinom. Wskutek wiatru górskiego dochodzi do specyficznego układu temperatur: w wyższych partiach gór jest cieplej aniżeli w dolinach. Zjawisko to określa się mianem inwersji termicznej.

Wiatry typu fenowego

Wiatr ten typowy dla terenów górskich odznacza się tym, iż jest on ciepły i przeważnie bardzo porywisty. Wieje on z gór w kierunku terenów położonych u ich podnóża. Wiatr fenowy powstaje w ściśle określonych warunkach; wówczas gdy na stokach dowietrznych zalegają masy powietrza wilgotnego. Na skutek wznoszenia się powietrze to stopniowo się ochładza, co prowadzi do kondensacji pary wodnej, a w konsekwencji do wystąpienia opadów. Spływając na drugą stronę bariery górskiej jest ono już pozbawione wilgoci. Wiatry typu fenowego występują w wielu miejscach kuli ziemskiej. Lokalna nazwa fenu występującego w Tatrach nosi nazwę wiatru halnego.

Oprócz wiatrów występujących w dolnej warstwie troposfery istnieją również ruchy powietrza w wyższych warstwach atmosferycznych. Są to tzw. prądy strumieniowe (jet stream) występujące w dolnej warstwie stratosfery, które przemieszczają się ze średnią prędkością 60- 80m/s. Szczególnie silnie odczuwa się je w średnich szerokościach geograficznych.

Z procesami zachodzącymi w atmosferze ściśle związane jest pojęcie frontu atmosferycznego. Termin ten wszedł do użycia w roku 1917, czyli w czasie trwania działań wojennych I wojny światowej. Zasada powstawania frontu atmosferycznego jest bowiem zbliżona do zasad rządzących konfliktem zbrojnym. Front ten tworzy się na skutek nacierania na siebie dwóch mas powietrza o różnych właściwościach termicznych i wilgotnościowych. Ze strefami frontalnymi związane jest występowanie opadów atmosferycznych. Na kuli ziemskiej istnieje kilka stałych stref frontalnych:

    • front arktyczny/ antarktyczny- tworzy się pomiędzy masami powietrza arktycznego (antarktycznego) i polarnego
    • front polarny- powstaje w strefie granicznej powietrza polarnego i zwrotnikowego
    • front międzyzwrotnikowy- rozdziela masy powietrza zwrotnikowego występujące po obu stronach równika

Fronty atmosferyczne dzieli się również ze względu na układ mas powietrza ciepłego i zimnego:

    • front ciepły- oznacza powierzchnię graniczną pomiędzy dwiema masami powietrza. W przypadku tego frontu cieplejsze masy powietrza przemieszczają się szybciej i niejako wdziera się na masy powietrza chłodniejszego. po przejściu frontu ciepłego obserwuje się nagłe ocieplenie
    • front chłodny- jest to również powierzchnia graniczna pomiędzy masami powietrza chłodnego i ciepłego, jednak w tym przypadku powietrze chłodne przemieszczając się znacznie szybciej dogania masy cieplejsze i wypiera je do góry. Po przejściu frontu chłodnego obserwuje się nagły spadek temperatury powietrza
    • front zokludowany- będący wynikiem zjawiska okluzji. Zjawisko to polega na tym, iż powietrze cieplejsze zostaje wyparte do góry przez masy zimniejsze. Masy powietrza o różnych właściwościach stykają się ze sobą w wyższych warstwach. Tuż przy powierzchni terenu sąsiadujące ze sobą masy powietrza mają podobne cechy wilgotnościowe i termiczne. Przejściu frontu zokludowanego towarzyszą opady, przeważnie utrzymujące się przez dłuższy czas

Wymienione wcześniej fronty (arktyczny, polarny i międzyzwrotnikowy) rozdzielają pewne określone masy powietrza. Istnieją cztery podstawowe masy: powietrze arktyczne (na półkuli południowej zwane antarktycznym; oznaczane jako PA), polarne (PP), zwrotnikowe (PZ) oraz równikowe (PR).

Wymienione masy powietrza arktycznego, polarnego oraz zwrotnikowego różnią się między sobą w zależności od miejsca powstania (nad lądem bądź nad morzem). W związku z tym wyróżnia się masy powietrza morskiego: arktycznego (PAm), polarnego (PPm), zwrotnikowego (PZm) oraz masy powietrza kontynentalnego: PAk, PPk oraz PZk.

Potężne masy powietrza przemieszczające się na znaczne odległości mogą zmieniać swoje pierwotne cechy. Mogą zatem stawać się bardziej wilgotne lub osuszać się; ochładzać lub ocieplać. W takich przypadkach mówi się, że masy powietrza uległy transformacji. Masy powietrza ocenia się jako chłodne lub ciepłe. Powietrze ciepłe to takie, które napływa na obszar o niższej temperaturze, natomiast powietrze ciepłe odznacza się temperaturą chłodniejszą od temperatury podłoża.

Opady atmosferyczne są jednym z elementów klimatu. Do powstania opadów dochodzi wskutek kondensacji pary wodnej czyli jej przejścia ze stanu gazowego w stan ciepły. Zawartość pary wodnej w powietrzu wilgotnym wynosi około 4%. Można mówić o powietrzu nienasyconym parą wodną, nasyconym oraz przesyconym. Właśnie w warunkach przesycenia dochodzi do zjawiska kondensacji. By mogła ona zaistnieć w powietrzu muszą znajdować się tzw. jądra kondensacji. Są nimi wszelkie sole, zanieczyszczenia i inne mikroskopijnej wielkości ciała, na których może osadzić się para wodna. Kiedy spełnione zostaną powyższe warunki dochodzi do powstania chmur, a następnie opadów.

Opady atmosferyczne to nie tylko deszcz, ale również śnieg, grad oraz krupy. Opady atmosferyczne są niezwykle ważnym elementem obiegu wody w przyrodzie. Obieg ten oznacza bezustanne przemieszczanie się wody, która przyjmuje różne stany skupienia. Wyróżnia się obieg mały oraz obieg wielki. Pierwszy z wymienionych zachodzi na skutek parowania oraz sublimacji, jak również dyfuzji pary wodnej, która następnie wędruje wraz z powietrzem atmosferycznym, ulega kondensacji i zamienia się w opad lub osad atmosferyczny. Kiedy w stanie ciekłym dociera do powierzchni Ziemi spływa następnie po jej powierzchni (spływ powierzchniowy) oraz wnika w głębsze warstwy gdzie krąży jako woda podziemna. Końcowym etapem małego obiegu wody jest jej odpływ do zbiorników bezodpływowym bądź mórz i oceanów. Obieg wielki zwany również geologicznym obejmuje krążenie wody wolnej oraz jej przechodzenie w wodę związaną w litosferze (np. zawartą w minerałach), a następnie jej ponowne włączenie do obiegu małego m. in. wskutek procesów magmatycznych.

Oprócz opadów atmosferycznych w obiegu wody uczestniczą również osady, do których zalicza się: rosę, szron, szadź oraz gołoledź.

na kuli ziemskiej istnieją obszary uprzywilejowane pod względem ilości opadów oraz takie, które są ich prawie zupełnie pozbawione. Taka sytuacja wynika z kilku czynników. do czynników różnicujących ilość opadów na kuli ziemskiej zalicza się:

- szerokość geograficzną- wiąże się z nią występowanie stref niskiego oraz wysokiego ciśnienia, Tam gdzie jest ono niskie (np. na równiku ) opady pojawiają się bardzo często i są one obfite; w strefach wysokiego ciśnienia (np. na zwrotnikach) należą one do rzadkości

- położenie względem wielkich zbiorników wodnych- im bliżej mórz i oceanów tym powietrze powinno być bardziej wilgotne. W tym przypadku znaczenie ma również dominujący kierunek wiatru. Jeśli wiatr ten przemieszcza się znad wody w stronę lądu wówczas niesie on wiele wilgoci

- wysokość nad poziomem morza- stwierdzenie, że im wyżej tym więcej opadów nie jest do końca prawdziwe. Rzeczywiście do pewnego momentu ilość opadów wzrasta wraz y wysokością, jednak istnieje pewna granica, powyżej której suma opadów zaczyna maleć. Zjawisko to nosi miano inwersji opadowej

- ukształtowanie terenu- pod względem ilości opadów uprzywilejowane są stoki dowietrzne, gdyż to do nich dotrą najpierw masy powietrza zwierające dużo wilgoci

- prądy morskie- prądy morskie występujące na Oceanie Światowym przyczyniają się w znacznej mierze do zróżnicowania ilości opadów. Na wybrzeżach obmywanych przez prądy ciepłe ilość opadów jest znacznie większa. Przeciwnie jest natomiast w obszarach pozostających pod wpływem prądów zimnych- prądy te znacznie wysuszają lokalny klimat

Obszarem o rekordowych rocznych sumach opadów jest indyjska miejscowość Czerrapundżi w prowincji Assam. Corocznie przekraczają one 10 000mm.

W poszczególnych strefach geograficznych roczny przebieg opadów jest nieco inny. W obszarach równikowych y racji utrzymującego się przez cały rok niskiego ciśnienia atmosferycznego, opady są tam bardzo obfite, występują praktycznie codziennie w rodzinach popołudniowych. Szczególnie natężeni tych opadów notuje się wówczas, gdy Słońce świeci nad równikiem w zenicie. Ma to miejsce dwa razy w roku (21 III oraz 23 IX). W strefie zwrotnikowej gdzie utrzymują się stałe wyże opady należą do rzadkości; pojawiają się one sporadycznie, czasem raz na kilka lat. W obszarach monsunowych opady występują bardzo obficie w czasie monsunu letniego, kiedy wilgotny wiatr znad morza przynosi bardzo duże ilości wilgoci nad obszary lądowe. W drugiej połowie roku, w czasie oddziaływania monsunu zimowego opady praktycznie nie występują lub jest ich bardzo niewiele. W średnich szerokościach geograficznych ilość opadów jest w znacznej mierze uwarunkowana bliskością zbiorników morskich. W klimacie umiarkowanym morskim opady występują w ciągu całego roku, przy czym najwięcej występuje ich w okresie zimowym. W umiarkowanym kontynentalnym opadów jest natomiast mniej, a ich największe natężenie przypada na lato. W strefie zimnej, okołobiegunowej przez cały rok utrzymuje się bardzo wysokie ciśnienie. Nie ma zatem warunków do tworzenia się chmur, z których następnie mogłyby powstać opady. Jest to zatem strefa tylko sporadycznie nawiedzana przez opady, które występują tam wyłącznie w formie śniegu.

Na kuli ziemskie występuje cała gama klimatów. To zróżnicowanie klimatyczne uwarunkowane jest wieloma czynnikami. Zalicza się do nich przede wszystkim:

    • szerokość geograficzna
    • rozmieszczenie zbiorników morskich oraz obszarów lądowych
    • wysokość nad poziomem morza
    • ukształtowanie powierzchni
    • występowanie ciepłych bądź zimnych prądów morskich
    • pokrycie powierzchni terenu (rośliny, pokrywa śnieżna)
    • działalność człowieka

Spośród wymienionych czynników większość została już pokrótce omówiona we wcześniejszej części opracowania. Skupić należy się jednak na oddziaływaniu człowieka. W ostatnim czasie człowiek bardzo znacznie przyczynia się do przekształceń środowiska przyrodniczego, w tym do zasadniczych zmian klimatu.

Klimat według definicji podawanej przez Jana Flisa ("Słownik Szkolny. Terminy geograficzne") jest to ustalony na podstawie wieloletnich obserwacji przebieg pogody, zarówno jej stanów, jak i poszczególnych jej składników czyli elementów. Klimaty kuli ziemskiej są niezmiernie zróżnicowane. Wielu naukowców- klimatologów stworzyło klasyfikację klimatyczną. W Polsce najbardziej popularnym podziałem jest ten dokonany przez W. Okołowicza. Autor dokonuje podziału klimatów kuli ziemskiej biorąc pod uwagę zróżnicowanie temperatury oraz opadów. Uwzględnia on również sposób rozkładu tych elementów w ciągu roku. Poniżej przestawiona zostanie ta klasyfikacja.

1. Strefa klimatów równikowych

Strefa ta odznacza się bardzo wysokimi temperaturami powietrza. Średnia roczna temperatura przekracza 20°C. Ponadto wahania temperatury w ciągu roku są raczej niewielkie. Ma to swoje przełożenie na amplitudę temperatury, która jest bardzo mała, maksymalnie osiągająca 5°C na obszarach lądowych, przy czym w bezpośredniej bliskości zbiorników morskich jest ona jeszcze mniejsza. Na równiku opady występują bardzo obficie w ciągu całego roku, a ich maksima zaznaczają się w czasie równonocy wiosennej i jesiennej. Im dalej od równika tym opady stają się coraz mniejsze. Powoli zaczyna zaznaczać się pora sucha oraz deszczowa.

2. Strefa klimatów zwrotnikowych

Również w tej strefie temperatury powietrza osiągają bardzo wysokie wartości- średnia roczna temperatura osiąga często oko. 20°C, czasem nieco mniej. Tym co odróżnia tą strefę od równikowej jest duża dobowa amplituda temperatury. W ciągu nocy powietrze znacznie się ochładza, mogą nawet wystąpić przymrozki. W ciągu dnia natomiast upał staje się nie do zniesienia. Ponadto w strefie zwrotnikowej zaznacza się wyraźny niedobór opadów. Ze względu na występowanie stałych wyżów atmosferycznych warunki dla tworzenia się chmur są w znacznym stopniu ograniczone. W strefie tej istnieją zatem rozległe obszary pustynne, ożywające roślinnością na krótko jedynie po sporadycznie występujących opadach. Jedynie na obszarach pozostających pod wpływem monsunów jedna połowa roku jest bardzo wilgotna, przez co możliwy staje się rozwój roślinności.

3. Strefa klimatów podzwrotnikowych

Od strefy zwrotnikowej odróżniają ją niższe średnie roczne wartości temperatur. W porze zimowej temperatury powietrza nie przekraczają 10°C, występują również temperatury ujemne. Pora letnia jest za to ciepła, czasem wręcz upalna. Opady atmosferyczne są znacznie większe aniżeli w strefie zwrotnikowej, przy czym występują one głównie w zimnej porze roku. Przeciwnie jest jedynie w odmianie monsunowej klimatu podzwrotnikowego; w obszarach pozostających w oddziaływaniu monsunu przeważają opady letnie. Europejskim przykładem tej strefy jest obszar Basenu Morza śródziemnego.

4. Strefa klimatów umiarkowanych

Klimat umiarkowany dzieli się jeszcze na ciepły oraz chłodny. W klimacie umiarkowanym ciepłym lato jest dosyć ciepłe; średnia temperatura miesięcy letnich przeważnie osiąga 15°C i więcej. W strefie chłodniejszej temperatura ciepłej pory roku jest nieco niższa- maksymalnie o 5°C. Inaczej niż w strefie podzwrotnikowej opady są dosyć równomiernie rozłożone w ciągu całego roku. W obszarach położonych blisko mórz i oceanów nie można wyznaczyć jednej pory roku o maksymalnych opadach; są one bardzo równomiernie rozłożone. W obszarach znacznie oddalonych od wybrzeży morskich przeważają opady w chłodniejszej połowie roku. Jedynie w odmianie monsunowej przeważają deszcze letnie. Klimat umiarkowany jest bardzo urozmaicony. Odznacza się on występowaniem aż czterech pór roku.

5. Strefa klimatów okołobiegunowych

Obejmuje ona obszary o bardzo trudnych warunkach atmosferycznych. Temperatura powietrza w ciągu roku przeważnie utrzymuje się poniżej zera, w najcieplejszym okresie jest ona dodatnia, jednak nie wznosi się ponad 10°C. W odmianie polarnej temperatura zawsze jest ujemna. Ze względu na utrzymujący się przez cały rok ośrodek wyżowy opady występują w tej strefie bardzo rzadko i maja one przeważnie postać śniegu. Cechą charakterystyczną tej strefy jest występowanie zjawiska dnia i nocy polarnej. Na biegunie trwają one równo po pół roku. Długość nocy polarnej skraca się w miarę przybliżania się do koła podbiegunowego. Na szerokości koła (66°33'N, S) noc polarna trwa jedną dobę.

8. Hydrosfera

Hydrosfera to inaczej ciekła powłoka kuli ziemskiej. Do sfery tej zalicza się następujące elementy: oceany, morza, jeziora, rzeki, bagna, pokrywę śnieżną, lodowce kontynentalne (lądolody), lodowce górskie, lód gruntowy (trwała marzłoć), wody podziemne. W zasobach hydrosfery zdecydowanie dominują wody słone, słodkie stanowią jedynie 2,5% jej całkowitej objętości. Przy czym większość zasobów wody słodkiej zgromadzonych jest w stałym stanie skupienia w lodowcach i lądolodach

Woda składająca się na hydrosferę podlega nieustannemu krążeniu. Przemieszczając się zmienia ona dodatkowo swój stan skupienia. Procesy te mogą zachodzić, gdyż są zasilane energią słoneczną. Umożliwia ona parowanie, które jest niezbędnym etapem tworzenia się chmur a tym samym koniecznym warunkiem występowania opadów. Z racji swej olbrzymiej powierzchni oceany stanowią najważniejsze źródło wilgoci atmosferycznej. Nad tymi potężnymi zbiornikami wodnymi bezustannie zachodzi parowanie, tworzą się chmury, z których następnie pada deszcz. Znaczna część opadów trafia z powrotem do mórz i oceanów, jednak pewna część opada nad terenami lądowymi. Po wystąpieniu opadów na terenie lądu pewna część wilgoci od razu trafi do atmosfery na skutek procesu parowania, jednak reszta w postaci chmur przemieści się nad obszary lądowe, gdzie następnie spadnie najczęściej w postaci deszczu. Woda opadowa w przeważającej większości spływa po powierzchni terenu, nie wsiąkając w ziemię. Jest to tzw. spływ powierzchniowy. Spływ ten zasila rzeki, które następnie wpadają do mórz oraz zbiorników bezodpływowych. Ta część opadów, która nie została odprowadzona w postaci spływu powierzchniowego wsiąka zasilając w ten sposób wody podziemne. Następnie następuje przemieszczanie się wody w kierunku źródeł, bagien, rzek, mórz, tyle że dzieje się to pod powierzchnią ziemi, stąd nazywa się to spływem podziemnym. Istnieje jednak i taka część wód opadowych, które nie odpływa do większych zbiorników wodnych, ale zostaje retencjonowana w stałym stanie skupienia w formie lodu bądź śniegu. Woda ta przez pewien czas nie bierze udziału w obiegu hydrologicznym.

Na obieg duży składa się krążenie wody pomiędzy atmosferą, oceanami oraz powierzchnią kontynentów, natomiast obieg mały ogranicza się jedynie do krążenia atmosfera- powierzchnia kontynentalna lub atmosferą- oceany.

W cyklu hydrologicznym mówić można o dwóch zasadniczych fazą. Jedną z nich jest faza atmosferyczna, w skład której wchodzą procesy zachodzące w atmosferze (parowanie, transport pary wodnej, kondensacja pary wodnej). Druga faza nosi miano lądowej i zawiera opady, spływ powierzchniowy, wsiąkanie, spływ podziemny oraz magazynowanie wody w formie lodu bądź śniegu.

W hydrologii bardzo często korzysta się z bilansu wodnego. Pod tym pojęciem rozumie się zestawienie wszystkich przychodów i strat wody w określonej zlewni, które mają miejsce w okresie jednego roku hydrologicznego. W bilansie tym po jednej stronie bierze się pod uwagę: zasoby wody pozostałe z poprzedniego roku hydrologicznego, opady atmosferyczne, przesiąkanie wody w warstwie podziemnej ze zlewni sąsiadujących. Po drugiej stronie bilansu znajdują się: odpływ, straty, do których doszło wskutek parowania, straty, które nastąpiły poprzez przesiąkanie podziemne do zlewni sąsiedniej oraz zasoby, które pozostaną w zlewni na kolejny rok hydrologiczny. W praktyce bardzo często przedstawiony powyżej bilans upraszcza się do następującej postaci: opad = odpływ jednostkowy + parowanie jednostkowe. Najczęściej bilans sporządzany jest dla okresu 1 roku, ale zdarza się też, że jest on opracowywany dla okresu znacznie dłuższego. Podobnie jest w przypadku jednostki, dla której przygotowuje się bilans; najczęściej jest to zlewnia, jednak bywa, że bilans sporządzany jest dla kontynentu bądź innych jednostek powierzchniowych.

Należy zwrócić jeszcze uwagę na fakt, że obieg wody w przyrodzie pozostaje zamknięty, o czym świadczy fakt, że całkowita masa wody znajdująca się w przyrodzie nie ulega zmianie.

Najważniejszym i największym zbiornikiem wody na świecie jest Wszechocean, w skład którego wchodzą wszystkie morza i oceany kuli ziemskiej. Nazywany jest on również Oceanem Światowym i stanowi aż 71% całkowitej powierzchni naszej planety, czyli nieco ponad 360mln km kw. Wszechocean nie jest jednorodny pod względem głębokości; średnia wartość tej głębokości wynosi 3704m p.p.m., przy czym najniżej znajduje się w Rowie Mariańskim (11 034m p.p.m.). Ocean Światowy, mimo że stanowi spójną całość podzielony został umownie na trzy główne części, którymi są: Ocean Spokojny (zwany też Wielkim, Spokojnym), Ocean Atlantycki oraz Ocean Indyjski. Pierwszy z wymienionych posiada największą powierzchnię (178,7mln km kw.), na jego obszarze znajduje się najgłębszy punkt (wspominany Rów Mariański), gromadzi on również największe ilości wody (53% całkowitej objętości Oceanu Światowego). Ocean Atlantycki jest mniejszy, płytszy i nie tak obfity w wodę jak Spokojny. Gromadzi on ¼ zasobów wodnych Wszechocean, a jego maksymalna głębokość osiągana jest w Rowie Puerto Rico (9218 m p.p.m.). Najmniejszy z wszystkich- Ocean Indyjski- gromadzi 21% całkowitej objętości wód Oceanu Światowego. Największa głębia tego oceanu znajduje się w Rowie Jawajskim (7450 m p.p.m.).

Wymienione oceany różnią się między sobą nie tylko pod względem powierzchni i ilości gromadzonych wód, ale również ze względu na budowę geologiczną, rzeźbę dna oraz sposób krążenia wód. W obrębie każdego z nich występują prądy morskie (zimne, ciepłe jak i obojętne), które wpływają na klimat lądów w pobliżu których się przemieszczają.

W obrębie Wszechocean wyróżnia się ponadto morza, zatoki oraz cieśniny.

- Morze- jest częścią większej jednostki, jaką stanowi ocean; najczęściej znajduje się ono w bezpośrednim sąsiedztwie obszarów kontynentalnych. Istnieje kilka typów zbiorników morskich:

  • morze przybrzeżne- znajduje się najczęściej w częściach granicznych oceanu, jego dno przeważnie jest płytkie, najczęściej w całości znajduje się na obszarze szelfu kontynentalnego. Nie posiada żadnych barier, które utrudniałyby swobodną wymianę wód z pozostałą częścią oceanu. Przykładem takiego zbiornika jest Morze Północne
  • morze śródziemne- zbiornik taki ze wszystkich stron posiada granicę w postaci lądów. Wymiana wód z oceanem zachodzi jedynie przez ciasne cieśniny, co sprawia, że zachodzi ona stosunkowo powoli. Mówić można o morzach międzykontynentalnych (przykładem jest Morze Śródziemne) oraz morzach wewnątrzkontynentalnych (Morze Bałtyckie). Pierwsze z wymienionych są z reguły głębsze i większe aniżeli wewnąrzkontynentalne
  • morze międzywyspowe- stanowi wydzielony zbiornik, którego granicą rozdzielającą go od otwartego oceanu są łańcuchy wysp bądź całe archipelagi (Morze Koralowe)

Innym podziałem zbiorników morskich jest klasyfikacja według położenia w stosunku do otwartego oceanu. Zgodnie z tym kryterium wyróżnia się zbiorniki morskie:

  • otwarte- gdzie nie istnieje praktycznie żadna fizyczna bariera rozdzielająca je od otwartego oceanu. W związku z tym zachodzi niczym nie ograniczony przepływ wody (M. Północne, M. Norweskie, M. Arabskie)
  • półzamknięte- są to zbiorniki, którym swobodną wymianę wód utrudnia przeszkoda w postaci łańcucha wysp, półwyspu itp. Wymiana ta jest jednak możliwa tyle że w ograniczonym stopniu (Morze Czerwone)
  • zamknięte- zbiorniki tego rodzaju są zupełnie odcięte od Oceanu Światowego. Są uznawane za obszary bezodpływowe (Morze Kaspijskie).

Bardzo często terminy związane ze zbiornikami morskim są używane w sposób mylny. Przykładem jest na przykład nazwanie potężnych słonych jezior morzami (Morze Kaspijskie właśnie), jak również używanie tego terminu w stosunku do otwartych części oceanu, które są znacznie oddalone od wybrzeży morskich (Morze Sargassowe). Często zdarza się, że zbiorniki będące de facto morzami nazywane są zatokami, co wynika z ich usytuowania w stosunku do wybrzeży (Zatoka Hudsona, Zatoka Gwinejska).

Geneza współcześnie istniejących mórz jest zróżnicowana. Część z nich powstała wskutek procesów tektonicznych. Zbiorniki powstałe w ten sposób są z reguły głębokie. Morza szelfowe, płytkie są natomiast wynikiem ekspansji wód oceanicznych. Bez względu na genezę wszystkie one ukształtowane zostały stosunkowo niedawno, bo w trzeciorzędzie.

Przy okazji charakterystyki Oceanu Światowego warto zwrócić uwagę na odmienności w budowie geologicznej pomiędzy obszarami lądowymi a oceanami. Skorupa oceaniczna zbudowana jest z innych skał aniżeli kontynentalna. Jej średnia grubość wynosi 6-7km. Najbardziej zewnętrznie zalegają skały osadowe, których miąższość nie przekracza z reguły 500m. Skały te występują niemal wszędzie w obrębie dna oceanicznego, z wyjątkiem najwyższych części grzbietów śródoceanicznych. Te ostatnie pozbawione są warstwy osadowej, ponieważ stanowią one strefy ryftowe, z których wydobywa się materia z płaszcza górnego. Jest to zatem strefa tworzenia się nowego dna oceanicznego, na którym osady nie zdążyły się jeszcze nagromadzić. Pod warstwą skał osadowych znajduje się strefa simy, czyli dolna część skorupy ziemskie składająca się z krzemu oraz magnezu. Brakuje zatem strefy sialu, charakterystycznej dla obszarów lądowych. Na lądach bowiem warstwa sialu zbudowana z krzemu oraz glinu zalega na strefie bazaltowej (czyli na simie).

W obrębie dna oceanicznego podobnie jak na obszarach lądowych wyróżnia się pewne charakterystyczne elementy rzeźby. Są nimi:

- baseny oceaniczne- to potężne, mało urozmaicone formy, leżące na znacznych głębokościach (4000- 6000m). Od strefy szelfowej oddzielają je stoki kontynentalne

- szelfy- zalegają bezpośrednio wynurzonej części kontynentu, są częścią cokołu kontynentalnego, ich maksymalna głębokość wynosi 200m

Formami urozmaicającymi dna morskie i oceaniczne są grzbiety oraz rowy, powstałe w miejscach graniczenia ze sobą poszczególnych płyt litosfery.

Woda morska- charakterystyka

Całkowita objętość wód Wszechocean wynosi około 1338mln km sześć. Jest to ilość niewyobrażalna. Woda morska zasadniczo różni się od słodkiej składem chemicznym. Zawiera ona duże ilości rozpuszczonych substancji chemicznych, a przede wszystkim soli: chlorku, sodu, siarki, magnezu, wapnia i potasu. Nadają one wodzie morskiej charakterystyczny smak, a ponadto pozbawiają jej właściwości zaspokajania pragnienia. Zasolenie poszczególnych części Oceanu Światowego nie jest jednakowe. Średnio wynosi ono około 35 promili. W niektórych miejscach Wszechocean wartość ta jest znacznie przekroczona (np. Morze Czerwone- nawet 60 promili) w innych natomiast woda zawiera bardzo niewielkie ilości soli (Zatoka Botnicka- 2 promile).

Istnieje cały szereg czynników, które sprawiają, że woda Wszechocean nie jest jednorodna pod względem zawartości soli. Należą do nich:

- szerokość geograficzna- w strefie gorącej następuje bardzo intensywne parowanie wody ze zbiorników morskich i oceanicznych. Sprawia to, że poziom zasolenia zwiększa się. Dotyczy to zwłaszcza strefy zwrotnikowej

- obecność dużych rzek- potężne rzeki niosące znaczne ilości słodkiej wody wpływają na obniżenie zasolenia w zbiornikach morskich, do których uchodzą

- opady atmosferyczne- występowanie regularnych, obfitych opadów przyczynia się do zmniejszenia zasolenia wody morskiej. Zjawisko to występuje w strefie równikowej, w której codzienne opady sprawiają, że mimo intensywnego parowania z powierzchni oceanu nie jest on tak silnie zasolony jak w pozbawionej opadów strefie zwrotnikowej

- prądy morskie- często niosą one wody bardziej lub mniej słone aniżeli otaczające

Całkowita ilość wody w Oceanie Światowym jest olbrzymia. Ocenia się ją na 46,5×1015t. Obliczono, że gdyby udało się odparować całkowicie wodę mórz i oceanów to na dnie tych zbiorników utworzyłaby się warstwa soli o średniej grubości 62m.

Ciekawym zagadnieniem jest termika zbiorników morskich. Podstawowym źródłem energii cieplnej dla wód morskich i oceanicznych jest Słońce, a dokładnie promieniowanie słoneczne. Jednak zbiorniki te pobierają również, choć w znacznie mniejszych ilościach, ciepło jakim dysponują wody śródlądowe trafiające do wód morskich, ciepło zawarte w spadających deszczach (jeśli oczywiście opady te są mają wyższą temperaturę aniżeli warstwa powierzchniowa morza), ciepło prądów morskich (jeśli przepływające prądy mają charakter prądów ciepłych).

Potężne masy wody zgromadzone w Oceanie Światowej pochłaniają znaczne ilości energii docierającej do powierzchni Ziemi na drodze promieniowania słonecznego. Trzeba zaznaczyć, że nie tyle chodzi o objętość wód Wszechoceanu ile o jego powierzchnię, ponieważ w absorbowaniu ciepła słonecznego uczestniczy jedynie warstwa przypowierzchniowa. Pomimo ogromnych ilości ciepła pobieranego przez wody oceaniczne, średnia temperatura tych wód jest niewielka wynosi ona niespełna 4°C. Wody morskie i oceaniczne tworzą jeden zwarty system, dzięki czemu następuje nieustanne ich mieszanie, zarówno w kierunku pionowym jak i poziomym. Największe ilości energii cieplnej pochłaniane są przez wody w strefie zwrotnikowej; ciepło to nie zostaje tam zatrzymane, lecz wędruje wraz z wodami ku wyższym szerokościom geograficznym, docierając nawet do stref polarnych. Zjawisko ciągłego przemieszczania się wód sprawia, że strefy upośledzone pod względem wielkości dostaw energii słonecznej posiadają wody cieplejsze aniżeli wynikałoby to z ich położenia geograficznego.

Podana powyżej średnia wartość temperatury wód Wszechoceanu odnosi się do całkowitej objętości tych wód. Jednak temperatura ta najbardziej zróżnicowana jest w warstwie powierzchniowej. Wynosi ona średnio +17,4°C, z tym że średnia obliczona dla półkuli północnej jest nieco wyższa aniżeli na południowej (półkula północna +19,2°C, półkula południowa +16°C). Większe roczne różnice temperatur wód morskich notuje się w szerokościach umiarkowanych (nawet ok. 8°C) niż w strefie zwrotnikowej, gdzie praktycznie są one niezauważalne (nie przekraczają 3°C).

Oprócz zmian temperatury wód w kierunku poziomym zaznacza się również pionowa stratyfikacja termiczna. Warstwy powierzchniowe wód pozostają pod największym wpływem czynników atmosferycznych, ich temperatura uzależniona jest od szerokości geograficznej, w której się znajdują. Strefa podatna na wpływy zewnętrzne sięga mniej więcej do 100m w głąb. Poniżej tej warstwy rozciąga się kolejna, sięgająca do około 1000- 1200m głębokości, w której następuje wyraźne obniżenie się temperatury. Jest to tzw. termoklina; w strefie tej temperatura wody osiąga wartość 8-10°C i jest ona niezależna od szerokości geograficznej. O ile dla stref gorących i ciepłych prawdą jest, że wraz z głębokością temperatura wody obniża się, to w przypadku obszarów polarnych dzieje się wręcz odwrotnie. Najczęściej przypowierzchniowe warstwy wód morskich mają temperaturę znacznie niższą niż 8°C, dlatego w miarę przemieszczania się w głąb zbiornika wodnego odnotowuje się na wzrost temperatury.

Wody morskie i oceaniczne znajdują się w ciągłym ruchu. Ma ona charakter stały, okresowy oraz cykliczny. Najbardziej powszechnym ruchem wody w zbiornikach morskich jest falowanie, do którego dochodzi na skutek oddziaływania wiatru. Jest to ruch cykliczny, który występuje bezustannie. Prądy morskie występujące na Oceanie Światowych stanowią rodzaj potężnych rzek przemieszczających się po powierzchniowych warstwach wód morskich i oceanicznych. Posiadają one niezbyt dużą szerokość i miąższość, ale za to bardzo znaczną długość. Uważa się je za jeden z elementów ogólnej cyrkulacji wód na Ziemi. Tempo ich przemieszczania się nie jest duże, najwolniejsze płyną z prędkością 1km/h, zaś te najszybsze, jak Prąd Zatokowy w okolicach Florydy, osiągają prędkość ok. 10 km/h. Do głównych prądów zalicza się: Północnopacyficzny, Północnorównikowy, Równikowy Wsteczny, Południoworównikowy, Kalifornijski, Peruwiański, Brazylijski, Gwinejski, Zatokowy (Golfsztrom), Labradorski, Północnoatlantycki, Grenlandzki, Kanaryjski, Bengalski, Dryf Wiatrów Zachodnich, Mozambicki, Somalijski, Zachodnioaustralijski, Wschodnioaustralijski, Kuro- Siwo, Oja- Siwo. Ponadto należy pamiętać, że ich lokalne odgałęzienia także posiadają swoje nazwy, ale de facto stanowią one część tych wyżej wymienionych. Istnieje bardzo wiele podziałów tych prądów, tak jak i wiele jest elementów je różnicujących. Zacząć należy zatem od ich podziału ze względu na genezę czyli sposób powstawania.

Wyróżnia się aż osiem typów genetycznych prądów morskich:

Powstałe wskutek działalności wiatru- wiatrowe

Mogą wywoływać je zarówno wiatry stałe (passaty) jak i okresowe (monsuny), lub dominujące w danej szerokości geograficznej (np. wiatry zachodnie). Systematyczne oddziaływanie wiatru na powierzchnię wody sprawia, że jej masy zostają wprawione w ruch, który trwa wtedy gdy oddziałuje czynnik.

Powstałe wskutek nachylenia powierzchni wody- grawitacyjne

Siła grawitacyjna sprawia, że wody morskie znajdujące się pod pewnym nachyleniem opadają swobodnie w dół. Jest to początkowy etap powstawania trwałego ruchu czyli płynięcia prądów.

Powstałe w wyniku oddziaływania gradientu ciśnienia hydrostatycznego- gradientowe

Zmiany ciśnienia hydrostatycznego implikują między innymi lokalne różnice w gęstości wody, a także zmianę położenia wód morskich z płaskiej na pochyłą. Wody dążąc do równowagi wprawione zostają w ruch, który nabiera określonego kierunku. Podobny efekt powstaje również wskutek różnic ciśnienia atmosferycznego występującego nad zbiornikami morskimi (prądy morskie barogradientowe).

Będące efektem zróżnicowania siły grawitacyjnej i siły Coriolisa- geostroficzne

Prądy te także stanowią odpowiedź na zachwianie równowagi w rozkładzie gęstości bądź też na zmianę położenia powierzchni wód, jej odchylenie od poziomu.

Mające swe źródło w nierównomiernej gęstości wody- gęstościowe

Wody oceaniczne nie są jednorodne ani pod względem temperatury, ani składu, a co za tym idzie różnią się także między sobą gęstością. To właśnie nierównomierna gęstość wód, podobnie jak w dwóch poprzednich przypadkach, sprawia, że przyroda dąży do jej wyrównania. Jest ono możliwe waśnie wskutek przemieszczania się wody w formie prądów morskich

Oprócz tych omówionych typów, wyróżnia się także prądy kompensacyjne czyli wyrównawcze, wstępujące (zjawisko upwellingu) oraz przypływowo- odpływowe (związane z pływami).

Oprócz kryterium powstania prądy morskie dzielić można także w zależności od ich rozmieszczenia w profilu zbiornika wodnego. Kierując się tym rozmieszczeniem wyodrębnia się prądy powierzchniowe, głębinowe oraz przydenne. Z punktu widzenia działalności ludzkiej najbardziej odczuwalne są prądy powierzchniowe, oddziałujące bezpośrednio m. in. na lokalny klimat. Można rozpatrywać także kwestię kierunku w jakim płyną prądy. Może to być kierunek poziomy bądź pionowy. Prądy poziome to wszystkie te, których nazwy zostały już wymienione na początku pracy. Prądy pionowe natomiast mają bardzo istotne znaczenie dla biologii zbiorników wodnych. Wspomniany już upwelling że do głębin morskich dostarczana jest bogata w tlen woda, przez co organizmy głębokowodne mają szansę normalnie funkcjonować. W przypadku prądów wstępujących mówi się często o ich użyźniającej funkcji wobec mórz i oceanów.

Kolejnym kryterium podziału prądów morskich jest ich temperatura. W tym przypadku podział jest bardzo prosty; te prądy, których temperatura jest wyższa od temperatury wód otaczających uważa się za ciepłe, zaś chłodniejsze od otaczających wód nazywane są zimnymi. Prądy obojętne to takie, których temperatura nie różni się od temperatury otoczenia. Ogólnie przyjmuje się, że prądy płynące z wyższych szerokości geograficznych do niższych są zimne, przemieszczając się zaś w przeciwnym kierunku- ciepłe.

Podział ostatni, według czasu płynięcia prądów grupuje je na stałe, których ruch trwa niezmiennie przez cały rok; okresowe, zmieniające swój kierunek w ciągu roku oraz czasowe, będące reakcją wód na nagły czynnik, który zaniknie.

Omawiając zagadnienie prądów morskich nie można zapomnieć o wpływie jaki wywierają one na środowisko przyrodnicze, a pośrednio także na gospodarkę człowieka. Do najważniejszych zmian przyrodniczych jakie odbywają się na skutek oddziaływania prądów zaliczyć należy: zmiany temperatur powietrza, szczególnie odczuwalne wzdłuż wybrzeży blisko których przepływają; zmiany średniej rocznej sumy opadów; wzbogacenie w tlen zbiorników wodnych czy tez zmiana zasolenia wód.

Pod wpływem oddziaływania Słońca i Księżyca dochodzi do powstawania pływów, czyli wahadłowych ruchów wody morskiej, które w jednych zbiornikach są prawie niezauważalne, w innych natomiast bardzo się zaznaczają. Dodatkowo pod wpływem gwałtownego trzęsienia ziemi pod dnem morskim może dojść do powstania specyficznej fali- tsunami, której rozmiary i prędkość przemieszczania się wywołują często ogromne zniszczenia na brzegach morskich.

Rzeki- charakterystyka

Nauka, która zajmuje się rzekami oraz mniejszymi ciekami wodnymi nazywa się potamologią. Rzeka definiowana jest jako większy ciek wodny spływający po powierzchni terenu. Siłą napędową, która sprawia, że rzeka płynie jest grawitacja. Ciek ten płynie korytem, które może mieć charakter naturalny bądź sztuczny. Rzeki mogą mieć charakter stały, okresowy lub epizodyczny. Najpowszechniej występującymi są rzeki stałe, które przez cały rok niosą w swoich korytach wodę, choć stan wód może ulegać wahaniom. Rzeki okresowe związane są ściśle z występowaniem pory deszczowej strefie zwrotnikowej bądź podzwrotnikowej. Wody w rzece pojawiają się dopiero po wystąpieniu opadów. Rzeki epizodyczne są natomiast elementami krajobrazu w strefie wyjątkowo suchej.

Strefa klimatyczna determinuje sposób zasilania rzeki. W związku z tym wyróżnia się różne ustroje rzeczne:

    • ustrój lodowcowy (zasilanie z topniejącego lodu lodowcowego)
    • ustrój śnieżny (głównym źródłem wody rzecznej są opady śniegu)
    • ustrój deszczowy (głównym źródłem wody rzecznej są opady deszczu)
    • ustrój śnieżno- deszczowy (znaczenie odgrywa zarówno śnieg jak i deszcz)

Bardzo ważnym elementem dla każdego cieku wodnego jest sposób zasilania, dzięki któremu woda nieustannie płynie korytem. Wyróżnia się zasilanie powierzchniowe oraz podziemne. Każda rzeka posiada swoje dorzecze, to jest ściśle określony obszar, z którego wody są do niej odprowadzane. Dorzecza różnych rzek oddzielone są od siebie liniami, które określane są jako działy wodne. Obszar źródłowy rzeki może być bardzo różny. Rzeki kuli ziemskiej biorą przeważnie swój początek ze: źródeł, źródeł krasowych (wywierzysk), lodowców, bagien.

Aby możliwe było istnienie rzeki stałej, niosącej przez okres całego roku wodę w swym korycie na określonym obszarze spełniony musi zostać warunek dotyczący rocznej sumy opadów. Uważa się, że w klimacie umiarkowanym nie może być ona mniejsza niż 200mm, chociaż przeważnie i ta ilość jest niewystarczająca do prawidłowego funkcjonowania systemu rzecznego. Dla strefy klimatów zwrotnikowych minimalna ilość opadów wynosi 400mm, a w równikowej jeszcze więcej- 700mm. Zróżnicowanie wymaganych minimalnych sum opadów wynika z niejednakowej intensywności parowania w poszczególnych strefach klimatycznych kuli ziemskiej.

Poszczególne rzeki różnią się między sobą pod bardzo wieloma względami, miedzy innymi pod względem długości oraz powierzchni dorzecza. W związku z powyższym rzeki kuli ziemskiej dzieli się na:

- małe- ich długość nie przekracza 200km, natomiast powierzchnia dorzecza mieści się w przedziale 1-10tys. km kw.

- średnie- o długości od 200km do 500km i powierzchni nie przekraczającej 100tys. km kw., ale większej bądź równej od 10tys. km kw.

- duże- długość tych rzek jest większa niż średnich, jednak nie większa niż 2500km kw. Dorzecze nie przekracza 1mln km kw.

- wielkie- ich długość jest większa niż 2500km kw., a dorzecze większe niż 1mln km kw.

Inna klasyfikacja potamologiczna dzieli rzeki z racji charakteru ich koryt oraz morfologii terenu, przez który przepływają. Według tej klasyfikacji wyróżnia się rzeki:

- górskie (Poprad, Dunajec)

- równinne (Narew, Warta)

- jeziorne (Pisa, Łyna)

- bagienne (Biebrza)

- krasowe

W ciągu roku ilość wody w danej rzece nie jest jednakowa. W okresie wzmożonych opadów, bądź roztopów oraz w porze wzmożonego zasilania z innych źródeł rzeki obfitują w wodę. Wówczas wypełnia ona nie tylko koryto, ale bywa też, zwłaszcza w czasie wezbrań, że płynie ona również terasą zalewową. Terasa ta wraz z korytem tworzy system określany jako łożysko rzeki.

Woda rzeczna płynąc wywołuje erozję dna rzecznego oraz boków koryt. Intensywność procesów erozyjnych jest różna w poszczególnych odcinkach rzeki. Erozja prowadzi przede wszystkim do pogłębiania koryta, wskutek czego przybiera ono kształt zbliżony do litery V (tzw. dolina V- kształtna). Erozja szczególnie silnie zaznacza się w górnym biegu rzeki, o czym będzie jeszcze mowa. Wody rzeczne transportują następnie wyerodowany materiał (oraz rozmaite osady, które w jakiś sposób trafiły do łożyska rzeki) wraz ze swym biegiem w kierunku ujścia. Transport rzeczny dominuje w środkowym odcinku rzeki. Jeszcze innym rodzajem pracy wykonywanej przez wody rzeczne jest akumulacja materiału. Dochodzi do niej wówczas gdy ilość materiału niesionego przez wody jest zbyt duża i materiał ten jest na tyle ciężki, że zostaje on zdeponowany jeszcze w obrębie łożyska rzecznego lub u ujścia.

Wspomniane powyżej odcinki rzeczne i dominujące procesy w nich zachodzące bardziej szczegółowo omówione są w części poświęconej rzeźbotwórczej działalności wód płynących (przy charakterystyce procesów egzo- i endogenicznych).

Jeszcze innym podziałem rzek kuli ziemskiej jest klasyfikacja oparta na kształcie koryt w ich profilu podłużnym. W związku z tym wyróżnia się następujące rodzaje rzek:

- rzeki, które odznaczają się prostym biegiem koryta- są to koryta, które wyregulowane zostały przez człowieka, w naturze praktycznie nie występują

- rzeki o krętym biegu koryta- koryto rzeczne nie jest zbyt kręte. W przebiegu rzeki raz po raz pojawiają się płycizny (bystrza) oraz odcinki głębsze (plosa), które występują niejako na przemian na całej długości rzeki

- rzeki meandrujące- ich koryto jest bardzo kręte. Zaznaczają się mielizny, brody. W sąsiedztwie koryta spotyka się starorzecza, które kiedyś stanowiły jego część, jednak na skutek znacznego powyginania biegu rzeki zostały one odcięte i z czasem zarosną

- rzeki roztopowe- ich koryto, a w zasadzie system koryt przypomina warkocz, stąd określane są również jako rzeki warkoczowe. Przebiegające roztopowe obrębie jednego łożyska koryta wzajemnie się przeplatają, zbliżają oraz oddalają. Pomiędzy nimi występują strefy wypłycone

- rzeka anasmozująca- podobnie jak roztopowe przypadku warkoczowej woda rzeczna płynie kilkoma korytami, z tym że w tym przypadku są one znacznie głębsze

Z rzekami związane jest pojęcie wezbrania i powodzi. Według autora "Słownika szkolnego terminów geograficznych"- Jana Flisa, wezbranie to podniesienie się wody w rzece do stanu wysokiego natomiast pod pojęciem powodzi rozumie się wezbranie tak silne, że skutkuje ono wystąpieniem rzeki z brzegów swego łożyska i zalaniem terenów nadrzecznych. Klasyfikując dane zjawisko jako powódź zwraca się również uwagę na jego skutki gospodarcze, ekonomiczne, społeczne oraz środowiskowe. Stopień szkód wywołanych przez powódź zależy nie tylko od ilości wody, jaka wystąpi z koryta, ale przede wszystkim od sposobu zagospodarowania obszaru bezpośrednio przylegającego do rzeki. Im intensywniej zabudowane brzegi, im bardziej rozwinięta infrastruktura, tym tragiczniejsze i bardziej kosztowne będą te skutki. Dlatego postuluje się, by całkowicie zaprzestać jakiejkolwiek działalności na potencjalnych terenach zalewowych, co stanowi najlepszą prewencję w zakresie minimalizowania szkód powodziowych.

Etapem poprzedzającym powódź zawsze jest wezbranie. Do jego powstania dojść może z kilku przyczyn, które uzależnione są klimatycznych największym stopniu od warunków klimatycznych. Najogólniej stwierdzić można, że do wystąpienia wezbrania dochodzi w warunkach nadmiernej dostawy wody bądź jej ograniczonego odpływu. Ta nadmierna dostawa spowodowana może być wzmożonymi opadami atmosferycznymi, bądź gwałtownym zanikiem pokrywy śnieżnej. Z kolei ograniczony odpływ to z reguły efekt zablokowania przepływu w rzece np. poprzez bryłę lodową.

Na podstawie powyższych przyczyn wyróżnia się pewne typy wezbrań i powodzi, których występowanie związane jest ściśle z konkretną porą roku oraz ze specyficznym rodzajem terenów.

W miesiącach od listopada do kwietnia do powodzi w Polsce dojść może jedynie na obszarach nizinnych. Wyróżnia się następujące rodzaje tychże powodzi:

1. roztopowe- będące efektem gwałtownego zanikania pokrywy śniegowej na Niżu

2. lodowozatorowe- wywołane obecnością w rzece dużej bryły lodowej tamującej odpływ wód, które wskutek tego ulegają piętrzeniu

3. śryżowozatorowe- o takiej samej genezie jak powyższe, z tym że blokadę stanowi nie lód a ryż, czyli drobne kryształki lodu zawieszone w wodzie

4. sztormowe- występujące jedynie w ujściowych odcinkach rzek, wywołane cofaniem się wody rzecznej, na skutek gwałtownego wiatru od morza

Z kolei w okresie od maja do września geneza występowania powodzi na obszarze Polski jest zgoła odmienna. Zagrażają one terenom wyżynnym oraz górskim. Mogą należeć do opadowonawalnych lub opadoworozlewnych. Te pierwsze typowe dla wyżyn mają charakter lokalny i wywołane są gwałtownym opadem deszczu, np. podczas burzy. Opadoworozlewne natomiast są bardziej poważne w skutkach, gdyż obejmują znacznie większy obszar, głównie górski.

Jeziora- charakterystyka

Jezioro rozumiane jest jako zbiornik wodny, w którym woda zatrzymana została w swej wędrówce ku morzu, w związku z czym nie może ona ulec swobodnej wymianie z wodą zawartą w morzu. Podobnie jak w przypadku wód morskich, wody jeziorne również podlegają falowaniu. W obrębie jeziora występują ponadto ruchy o charakterze prądów. Genetycznie jeziora są tworami bardzo młodymi, bo i czas trwania tych zbiorników jest krótki. Istniejące do dziś jeziora ukształtowane zostały w czwartorzędzie, tylko nieliczne pochodzą z trzeciorzędu. Całkowita powierzchnia współczesnych jezior nie przekracza 3mln km kw. Stanowi to około 1,8% powierzchni lądowej kuli ziemskiej.

Warunkiem powstania jeziora jest istnienie zagłębienia, w którym mogłoby dojść do zgromadzenia wody. Oprócz tego spełnione muszą zostać określone wymogi klimatyczne (głównie opadowe) oraz geologiczne (istnienie nieprzepuszczalnych lub trudno przepuszczalnych warstw skalnych).

Istnieje wiele klasyfikacji jezior. Jedną z nich jest podział oparty na sposobie powstania misy jeziornej. Według tego kryterium wyróżnia się jeziora:

- tektoniczne- woda gromadzi się w rowach tektonicznych, szczelinach, bądź innego rodzaju obniżeniach tektonicznych (Górne, Wiktorii, Ładoga, Bajkał, Tanganika i inne)

- wulkaniczne- woda gromad się w kraterach wygasłych wulkanów, kalderach, bądź w obniżeniach utworzonych w lawie wulkanicznej (np. Sekwan, Albano)

- meteorytowe- misa jeziorna uformowana wskutek uderzenia meteorytu (m. in. Kaali na terytorium Estonii)

- lodowcowe- ich geneza jest związana z działalnością lodowca bądź lądolodu. Misy jeziorne mogą być wynikiem działalności erozyjnej bądź akumulacyjnej. Wśród jezior polodowcowych wyróżnia się: cyrkowe, karowe, morenowe, rynnowe, sandrowe, drumlinowe, oczka wytopiskowe. Wiele jezior o takiej genezie występuje w Polsce) m. in. w Tatrach i na obszarach pojeziernych

- krasowe- powstające w skałach podlegających procesowi krasowienia, czyli w wapieniach, gipsach, kredzie

- rzeczne- towarzyszące meandrującym rzekom (starorzecza) bądź będące częścią koryta rzecznego (Poyang-hu, Tonle Sap)

- deltowe- powstające w ujściowych odcinkach rzek (Druzno)

- przybrzeżne- uformowane tuż przy brzegu np. wskutek zamknięcia mierzeją zalewu morskiego, odcięcia limanów itp. (Łebsko, Gardno)

- eoliczne- utworzone w obniżeniach terenu występujących pomiędzy wydmami, w misach deflacyjnych, bądź w materiale zakumulowanym przez wiatr (Czad)

- bagienne- występujące w terenie podmokłym, w których wody gruntowe nie mogą swobodnie odpływać do rzek

- organiczne- w roślinności torfowiskowej

- zaporowe- powstałe poprzez zatamowania odpływu wody rzecznej przeszkodą terenową powstałą w sposób nagły np. lawą wulkaniczną, materiałem osuwiskowym, masą lodu lodowcowego

- reliktowe- będące niegdyś zbiornikami morskimi, które utraciły połączenie z Oceanem Światowym (Morze Kaspijskie, Jezioro Bajkał)

Inną klasyfikacją jezior jest ich podział według sposobu wymiany wód znajdujących się w misie jeziornej. Wyróżnia się zatem jeziora:

- odpływowe- z których wody odpływają rzekami w kierunku mórz i oceanów

- bezodpływowe- są pozbawione możliwości odprowadzenia wód za pomocą rzek

- przepływowe- ilość wód dostarczanych przez rzeki wpływające równoważy ilość wynoszoną przez rzeki wypływające

Jeziora, podobnie jak rzeki dzieli się na stałe, okresowe oraz epizodyczne, ze względu na czas wypełnienia misy jeziornej przez wodę.

Istnieją trzy zasadnicze sposoby zasilania jezior. Woda może być do nich dostarczana na skutek opadów atmosferycznych, poprzez rzeki oraz inne cieki spływające po powierzchni terenu oraz przez wody podziemne. Jednak pewna część wód jeziornych wyprowadzana jest z misy. Przeważnie dochodzi do tego na skutek parowania, a także poprzez spływ (zarówno powierzchniowy jak i podziemny). Zestawiając ze sobą przychody oraz ubytki wód w misie jeziornej sporządza się bilans wodny. Na tej podstawie możliwe jest określenie czasu, w którym wody jeziorne ulegną całkowitej wymianie.

Wody jeziorne, podobnie jak morskie, odznaczają się zróżnicowaniem termicznym poszczególnych w przekroju pionowym. W jeziorach, zwłaszcza głębokich, istnieją warstwy wód o różnej temperaturze, które składają się na stratyfikację termiczną. Stratyfikacja ta może mieć charakter prosty; w takim przypadku temperatura wody w jeziorze obniża się wraz z głębokością. Najwyższa jest ona w warstwie przypowierzchniowej, najniższa zaś przy dnie. Taki rozkład temperatury obserwowany jest innymi w jeziorach strefy umiarkowanej w porze letniej. W porze zimowej natomiast warstwy głębsze mają wody cieplejsze niż wody powierzchniowe, ponieważ te ostatnie poddawane są wpływom czynników atmosferycznych.

W stratyfikacji prostej, czyli tej charakterystycznej dla lata wyróżnia się trzy strefy wód jeziornych różniące się między sobą temperaturą wód:

- epilimnion- warstwa ta podlega silnym wpływom czynników atmosferycznych, temperatura wody ulega zmianie w ciągu doby; wraz z głębokością wody epilimnonu stopniowo się ochładzają

- metalimnion- stanowi strefę przejściową, w której następuje gwałtowne obniżenie się temperatury wody. Jest to warstwa termoklinalna

- hypolimnion- temperatura w tej strefie nie zmienia się, nie podlega ona żadnym wpływom zewnętrznym

O stratyfikacji odwróconej mówi się wówczas, gdy górna strefa wód jest cieplejsza aniżeli warstwa przydenna. Stratyfikacja taka charakteryzuje jeziora polarne oraz jeziora strefy umiarkowanej w porze zimowej. Uwarstwienie normalne- opisane powyżej- typowe jest dla jezior strefy subtropikalnej, tropikalnej oraz umiarkowanej w porze letniej

W wodach jeziornych, tak jak i w innych zbiornikach wodnych istnieje życie. Im więcej tlenu zawiera woda, im więcej substancji odżywczych jest w niej rozpuszczonych tym życie zbiornika jeziornego jest bujniejsze i bardziej zróżnicowane. Na rodzaj organizmów żyjących w jeziorach wpływa dodatkowo odczyn wody, zawartość substancji biogennych (azotu, fosforu, potasu) oraz obecność innych związków i pierwiastków chemicznych np. wapnia. Z tego względu jeziora dzieli się na:

  • oligotroficzne- odznaczające się ubóstwem składników odżywczych. Wody jeziorne są bardzo czyste, niebieskie, zawierają znaczne ilości tlenu nawet w warstwie przydennej. Są one praktycznie pozbawione organizmów żywych
  • mezotroficzne- bardziej żyzne niż oligotroficzne; woda przybiera kolor zielonkawy, co świadczy o obecności organizmów żywych, nie są tak zasobne w tlen jak powyższe, niedobory tlenu zaznaczają się przy dnie
  • eutroficzne- wody tych jezior są bardzo żyzne, obfitują w składniki odżywcze, przez co życie organiczne rozwija się w nich bujnie. Woda ma kolor zbliżony do zielonego bądź żółtego. Ze względu na duże zapotrzebowanie na tlen może go niejednokrotnie brakować
  • dystroficzne- ostatnie stadium w rozwoju jeziora. Wody stopniowo tracą swoje właściwości produkcyjne, stają się ubogie w tlen, zmieniają kolor na brunatny, ulegają zakwaszeniu. Stopniowo zamieniają się w torfowiska wysokie

Wody podziemne- charakterystyka

Wody poziemne podobnie jak powierzchniowe współtworzą hydrosferę. Do ich powstania dochodzi na wiele sposobów. Właśnie geneza jest jednym z kryteriów ich klasyfikacji. Z tego względu wody podziemne dzieli się na:

  • infiltracyjne- wody dostają się do warstw podziemnych w wyniku przesiąkania wód opadowych. Są one zatem uzależnione od wielkości opadów oraz od przepuszczalności skał podłoża. Uznawane są za najważniejsze wody podziemne. Ich występowanie nie jest ograniczone jedynie do przypowierzchniowej warstwy, gdyż bardzo często przemieszczają się one na znaczne głębokości
  • kondensacyjne- zasoby tych wód gromadzą się na skutek skraplania wilgoci zawartej w glebie bądź pary wodnej zalegającej tuż przy powierzchni terenu. Zasoby te są bardzo ograniczone i nie odgrywają w związku z tym dużego znaczenia. Wyjątek stanowią te obszary kuli ziemskiej, w których dobowe amplitudy temperatur powietrza są bardzo duże (np. rejony pustynne)
  • juwenilne- są związane z procesami magmowymi. Do ich utworzenia dochodzi w czasie zastygania magmy. Często wody juwenilne gromadzą się w oddzielnych zbiornikach w pobliżu miejsc występowania magmy, bywa też że dostarczane są do większych zbiorników wodnych znajdujących się pod powierzchnią ziemi
  • reliktowe- są to wody, które faktycznie nie uczestniczą w krążeniu wody w przyrodzie, gdyż ich zasoby znajdują się bardzo głęboko
  • metamorficzne- do ich powstania, jak sama nazwa wskazuje, prowadzą procesy metamorfizmu termicznego, które zachodzą na minerałach ilastych

Warstwa powierzchniowa skorupy ziemskiej, w której zachodzą procesy krążenia wód podziemnych dzieli się na dwie strefy. Pierwszą warstwę stanowi strefa aeracji, w której znajduje się woda w postaci pary wodnej, wilgoci glebowej, wody wolnej. Woda wolna, zwana również grawitacyjną przenika z tej warstwy w dół, do strefy saturacji. Wszystkie szczeliny, pory oraz inne wolne przestrzenie tej strefy wypełnia woda wolna. Dolna warstwę tej strefy stanowią skały nieprzepuszczalne. Pomiędzy strefą aeracji a strefą saturacji istnieje granica określana jako zwierciadło wód gruntowych. Materiał skalny, w którym możliwa jest obecność wody w stanie wolnym nosi miano utworów wodonośnych. Utwory te tworzą pewien poziom wodonośny, w którym wody zalegają zupełnie nieruchomo bądź też poruszają się. Ruch wód podziemnych odbywa się albo zgodnie z zasadami grawitacji, w kierunku, w którym zwierciadło jest nachylone, lub też jest to ruch wynikający z niejednakowej wartości ciśnienia hydrostatycznego w poziomie wodonośnym.

Wspominana już granica strefy aeracji oraz saturacji, czyli zwierciadło wód gruntowych może przybierać postać warstwy swobodnej lub tez napiętej. W przypadku swobodnego zwierciadła jego poziom może podnosić się gdy dostawy wody ulegają zwiększeniu. Zwierciadło napięte ma ściśle określoną głębokość występowania, a jej zmiana jest niemożliwa, ponieważ ograniczają ją zalegające powyżej warstwy nie będące w stanie gromadzić nadmiaru wody.

Wody podziemne dzieli się biorąc pod uwagę charakter skał, w których one się gromadzą. Wyróżnia się zatem:

  • wody warstwowe- zwane inaczej porowymi, gromadzą się w porach skalnych; bywa że tworzą swoiste piętra
  • wody szczelinowe- typowe dla litych formacji skalnych, które w wyniku różnorodnych procesów geologicznym pocięte zostały szczelinami. Bez obecności szczelin obecność wód w tego typu skałach byłaby niemożliwa
  • wody krasowe- zalegają w skałach ulegających procesom krasowienia (wapieniach, gipsach, dolomitach itp.)

Ważnym podziałem wód podziemnych jest klasyfikacja według głębokości ich zalegania. Wody podziemne dzielą się na:

  • przypowierzchniowe- wody te zalegają tuż przy powierzchni ziemi, a nad zwierciadłem wód praktycznie nie występuje warstwa napowietrzona (czyli strefa aeracji). Podlegają one bardzo silnym wpływom czynników zewnętrznych; zarówno jeśli chodzi o termikę jak i skład (przejmują bardzo wiele zanieczyszczeń)
  • gruntowe- zalegają nieco głębiej, od wpływów zewnętrznych chroni je warstwa napowietrzona, stanowią główny zbiornik dostarczający wodę do rzek, bagien, jezior, posiadają przeważnie dowodne zwierciadło wód
  • wgłębne- zalegają pod skałami słabo przepuszczalnymi, co warunkuje charakter zwierciadła wód (jest ono napięte). Wody te określa się jako artezyjskie lub subartezyjskie, w zależności od tego czy po wykonaniu odwiertu ciśnienie pozwala wznieść się tym wodom ponad powierzchnię terenu, czy też nie. Zalegające ponad strefą saturacji skały trudno przepuszczalne izolują te wody od niekorzystnych wpływów zewnętrznych, przez co są to wody pozbawione zanieczyszczeń
  • głębinowe- występują na znacznych głębokościach, zalicza się tu głównie wody reliktowe, wyłączone z obiegu hydrologicznego. Gdyby w jakiś sposób zasoby tych wód uległy zniszczeniu, to nie ma szans na ich odnowienie

Źródła- charakterystyka

Dział hydrologii, który zajmuje się źródłami nazywa się krenologią. Pod pojęciem źródła rozumie się wydostawanie się na powierzchnię ziemską wód zalegających wewnątrz skorupy ziemskiej. Żeby wypływ mógł być uznany za źródło musi mieć on charakter naturalny i skoncentrowany. Czynnikiem powodującym wypływ wody może być siła ciężkości (źródła zstępujące) lub ciśnienie hydrostatyczne (źródła wstępujące).

Bardziej szczegółowy podział źródeł uwzględnia:

- źródła spływowe (grawitacyjne)- jedyną siłą napędową, która sprawia, że woda wypływa ze źródła jest grawitacja

- podpływowe- są to inaczej źródła artezyjskie, z których wypływa woda znajdująca się pod ciśnieniem

- lewarowe- woda zasysana jest co jakiś czas, w związku z czym nie wydostaje się ona na powierzchnię stale lecz w pewnych odstępach czasu

Inna klasyfikacja porządkuje źródła według rodzaju i właściwości skał, z których one wypływają. Na tej podstawie wyróżnia się źródła:

- warstwowe- skały, z których się wydobywają mają charakter porowaty, przeważnie źródła te wypływają pod wpływem siły grawitacji, choć zdarzają się również źródła artezyjskie

- szczelinowe- skały są zwięzłe, lite, pozbawione porów. Wypływ wody możliwy jest dzięki istnieniu sieci spękań i szczelin. Podobnie jak w przypadku warstwowych wypływ wody jest możliwy dzięki grawitacji bądź ciśnieniu hydrostatycznemu

- uskokowe- wody źródlane wypływają w miejscu występowania uskoku. Przeważnie dotyczy to wód artezyjskich, często bogatych w związki mineralne bądź o podwyższonej temperaturze w stosunku do otoczenia (wody termalne)

- krasowe- zwane wywierzyskami. Wypływają z nich wody krasowe, których siłę napędową stanowi ciśnienie hydrostatyczne. Bywa również, że wody tych źródeł są zasysane co jakiś czas (lewarowe)

Ze względu na niejednorodny skład chemiczny wód źródlanych oraz zróżnicowaną temperaturę wody te dzieli się na:

- zwykłe (temperatura poniżej 20°C)

- termalne (temperatura wyższa niż 20°C)

- słodkie (w 1dm sześc. wody zawarte jest nie więcej niż 0,5 g związków mineralnych)

- akratopegi (zawartość związków mineralnych w 1dm sześc. mieści się w granicach: 0,5-1,0 g)

- mineralne (zawartość związków mineralnych w 1dm sześc. jest większa niż 1g)

Specyficzną odmianę źródeł stanowią gejzery. Są to źródła wyrzucające z bardzo dużą siłą porcje wrzącej wody. Wysokość do jakiej może wznieść się ta woda osiąga nawet 65m. Charakterystyczne jest także, że woda wyrzucana jest co jakiś czas, a nie ciągle. Gejzery obserwować można w nowej Zelandii, Islandii, Stanach Zjednoczonych.

Charakterystyka lodowców i lądolodów

Woda składająca się na hydrosferę występuje w stanie ciekłym, gazowym oraz stałym. Ilość wody uwięzionej w lodowcach i lądolodach występujących na kuli ziemskiej jest bardzo duża. Dodatkowo pamiętać trzeba też o wiecznej zmarzlinie, czyli lodzie zgromadzonym w warstwie glebowej, który powszechnie występuje w klimacie umiarkowanym zimnym oraz polarnym.

Zdecydowana większość (ok. 99%) wody występującej w formie lodu znajduje się w obszarach polarnych, zarówno półkuli północnej jak i południowej. Na Antarktydę przypada niemal 86% całkowitej powierzchni lodowców światowych, zaś na Grenlandię 11%. Występujący tam lód przybiera postać lądolodu. W innych rejonach świata lodowce lądowe współcześnie nie występują, w górach spotykane są natomiast lodowce górskie.

Aby mogło dojść do wykształcenia się powierzchni lodowej spełnione muszą zostać określone warunki. Są nimi:

- warunki klimatyczne- największe powierzchnie lodowe tworzą się w klimacie morskim, obfitującym w opady, a jednocześnie chłodnym, w którym przez wiele dni w ciągu roku temperatura powietrza nie wznosi się powyżej zera. Ilość śniegu spadającego w formie opadów musi być większa aniżeli ilość, która ulega topnieniu

- rzeźba terenu- nie może być ona nadmiernie urozmaicona; najkorzystniej gdy na obszarach równinnych lub lekko urozmaiconych występują lokalne zagłębienia, w których może gromadzić się śnieg

W obszarach górskich do powstawania lodowców dochodzi jedynie powyżej pewnej granicy, określanej jako granica wiecznego śniegu. Oddziela ona tereny o dominacji procesów ablacyjnych od terenów, w których większe znaczenie odgrywa akumulacja śniegu. Wysokość granicy wiecznego śniegu jest bardzo zróżnicowana na kuli ziemskiej. Uzależniona jest ona od klimatu, a tym samym od szerokości geograficznej. Najniżej, bo na poziomie morza przebiega ona w pobliżu biegunów. Wraz z przybliżaniem się do zwrotników granica ta znajduje się coraz wyżej nad poziomem morza i najwyższą wartość osiąga właśnie na zwrotnikach (maksymalne 6400m n.p.m.). Na równiku granica wiecznego śniegu obniża się do wysokości 4400- 4900m n.p.m.

Istnieje kilka typów lodowców górskich, wśród których wymienić należy:

- lodowce norweskie (fieldowe)- w ich budowie zaznacza się czapa lodowa, z której rozchodzą się języki lodowe spływające we wszystkich kierunkach

- lodowce górskie (alpejskie, dolinne)- zbudowane z pola firnowego, w którym zgromadzony jest lód oraz z jednego głównego jęzora lodowego

- lodowce podgórskie (piedmontowe)- jęzory lodowcowe kilku lodowców dolinnych łączą się ze sobą na równinie przedgórskiej

- lodowce pirenejskie (cyrkowe)- ich główną część stanowią masy lodu zgromadzone w dolinach cyrkowych, brakuje natomiast jęzorów lodowcowych spływających w dół po stoku

Największymi współcześnie istniejącymi lodowcami górskimi są lodowce himalajskie oraz te znajdujące się w Karakorum i Pamirze (lodowiec Fedczenki- największy na świecie).

9. litosfera

Budowa wnętrza Ziemi jeszcze do niedawna stanowiła zagadkę dla naukowców. Na przeszkodzie do poznania wnętrza naszej planety stawały i po dziś dzień stają przeszkody natury technicznej. Nie udało się bowiem dokonać bezpośrednich pomiarów poszczególnych części kuli ziemskiej. Wiedza jaką obecnie dysponujemy pochodzi z analizy rozchodzenia się fal sejsmicznych we wnętrzu Ziemi. Na podstawie prędkości rozchodzenia się tych fal oraz sposobu ich przebiegu udało się ustalić, że struktura wnętrza kuli ziemskiej nie jest jednorodna. Ziemia składa się z trzech zasadniczych warstw: skorupy ziemskiej, płaszcza oraz jądra.

Skorupa ziemska stanowi najbardziej zewnętrzną część kuli ziemskiej. Jej grubość nie jest jednakowa; mieści się w przedziale 4- 75km. Różnicuje się ją dodatkowo na skorupę kontynentalną oraz oceaniczną. Ta pierwsza zbudowana jest z zalegającej na jej powierzchni warstwy osadowej oraz ze strefy granitowej (sialu) i bazaltowej (simy). Sial i sima różnią się składem chemicznym (sial: krzem oraz glin; sima: krzem i magnez). Skorupa oceaniczna jest znacznie cieńsza od kontynentalnej i składa się z warstwy osadowej oraz simy, nie posiada natomiast granitowego sialu. Sial od simy rozdziela strefa nieciągłości- tzw. nieciągłość Conrada. Poniżej skorupy ziemskiej występuje płaszcz, dzielący się na płaszcz zewnętrzny oraz wewnętrzny. Płaszcz zewnętrzny czyli crofesima zbudowany jest z następujących pierwiastków: chromu, żelaza, krzemu oraz magnezu. Rozciągający pod nim płaszcz wewnętrzny, czyli nifesimę budują: nikiel, żelazo, krzem i magnez. Granica pomiędzy skorupą ziemską a płaszczem zewnętrznym jest powierzchnia nieciągłości Moho. Z kolei płaszcz wewnętrzny oddziela od jądra zewnętrznego inna powierzchnia nieciągłości- Wiecherta-Gutenberga. Płaszcz sięga do głębokości około 2900km. Pod nim rozciąga się jądro zewnętrzne, zbudowane z żelaza i niklu, które najprawdopodobniej znajdują się w stanie płynnym. Ciągnie się ono do głębokości 5100km a następnie przechodzi w jądro wewnętrzne o takim samym składzie, ale znajdujące się w stanie stałym.

Niezwykle ważną strefa znajdującą się we wnętrzu Ziemi, a dokładnie w górnej części płaszcza jest astenosfera. Jest to warstwa plastyczna, na której spoczywa cała litosfera (czyli skorupa oraz niewielka część płaszcza górnego). W obrębie astenosfery występują prądy konwekcyjne, które sprawiają, że poszczególne płyty litosfery znajdują się w nieustannym ruchu. Z warstwą tą związane są również procesy magmatyczne.

Sposoby odtwarzania dziejów Ziemi

Historia planety Ziemi sięga bardzo odległej przeszłości. Układ Słoneczny powstał około 4,7mld lat temu, natomiast Ziemia jest planetą nieco młodszą- liczy sobie mniej więcej 4,5mld lat. Poznanie wydarzeń, które rozgrywały się miliardy lat temu jest zadaniem bardzo trudnym. By móc wysnuwać jakiekolwiek wnioski na temat tego, co działo się na powierzchni naszej planety od początku jej uformowania się przyjęto zasadę aktualizmu geologicznego. Najogólniej mówi ona, iż teraźniejszość jest kluczem do przeszłości. W praktyce stwierdzenie to oznacza, że wszelkie procesy zachodzące współcześnie na Ziemi i kształtujące jej powierzchnię (zarówno procesy endogeniczne jak i egzogeniczne) miały miejsce również w przeszłości.

Istnieją dwie grupy metod pozwalających poznawać odległe dzieje naszej planety przy założeniu zasady aktualizmu geologicznego; są to metody datowania względnego oraz bezwzględnego. Ustalenie wieku względnego poszczególnych zdarzeń pozwala na ułożenie tych wydarzeń w porządku chronologicznym; od najwcześniejszych do najbardziej współczesnych. Datowanie względne umożliwiło sporządzenie tablicy stratygraficznej.

Do metod datowania względnego zaliczają się następujące metody:

- metoda stratygraficzna

Opieka się ona na kilku zasadach, które stanowią klucz do określania chronologii wydarzeń. Pierwsza z nich mówi, że generalnie warstwy młodsze zalegają na warstwach starszych. Druga zakłada, że w przypadku osadzania się różnego rodzaju szczątków, pyłów itp. na dnie zbiornika morskiego, początkowo następowało ono poziomo. W związku z tym osady ułożone były równolegle do powierzchni dna. Z czasem, na skutek działania różnego rodzaju czynników, mogło dojść do zaburzenia tego pierwotnego układu, jednak czynniki zaburzające wystąpiły już po zdeponowaniu osadów. Trzecia zasada mówi, iż osady, które formowały się na powierzchni terenu w odległej przeszłości geologicznej, pokrywały bardzo rozległe tereny, były one ciągłe. Obecnie bardzo często są one poprzecinane innymi utworami, co świadczy o tym, że zaburzenie ciągłości nastąpiło później niż powstanie warstwy osadowej. Ostatnia, czwarta zasada mówi, że wszelkie procesy, które w jakiś sposób zaburzyły pierwotne ułożenie warstw w każdym przypadku są młodsze niż procesy prowadzące do uformowania tychże warstw

- metoda biostratygrafii

Metoda ta zwana jest inaczej metodą skamieniałości przewodnich. Skamieniałości te są śladami bądź szczątkami organizmów (zarówno roślinnych jak i zwierzęcych), które żyły w minionych epokach geologicznych, które w określonym przedziale czasowym były bardzo rozpowszechnione, żyły w wielkich ilościach, jednak bardzo szybko wyginęły. Ich czas występowania na Ziemi był bardzo krótki. Ślady tych organizmów zawarte w skałach pozwalają wnioskować, z jakiego okresu ona pochodzi.

Najlepiej zachowanymi skamieniałościami są mięczaki oraz inne organizmy bezkręgowe, które wyposażone były w skorupy. Powstanie skamieniałości nie jest procesem tak prostym jak mogłoby się wydawać. Obumarłe szczątki są najczęściej pożywieniem dla zwierząt padlinożernych. Żeby zatem mogło dojść do zachowania szczątków na bardzo długi czas, muszą one zostać szybko zakopane w osadzie, przez co staną się niewidoczne dla potencjalnych konsumentów. Kolejne warstwy nadkładu przykrywające szczątki odcinają dostęp powietrza, przez co procesy rozkładu zostają zahamowane. Szczątki zostają zatem zakonserwowane, a podwyższone ciśnienie sprawia, że ulegają one przekształceniu w skamielinę, do czego przyczynia się również przenikająca z wyższych warstw woda. Z wody wytracają się rozpuszczone w niej związki mineralne i stopniowo wypełniają ubytki np. w obrębie muszli.

Do najbardziej rozpowszechnionych skamieniałości przewodnich należą amonity. W celu określania wieku skał metodą biostratygrafii sporządzony został specjalny katalog, zestawiający wszystkie skamieniałości przewodnie poszczególnych okresów. Pozwala to na łatwe zastosowanie niniejszej metody.

- metoda palinologiczna

Polega ona na określaniu względnego wieku skał na podstawie analizy zachowanych pyłków roślinnych. Pyłki te, podobnie jak szczątki organiczne, zachowały się w osadach skalnych. Określa się rodzaj pyłków, ich liczebność. Pyłki te są doskonałą informacja na temat szaty roślinnej występującej w danym okresie. Znając gatunki roślinne można z kolei wnioskować o panujących wówczas warunkach klimatycznych.

- metoda magnetostratygrafii

Określa się ją również mianem metody paleomagnetycznej. Wykorzystuje ona zjawisko magnetyzmu ziemskiego. Bieguny magnetyczne Ziemi nie są stałe, lecz zmieniają swoje położenie. W historii Ziemi dochodziło nawet do przemagnesowania. W związku z tym również natężenie pola magnetycznego w poszczególnych miejscach zmienia się nieustannie. Biorąc pod uwagę ten fakt, bada się pole magnetyczne zapisane w skałach zawierających żelazo (gł. w skałach magmowych). Pozwala to na określenie pola magnetycznego Ziemi w momencie zastygania lawy. Informacja ta jest niezwykle cenna i umożliwia określanie wieku względnego skał.

Oprócz metod datowania względnego istnieje również cały szereg sposobów na określenie wieku bezwzględnego różnych wydarzeń geologicznych. Wiek ten w przeciwieństwie do względnego określa się w latach. Metody datowania bezwzględnego są znacznie bardziej skomplikowane i ich zastosowanie jest obecnie dużo większe aniżeli jeszcze kilkadziesiąt lat temu, z racji postępu, jaki dokonał się w technologii oraz fizyce.

Metodami określania wieku bezwzględnego są:

-metoda radiometryczna

Bazuje ona na zjawisku promieniotwórczego rozpadu niektórych izotopów pierwiastków. Jądra tych izotopów nie są trwałe i po pewnym czasie ulegają rozpadowi, który dokonuje się w sposób samorzutny. Proces ten prowadzi do powstania tzw. izotopów potomnych. Dla potrzeb datowania bezwzględnego zasadniczy jest czas, który jest potrzebny by doszło do tego rozpadu jądra. Jest on określany jako czas połowicznego rozpadu. Połowicznego, ponieważ w czasie tym liczba atomów pierwiastka promieniotwórczego ulegnie redukcji o połowę. Najbardziej rozpowszechnionymi izotopami wykorzystywanymi do datowania metodą radiometryczną są: rubid- 87, tor- 232, uran- 238, potas- 40, uran-235, węgiel- 14. Różnią się one czasem trwania połowicznego rozpadu. W przypadku rubidu trwa on aż 47mld lat, natomiast dla węgla wynosi on tylko 5730 lat. W związku z tym pierwiastki o bardzo długim czasie rozpadu wykorzystuje się do datowania wydarzeń z bardzo odległej przeszłości, które zachodziły niezmiernie długo, podczas gdy węgiel służy do określania znacznie krótszego wieku.

- metoda termoluminescencji

Metoda ta wykorzystuje właściwości termoluminescencyjne niektórych minerałów, czyli ich świecenia, do którego dochodzi na skutek podgrzania do bardzo wysokiej temperatury (ok. 500 st. C). Energia emitowana przez minerały została przez nie wcześniej nagromadzona z promieniowania jonizującego Słońca. Uznaje się, że minerał emituje tym więcej energii im dłużej wystawiony był na to promieniowanie.

- metoda dendrochronologiczna

Jest metodą dosyć prostą; bazuje ona na analizie rocznych przyrostów słojów drzew, a jej przydatność jest duża zwłaszcza w klimacie umiarkowanym, w którym przyrosty wiosenne oraz letnie różnią się między sobą. W okresie wiosennym komórki budujące słoje są duże, jaśniejsze i posiadają cienkie ściany. W lecie natomiast, w warunkach niedostatku wody, słoje zbudowane są z komórek znacznie ciemniejszych, o grubszych ścianach i ogólnie mniejszych. Warstwa wiosenna i letnia składa się na roczny przyrost drzewa. Roczne przyrosty dla poszczególnych lat także różnią się między sobą, co wynika z niejednakowych warunków klimatycznych (zwłaszcza termicznych i opadowych). Zestawiając ze sobą przyrosty drzew z wielu lat otrzymano tzw. skalę dendrochronologiczną. Na tej podstawie można określać wiek szczątków drzew, zachowanych w jakiś sposób do dnia dzisiejszego. Opisana metoda najczęściej wykorzystywana jest w badaniach archeologicznych.

- metoda warwochronologii

Jest bardzo zbliżona w swej istocie do metody dendrochronologicznej, tyle że zamiast słojów drzew wykorzystuje osady jeziorne, lodowcowe itp. Warstwę podłoża, na którą składają się dwie części: ciemniejsza i jaśniejsza określa się mianem warwy. Jaśniejsza część pochodzi z okresu letniego i budują ją głównie piaski oraz muły. Ciemniejsza natomiast utworzona została w zimie z materiału ilastego. Posługując się skalą warwochronologiczną, która jest analogiczna do dendrochronologicznej, możliwe jest określenie wieku bezwzględnego osadów.

- metoda lichenometrii

Opiera się ona na analizie porostów. Organizmy te odznaczają się stałym tempem porastania nagiej skały w określonych warunkach klimatycznych. Znając zatem to tempo dla konkretnych warunków i analizując stopień pokrycia skał przez porosty, można wnioskować, kiedy skały te poddane zostały działaniu czynników zewnętrznych. Porostem najczęściej wykorzystywanym do datowania tą metodą jest tzw. wzorzec geograficzny.

Dzieje Ziemi dzielą się na ery, okresy, podokresy, epoki. Ich zestawienie tworzy tablicę stratygraficzną:

TABLICA STRATYGRAFICZNA

ERA

OKRES

PODOKRES

EPOKA

miliony lat temu

KENOZOICZNA

CZWARTORZĘD

HOLOCEN

0,01

PLEJSTOCEN

1,8

TRZECIORZĘD

NEOGEN

PLIOCEN

5

MIOCEN

23

PALEOGEN

OLIGOCEN

34

EOCEN

55

PALEOCEN

65

MEZOZOICZNA

KREDA

135

JURA

205

TRIAS

245

PALEOZOICZNA

PERM

290

KARBON

360

DEWON

410

SYLUR

435

ORDOWIK

500

KAMBR

570

PREKAMBR

PROTEROZOIK

2500

ARCHAIK

4500

Prekambr

Za początek prekambru uważa się powstanie pierwotnej skorupy ziemskiej, które nastąpiło około 4,5mld lat temu. Zakończył się natomiast około 570mln lat temu. Czas jego trwania był zatem niezmiernie długi; prekambr obejmuje aż 85% historii naszej planety. Skorupa, która uformowana pierwotnie była bardzo cienka, a tworzyły ją głównie skały zasadowe. Istniejąca już wtedy astenosfera i zachodzące w niej ruchy (prądy konwekcyjne) sprawiały, że skorupa nieustannie wciągana była w kierunku płaszcza górnego, gdzie następnie topiła się. Sprawiało to, że była ona zupełnie niestabilna. Dodatkowo na masową skalę zachodziły wówczas procesy wulkaniczne. Z czasem zaczęła tworzyć się hydrosfera, a wraz z nią skały osadowe. Procesy magmowe prowadziły jednak do ich przeobrażania. Zwiększała się ciągle różnorodność skał. Kolejno skorupa ziemska zaczęła się różnicować na kontynentalną oraz oceaniczną, ponadto zaczęły powoli formować się zalążki dzisiejszych kontynentów oraz pierwotne baseny oceaniczne. Na obrzeżach ówczesnych kontynentów zachodziły intensywne ruchy górotwórcze, które przyczyniały się do powiększania tych pierwotnych kratonów. Pierwotna atmosfera zupełnie nie sprzyjała życiu organizmów zwierzęcych, zbudowana była w większości z dwutlenku węgla. Wraz z pojawieniem się pierwszych organizmów w zbiornikach morskich atmosfera zaczęła wzbogacać się w tlen dzięki procesom fotosyntezy przeprowadzanym przez te organizmy. Do dzisiejszego dnia zachowało się bardzo niewiele śladów życia z prekambru. Do prekambryjskich skamieniałości przewodnich zalicza się stromatolity- organizmy zbudowane między innymi z wapienia, które przeprowadzały fotosyntezę. Z czasem, wraz ze zwiększającą się ilością tlenu w atmosferze, życie rozwijało się coraz bujniej. Ocenia się, że pod koniec prekambru istniała już pokaźna liczba wielokomórkowych organizmów, które zamieszkiwały środowisko morskie. W prekambrze istniał jeden wielki kontynent- Pangea, który w kolejnych okresach ulegał licznym transformacjom.

Era paleozoiczna:

Kambr

Na pograniczu proterozoiku i kambru Pangea uległa rozpadowi na potężne bloki kontynentalne, które rozpoczęły swą wędrówkę po ówczesnych oceanach. Największym z tych bloków była Gondwana. W jej skład wchodziły obszary, które dzisiaj składają się na kontynenty półkuli południowej oraz pewne fragmenty azjatyckie. Obszar, który dzisiaj stanowi platformę wschodnioeuropejską stanowił wówczas odrębny kontynent- Balticę. Jego wybrzeża obmywane były przez wody oceanu Japetus, po którego drugiej stronie- na obszarze dzisiejszej platformy północnoamerykańsko- grenlandzkiej- znajdował się kontynent Laurencja. Ponadto obszar dzisiejszej Syberii składał się z kilku mikrokontynentów, które od Kontynentu Baltica oddzielał Ocean Uralski. Lądy półkuli północnej odgrodzone były od Gondwany potężnym oceanem- Protetyką. Osady zgromadzone na dnie zbiorników morskich ulegały procesom subdukcji oraz metamorfizmu. Dla kambru charakterystyczne były liczne transgresje morskie. W okresie kambryjskim panował klimat ciepły i suchy. W związku z powiększającą się liczbą organizmów roślinnych zwiększała się ilość tlenu w atmosferze. Stwarzało to dogodne warunki dla rozwoju kolejnych, coraz bardziej zaawansowanych. W okresie tym pojawiła się większość grup organizmów bezkręgowych. Był to czas prawdziwej eksplozji życia. Zwierzęta morskie wyposażone były w szkielety, pancerze, muszle, które w wielkich ilościach gromadziły się na dnie i stopniowo przekształcały w skały osadowe pochodzenia organicznego. Ponadto budowa taka umożliwiła przetrwanie ich śladów w postaci skamieniałości, także przewodnich. Kambryjskimi skamieniałościami przewodnimi są trylobity oraz archeocjaty.

Spośród licznych organizmów zwierzęcych żyjących w prekambrze wymienić można: otwornice zlepieńcowate, gąbki, korale deskowe, pierścienice, liczne ramienionogi, mięczaki (głównie hyolity oraz ślimaki), szkarłupnie. Na świat roślinny składały się głównie glony.

Ordowik

W okresie ordowiku nie zmieniło się znacząco rozmieszczenie lądów i mórz. Poszczególne kontynenty wędrowały jednak po oceanie światowym bezustannie zmieniając swoje położenie geograficzne. Wpływało to rzecz jasna na warunki klimatyczne panujące na tych lądach. Dla przykładu wspomnieć można o zmianach klimatycznych, jakie zaszły na obszarze Gondwany, która wędrując na południe znalazła się w strefie okołobiegunowej. Wchodzące w skład tego kontynentu dzisiejsze terytorium Sahary objęte zostało potężnym zlodowaceniem śródlądowym.

W ordowiku zachodziły również ruchy górotwórcze, stanowiące początki orogenezy kaledońskiej, której właściwa faza przypada na sylur. W stosunku do okresu kambryjskiego klimat stał się wilgotniejszy. W biosferze dokonywał się dalszy rozwój. Ewolucji ulegały istniejące już organizmy; dodatkowo pojawiały się zupełnie nowe. W tym okresie rozwinęły się na przykład graptolity oraz korale czteropromienne, nie spotykane w kambrze. Coraz licznej Ziemię zasiedlać zaczęły zwierzęta tkankowe. Dosyć powszechnie występującymi organizmami są gąbki oraz jamochłony. Szczególnie to ostatnie odegrały duże znaczenie w budowie skał osadowych. Ponadto ich szczątki zachowane po dziś dzień umożliwiają określanie wieku skał utworzonych w ordowiku.

Bardzo ważnymi organizmami były również ramienionogi, przechodzące wówczas intensywny rozwój. Ich szkielety miały duże znaczenie skałotwórcze. Licznie występowały również mięczaki, jednak ze względu na budowę, która bardzo szybko ulegała rozkładowi nie odegrały one większej roli ani w budowie skał ani w możliwości ich datowania.

Do skamieniałości przewodnich tego okresu zaliczają się konodonty oraz trylobity stawonogów graptolity. One również odegrały zasadniczą rolę stawonogów budowie skał ordowiku

Wśród roślin nadal dominowały glony występujące wyłącznie w środowisku morskim, a część z nich przyczyniła się do budowy skał. Stanowiły one budulec wapieni stromatolitowych.

Sylur

W okresie syluru nastąpiła zdecydowana zmiana w rozmieszczeniu kontynentów. Ruchy potężnych mas lodowych prowadziły do ich łączenia się i zderzania. Na skutek potężnych kolizji kontynentów dochodziło do wypiętrzania łańcuchów gór fałdowych. Orogeneza zachodząca w okresie syluru określana jest mianem kaledońskiej. Jej pierwsze symptomy obserwowane były już w ordowiku, natomiast zasadnicza część miała miejsce w sylurze. W początkach omawianego okresu pomiędzy dawnymi kontynentami: Balicą i Laurencją istniał jeszcze ocean Japetus. W miarę przemieszczania się tych obszarów lądowych powierzchnia tego oceanu kurczyła się, a Balica i Laurencja coraz bardziej zbliżały do siebie. Ostateczne połączyły się one w potężny kontynent- Euroamerykę. Oprócz tego spektakularnego połączenia dochodziło tez do innych. Kontynent syberyjski w swoim dryfie połączył się ze stosunkowo małymi płytami: mongolską oraz dżungarską. Doprowadziło to do wypiętrzenia kaledońskich pasm, które dzisiaj urozmaicają rzeźbę Azji Środkowej (Tien- Szan, Sajany, Ałtaj). Inną zmianą, która dokonała się w czasie syluru było zmniejszanie się powierzchni Oceanu Uralskiego, który stanowił strefę rozdzielającą Baltikę od kontynentu kazachskiego i syberyjskiego. Terytorium dzisiejszej Sahary, które jeszcze w okresie ordowiku stanowiło centrum zlodowacenia rozwijającego się w pobliżu bieguna południowego przesunęło się nieco na północ. W związku z tym biegun znalazł się na obszarze południowo- zachodniej Afryki. Zaczął rozwijać się tam lodowiec kontynentalny. Na innych kontynentach klimat był bardzo ciepły, często wręcz gorący. Było tak dlatego, że większość obszarów lądowych przemieściła się w pobliże strefy zwrotnikowej i równikowej. O klimacie tamtego okresu świadczą zachowane do dziś skały o czerwonym zabarwieniu oraz ślady raf koralowych (odnalezione między innymi na bałtyckiej wyspie Gotlandia).

Wspominane już fałdowania kaledońskie miały miejsce tam, gdzie skorupa oceaniczna wsuwała się pod kontynentalną (subdukcja) i na skutek zderzenia płyt do wypiętrzania gór. Kaledonidy spotyka się w wielu miejscach kuli ziemskiej. Tempo przemieszczania się płyt, a co za tym idzie wypiętrzania gór było zróżnicowane. Okresy, kiedy było ono szczególnie duże stanowią poszczególne fazy orogenezy kaledońskiej. Jedną z najważniejszych była faza takońska, która miała miejsce w środkowym ordowiku; amerykańscy naukowcy skłonni są uważać ją nawet z odrębną orogenezę. W Polsce z główną część fałdowań kaledońskich uznaje się fazę ardeńską, która doprowadziło do wypiętrzeń na obszarze Pomorza, Gór Świętokrzyskich, Dolinie Sanu, we wschodniej części Sudetów oraz w obrębie Niecki Miechowskiej. Ruchy kaledońskie nie tylko doprowadziły do powstania wielu łańcuchów górskich, ale również sprawiły, że znaczna część obszarów morskich uległa wypłyceniu. Na terytorium Polski efektem tego było niemal całkowite ustąpienie morza, co wpłynęło rzecz jasna na zahamowanie sedymentacji osadów.

Do dnia dzisiejszego zachowało się bardzo niewiele śladów orogenezy kaledońskiej, a nieliczne górotwory z tego okresu uległy znacznemu obniżeniu. Większość jednak została zrównana z powierzchnią terenu, a następnie przykryta osadami młodszymi. Spośród pasm europejskich istniejących do dnia dzisiejszego w orogenezie kaledońskiej zaczęły powstawać góry: Kaledońskie, Skandynawskie, Świętokrzyskie. Świat zwierzęcy i roślinny cały czas ewoluował. Do sylurskich skamieniałości przewodnich zalicza się: tentakulity, małżoraczki, graptolity i inne. Ważne z biologicznego punktu widzenia było pojawienie się ryb. W okresie tym pierwsze rośliny opuściły środowisko morskie i zaczęły porastać ląd. Były to psylofity- pierwsze rośliny naczyniowe na Ziemi.

Dewon

W okresie dewonu następującym po sylurze rozmieszczenie lądów i oceanów było zdecydowanie inne aniżeli niż w pierwszych okresach ery paleozoicznej. Głównymi blokami kontynentalnymi istniejącymi w sylurze były: euroamerykański, gondwański, kazachski, chiński oraz syberyjski. Pomiędzy kontynentem syberyjskim a euroamerykańskim rozciągał się Ocean Uralski. Na półkuli południowej nadal dominowała potężna Gondwana oddzielona od lądów północnej Paleotetydą. Nie był to jednak największy istniejący wówczas zbiornik morski, ponieważ dominował Paleopacyfik- odpowiednik dzisiejszego Oceanu Spokojnego.

Oprócz tych wielkich mas wodnych istniały również niewielkie, płytkie morza położone w obrębie niektórych kontynentów. W pewnym stopniu zmianie uległ klimat, który stał się jeszcze cieplejszy i bardziej ostry niż dotychczas. Dochodziło do postępującej dezertyfikacji niektórych obszarów, które następnie nękane były intensywnymi deszczami. Zachodziły także procesy egzogeniczne, a zwłaszcza erozja. Jej efektem było powstanie rozległych pól osadów (gł. czerwonych piaskowców) oraz delt (gdyż woda rzeczna transportowała bardzo dużo materiału).

Biosfera w dalszym ciągu podlegała ewolucji. Zarówno w świecie zwierzęcym jak i roślinnym dokonywały się bardzo duże zmiany. Organizmy pierwotne ustępowały miejsca coraz bardziej zaawansowanym w rozwoju. Pojawiło się wiele nowych organizmów spełniających funkcję skamieniałości przewodnich. Istniało wówczas również wiele organizmów, których pancerze, skorupy bądź szkielety stanowiły doskonały budulec skał. Jest to pierwszy okres tan intensywnego rozwoju kręgowców, na razie żyjących jeszcze w morzu. Dewon jest również ważny z punktu widzenia flory, w której na coraz większą skalę zaczęły pojawiać się lądowe rośliny naczyniowe.

Organizmy pierwotne reprezentowane były przez liczne otwornice oraz gąbki. Dla gąbek krzemionkowych dewon stanowił najbardziej pomyślny okres. Jest to również czas intensywnego rozwoju jamochłonów (stułbiopławy, koralowce), które przyczyniają się do budowy skał. Popularnymi organizmami dewonu były ramienionogi, a zwłaszcza: spiryfery oraz terebratule. Odznaczały się one całkiem pokaźnymi rozmiarami. Wiele innych organizmów żyło wówczas powszechnie, jednak z racji swej budowy (braku odpornych pancerzy, szkieletów) nie odegrały one znaczenia budulcowego ani stratygraficznego. Inaczej było w przypadku amonitów, a zwłaszcza goniatytów i klymenii, które stanowią najważniejsze dewońskie skamieniałości przewodnie. Oprócz nich rolę przewodnią spełniały również tentakulity, które istniały dość powszechnie, jednak bardzo szybko wyginęły.

Rozwijały się również zwierzęta klasyfikowane jako stawonogi (m. in. trylobity, małżoraczki), a zwłaszcza owady. Był to pierwszy okres występowania owadów w dziejach Ziemi; pierwotnie były one bezskrzydłe, dopiero z czasem wykształciły organy umożliwiające im utrzymywanie się w powietrzu. Spośród organizmów o bardzo dużym znaczeniu skałotwórczym wspomnieć należy o konodontach.

Dewon był bardzo ważnym okresem w historii ewolucji kręgowców. Następował wówczas bardzo intensywny ich rozwój. Wśród licznych gatunków ryb najpowszechniej występowały bezszczękowce oraz pancerne. Dla tych ostatnich dewon stanowił okres maksymalnego rozwoju. Pojawiały się coraz to nowe gatunki ryb, m. in. trzonopłetwe i dwudyszne, przystosowane pierwotnie do życia w wodach słonych, które na drodze ewolucji przekształciły się w organizmy znoszące zarówno środowisko słono- jak i słodkowodne. Mniej więcej w środkowym dewonie wody zaczęły zamieszkiwać ryby chrzestnoszkieletowe. Opisane wydarzenia były ważne z punktu widzenia ewolucji, jednak najbardziej doniosłym momentem dewonu okazało się pojawienie się pierwszych płazów, które opuściły środowisko wodne i jako pierwsze zwierzęta zasiedliły suchy teren. Ślady tych organizmów udało się odnaleźć na terytorium Grenlandii.

W tym czasie rośliny już na dobre zadomowiły się na lądzie. Początkowo- jeszcze w sylurze- na ląd wyszły psylofity; w dewonie w środowisku lądowym pojawiły się również mszaki, rośliny widłakowate (jedno- oraz różnozarodnikowe), skrzypy. Ląd zasiedliły również pierwsze rośliny nagonasienne- paprocie. Mimo ze żyły i rozwijały się w środowisku lądowym to jednak i związek z wodą był bardzo silny. W związku z tym występowały one w bezpośredniej bliskości rzek, zbiorników jeziornych oraz na terenach stale podmokłych.

Na początku rośliny lądowe były raczej skromnych rozmiarów. Z czasem coraz lepiej przystosowywały się do panujących warunków i stawały się coraz większe, dorodniejsze. Było to bardzo ważne z punktu widzenia zwierząt roślinożernych.

Naukowcom nie udało się ustalić, dlaczego pod koniec dewonu doszło do ogromnego przetrzebienia ogromnej liczby gatunków fauny oraz flory. Wiele gatunków już nigdy się nie odrodziło. Wymarcie gatunków nastąpiło nagle; nie był to proces długotrwały.

Karbon

Karbon jest jednym z najbardziej znaczących okresów w historii Ziemi. Życie rozwijało się wówczas bujnie, czego pozytywne skutki odczuwalne są współcześnie. Zanim przedstawiona zostanie charakterystyka świata organicznego należy nakreślić jak prezentował się wówczas rozkład lądów i zbiorników morskich. Rozmieszczenie kontynentów było nieco inne aniżeli w dewonie. Osiągający wówczas znaczne rozmiary Ocean Uralski rozdzielał Euroamerykę od kontynentu syberyjskiego. Gondwana dominująca na półkuli południowej oddzielona była natomiast od lądów półkuli północnej wodami Paleotetydy. Z czasem poszczególne bloki kontynentalne zaczęły dosyć szybko się przemieszczać , co doprowadziło do licznych kolizji tych bloków, co określane jest jako orogeneza waryscyjska (hercyńska). W tym czasie góry wypiętrzać się zaczęły między innymi na obszarze dzisiejszych: Europy Zachodniej, Europy Południowej, Ameryce Północnej, północnej Afryce. Szybkie przemieszczanie się lądów, w tym Gondwany i Euroameryki, doprowadziło do zderzenia się tych dwóch kontynentów i połączenia się w jedną całość. Nadal jednak kontynent syberyjski stanowił zupełnie odrębny obszar oddzielony Oceanem Uralskim, który stopniowo kurczył się zmniejszając dystans pomiędzy lądami.

Zderzenia mas lodowych i wywołane nią wypiętrzenia gór spowodowały również potężną recesję morską. Wiele zbiorników znacznie się wówczas wypłyciło. Na lądach znajdujących się na półkuli północnej panował klimat równikowy bądź zwrotnikowy. Sprzyjało to rozwojowi flory, która w tym okresie była szczególnie okazała. Gatunki roślin rozwijających się wówczas w strefie brzegowej jezior, na terenach podmokłych, w sąsiedztwie rzek stanowiły materiał, który z czasem przekształcił się w pokłady węgla. Występowanie bujnej roślinności nie pozostało bez wpływu na skład powietrza atmosferycznego, które znacznie wzbogaciło się wówczas w tlen. Sprzyjało to dalszej ewolucji organizmów zwierzęcych. Z karbonu pochodzi wiele skał osadowych takich jak: wapienie, piaskowce, zlepieńce, a przede wszystkim węgiel kamienny, mający obecnie ogromne znaczenie gospodarcze.

W omawianym okresie istniało bardzo wiele prostych organizmów zwierzęcych zarówno pierwotniaków, jamochłonów, ramienionogów i innych. Za najważniejsze skamieniałości przewodnie karbonu uważa się konodonty.

Skupić należy się przede wszystkim na kręgowcach, które w okresie karbonu przeżywały silny rozwój i dotyczyło to zarówno organizmów wodnych (tak słono- jak i słodkowodnych) jak również lądowych. Zbiorniki wodne obfitowały w różne gatunki ryb, a szczególnie: chrzęstnoszkieletowych, promieniopłetwych, trzonopłetwych i dwudysznych. Rozwijały się również płazy, początkowo na lądzie występowały jedynie labiryntodonty, później jednak pojawiło się znacznie więcej gatunków, bardzo zróżnicowanych pod względem wielkości. Na podstawie odnalezionych szczątków udało się ustalić, że niektóre płazy były drapieżnikami. Gady, których ogromny rozwój nastąpił w mezozoiku zaczęły pojawiać się pod koniec karbonu. Stanowiły one kolejny etap na drodze ewolucji i wywodziły się z płazów. Organizmem pośrednim pomiędzy płazami a gadami jest Seymouria. Pierwszym organizmem klasyfikowanym jako gad jest Romeriscus, którego szkielet odnaleziono w karbońskich skałach budujących Nową Szkocję. Kolejne pojawiające się gady- kotylozaury, pektylozaury- nie miały tak imponującego wyglądu jak żyjące później dinozaury.

Karbońska szata roślinna była bardzo bogata. Dominowały organizmy wilgociolubne, co wynikało z faktu, że stosunkowo niedawno flora całkowicie związana była ze środowiskiem morskim. Rośliny stawały się coraz większe, coraz bardziej okazały, ich wysokość często wynosiła kilkadziesiąt metrów. Popularnymi roślinami karbonu były mszaki, widłaki oraz skrzypy. W końcowej fazie tego okresu obszary lądowe zaczęła porastać roślinność iglasta.

Wspominane powyżej widłaki swymi rozmiarami przypominały potężne, kilkudziesięciometrowe drzewa. Także skrzypy osiągały pokaźne rozmiary i występowały jako krzaki oraz jako krzewy. Najwyższe skrzypy- tzw. kalamity dorastały nawet do wysokości 20m. Paprocie karbońskie odegrały bardzo ważną rolę jako skamieniałości przewodnie tego okresu. Występowały wówczas paprocie właściwe oraz paprocie nasienne, po których ślady w postaci szczątków liści lub sporów w formie skamieniałej przetrwały do dnia dzisiejszego.

Bardzo ważnymi roślinami karbonu były kordaity zaliczane do nagozalążkowych. Podobnie jak widłaki, paprocie i skrzypy przybierały bardzo okazałą postać, przypominającą drzewo, zwieńczone koncentryczną wiązką liści o wydłużonych kształtach. W czasie trwania karbonu zyskiwały one na znaczeniu, aż w pewnym momencie były one dominującą składową flory w wielu miejscach na Ziemi.

Poszczególne obszary lądowe znajdowały się w różnych szerokościach geograficznych, zróżnicowany był zatem klimat poszczególnych miejsc. Miało to swoje przełożenie w charakterze flory. Nie była ona jednorodna, lecz dostosowana do panujących w danym obszarze warunków. Tak więc roślinność Gondwany- kontynentu położonego na półkuli południowej blisko bieguna południowego- charakteryzowała się odpornością na trudne warunki klimatyczne, a zwłaszcza na niskie temperatury. Występujące paprocie były niewielkie, odznaczały się ponadto specyficznym ułożeniem nerwów na liściach. Z kolei szata roślinna kontynentów położonych w niskich szerokościach geograficznych przystosowana była do warunków ciepłego i wilgotnego klimatu.

U schyłku okresu karbońskiego rośliny coraz lepiej przystosowane były do warunków bardziej suchych, co umożliwiło rozwój flory z dala od zbiorników wodnych.

Perm

Do najważniejszych wydarzeń geologicznych permu bez wątpienia zaliczyć należy powstanie Pangei, do którego doszło na skutek złączenia się ze sobą kontynentów: syberyjskiego oraz Euroameryki. Było to możliwe kosztem zaniku dzielącego je Oceanu Uralskiego. W miejscu kolizji tych dwu kontynentów doszło do uformowania się pasm gór fałdowych. Fałdowania te, jak i inne występujące wówczas na Ziemi zalicza się do rozpoczętej w karbonie orogenezy waryscyjskiej (hercyńskiej). Nowo powstały kontynent- Pangea- oblany był wodami Paleopacyfiku, którego jedną z zatok stanowiła Tetyda. Także w permie maiło miejsce inne bardzo ważne zetknięcie się kontynentów: Laurazji oraz Gondwany. Zaowocowało to rzecz jasna wypiętrzeniem się kolejnych pasm górskich. Wraz z powstaniem tego kontynentu ustalił się kierunek jego dryfu ku północy, czyli w stronę niskich szerokości geograficznych. W miarę przybliżania się zlodzonej Gondwany w stronę równika zalegające masy lodu zaczęły stopniowo zanikać, co prowadziło w konsekwencji doprowadziło do znacznego podwyższenia poziomu oceanu światowego. Miejsce lodowców zajęły po pewnym czasie połacie bujnej tropikalnej roślinności bądź gorące pustynie.

Uznaje się, że w permie na przeważającej części kontynentów dominował suchy klimat, który sprawiał, że rozległe obszary ulegały postępującym procesom dezertyfikacji.

W porównaniu z poprzedzającym karbonem dowody życia zawarte w skałach nie są zbyt okazałe. Rozwojowi życia nie sprzyjały warunki klimatyczne panujące wówczas na półkuli północnej (gorąco, sucho), Zbiorniki morskie w obrębie kontynentów były wówczas bardzo zasolone, ze względu na silne parowane. Do dziś w różnych miejscach świata wykorzystywane są pokłady soli permskiej. Przeszkodą w rozwoju życia na półkuli południowej okazały się potężne połacie lodu kontynentalnego

Wśród organizmów bezkręgowych duże znaczenie miały wówczas otwornice, które żyły powszechnie w ciepłych i niezbyt zasolonych zbiornikach morskich. Niektóre z nich miały znaczenie przewodnie dla okresu permu. Wiele przedstawicieli otwornic wymarło u jego schyłku, podobnie rzecz miała się z koralowcami. Licznie występowały natomiast ramienionogi, ale i one zostały znacznie zredukowane w końcowym permie. W środowisku morskim oraz wodach słodkich żyły liczni przedstawiciele małży (m. in. ślimaki).

W permie następowała ewolucja stawonogów; jedne z nich zdobywały naznaczeniu i stawały się coraz liczniejsze, inne natomiast wymierały. W tym czasie praktycznie przestały istnieć trylobity. Jest to czas prawdziwej ekspansji owadów lądowych. W tym czasie posiadały już one skrzydła. Do innych rozpowszechnionych wówczas stawonogów należały małżoraczki oraz liścionogi.

Coraz bogatszy i coraz bardziej zróżnicowany stawał się świat ryb. Żyjące już w karbonie ryby chrzęstnoszkieletowe i kostnoszkieletowe w permie jeszcze bardziej się rozpowszechniły. Wśród płazów popularnie występującymi były labiryntodonty. Płazy tamtego okresu zasiedlały zarówno środowisko wodne jak i lądowe, jednak w świecie zwierzęcym coraz bardziej dominowane były przez gady. W tym czasie przedstawiciele gadów stają się coraz bardziej zaawansowane w rozwoju, obok niewielkich, roślinożernych pojawiają się także drapieżniki (pelykozaury). W pierwszym etapie życia gadów, jeszcze w karbonie, ich budowa była ciężka; mimo niezbyt pokaźnych rozmiarów miały one ciężkie szkielety, co znacznie utrudniało szybkie i sprawne przemieszczanie się. Jednak z czasem, w drodze ewolucji, stają się one coraz bardziej zwinne, szybkie. Niektóre, mimo wysokości dochodzącej do 3m potrafiły bardzo szybko biegać w celu zdobycia pokarmu.

Świat roślinny permu nie zmienił się zasadniczo od okresu karbońskiego. Popularnymi roślinami były wówczas: mszaki, widłaki, skrzypy oraz paprocie. Wraz ze zmianą warunków klimatycznych, a zwłaszcza ze zmniejszeniem ilości opadów pogorszyły się warunki życia paproci oraz skrzypów. Ich znaczenie zmalało zatem, a dominującymi stały się rośliny szpilkowe.

Przełom ery paleozoicznej i mezozoicznej oznaczał koniec istnienia ogromnej ilości zwierząt i roślin. Z niewyjaśnionych przyczyn wymarła wówczas większość świata organicznego. Te gatunki, którym udało się jakoś przetrwać zostały zdziesiątkowane.

Era mezozoiczna:

Trias

W okresie triasu lądy oraz oceany rozmieszczone były mniej więcej tak jak w poprzedzającym permie. Istniał wtedy jeden wielki superkontynent nazywany Pangeą, w skład którego wchodziły dwie części. Jedną z nich była Laurazja utworzona z obszarów Ameryki Północnej, Europy oraz Syberii. Gondwanę budowały natomiast lądy południowe oraz obszar Dekanu i niektóre obszary stanowiące dziś Azję Południową. Gondwana pozostająca jeszcze do niedawna pod wpływem polarnego klimatu strefy okołobiegunowej przesunęła się w kierunku południowym, co wpłynęło na zmniejszenie się powierzchni objętej zlodowaceniem kontynentalnym. W ten potężny kontynent jakim była Pangea wcinał się obszar morski- Ocean Tetydy.

W tym okresie czas istnienia jednego superkontynentu zbliżał się powoli ku końcowi. W pewnych jego miejscach zaczęły zaznaczać się strefy ryftowe (ryfty kontynentalne) zwiastując rychły jego rozpad na kilka mniejszych części. Ryfty kontynentalne, które po jakimś czasie zamieniły się na ryfty oceaniczne stały się miejscami, w których następowało stopniowe rozszerzanie się skorupy oceanicznej. Do początkowego rozłamu doszło w północnej części Gondwany. Pojedyncze bloki oderwane od kontynentu zaczęły swój dryf po Oceanie Tetydy. W następnej kolejności doszło do oddzielenia Ameryki Północnej od kontynentu afrykańskiego.

Klimat panujący wówczas na Ziemi był ciepły a zarazem suchy, co sprawiało, że obszary pustynne stawały się coraz bardziej rozległe.

Po katastrofie, która spowodowała masową śmierć organizmów żyjących w permie, świat organiczny musiał odrodzić się na nowo. Pewne gatunki zanikły na zawsze, innym udało się przetrwać, pojawiły się również nowe, zupełnie do tej pory nie znane. Spośród najbardziej pierwotnych zwierząt w triasie żyło stosunkowo dużo otwornic i radiolarii, które przyczyniały się do budowy skał. Żyły również gąbki oraz koralowce sześciopromienne, które spotyka się również współcześnie. Mają one duże znaczenie, zwłaszcza w budowie raf koralowych.

Populacja ramienionogów znacznie zwiększyła się, były one dużo liczniejsze niż mięczaki, spośród których dość powszechnie spotykane były ślimaki. Do powszechnie występujących organizmów triasu zaliczyć można również głowonogi. Zwierzętami przewodnimi były natomiast amonity, które w większość wyginęły jeszcze w okresie triasu.

W budowie skał triasowych duże znaczenie miały szkarłupnie, a zwłaszcza liliowce i jeżowce. Spośród stawonogów wspomnieć trzeba o małżoraczkach oraz konodontach, które były liczącymi się organizmami przewodnimi. Znacznie więcej ciekawych rzeczy działo się w świecie kręgowców. Powszechnie występujące ryby najliczniej reprezentowane były przez promieniopłetwe, na znaczeniu zyskiwały również ryby dwudyszne. Zasiedlały one zarówno środowisko słono- jak i słodkowodne. Cały czas ewoluowały płazy, wśród których najpowszechniejsze były tarczogłowe. Był to okres bardzo ważny w życiu gadów, które bezustannie powiększały swoją liczebność. Ponadto cały czas rozwijały się i adaptowały do nowych warunków siedliskowych. Gady zasiedlały wówczas zarówno środowisko morskie (ichtiozaury) jak i zbiorniki wód słodkich (krokodyle, żółwie). Licznie występowały także na lądach. Pierwsze dinozaury pojawiły się w górnym triasie. Przypuszcza się również, że w tym okresie na drodze ewolucji doszło do wykształcenia się pierwszych ptaków.

Świat roślinny był wówczas bardzo bogaty, liczne gatunki roślin żyły tak w środowisku wodnym jak i lądowym. Szczególna rola przypadła wówczas glonom, które rozwijały się w wodach morskich, a obumierając przyczyniały się do budowy skał. Na lądzie istniało wówczas bardzo wiele roślin, które znane były również w erze paleozoicznej. Ze względu na panujący wówczas suchy klimat ślady po roślinach triasowych nie zachowały się ślady w postaci skamieniałości. Szczególnie duże rozmiary osiągnęły wówczas skrzypowe- ich wysokość dochodziła niekiedy nawet do 15m. Powszechnie występowały również paprocie, które występowały przeważnie na terenach podmokłych. Jednak dominować zaczynały rośliny nagozalążkowe (jako pierwsze paprocie nasienne oraz szpilkowe, ponadto sagowce znoszące dobrze niedostatki wilgoci). W tym czasie flora lądowa wzbogaciła się również o miłorzęby.

Jura

W tym okresie kontynuowany był podział superkontynentu Pangei. stopniowo dzielił się on na Laurazję i Gondwanę. Wyłonił się wówczas południowy skrawek Oceanu Atlantyckiego, do czego doszło na skutek odłączania się Ameryki Południowej od kontynentu afrykańskiego. Ponadto odłączył się zupełnie fragment australijsko- antarktyczny. Spowodowało to z kolei stopniowy rozrost Oceanu Indyjskiego. Zmiany zachodziły również na półkuli północnej; Europa i Ameryka Północna przestawały być jedną częścią, a na skutek ich podziału tworzyła się północna część Oceanu Atlantyckiego. Wywarło to ogromny wpływ na klimat kontynentów, które rozdzielił. Zmiany dokonywały się również w obrębie Oceanu Tetydy; zaczął on powiększać swoją powierzchnię, a dodatkowo pojawiły się na nim liczne wyspy przybrzeżne. Północne wybrzeże tego oceanu było strefą subdukcji, w obrębie której cały czas zachodziły procesy zagłębiania się dna morskiego. Oprócz tej strefy w jurze istniała również druga o porównywalnych rozmiarach; znajdowała się ona na zachodnim wybrzeżu obu Ameryk.

Klimat panujący w jurze był bardzo ciepły, co sprzyjało rozwojowi raf koralowych, których ślady zachowały się do dnia dzisiejszego. Było ponadto dosyć wilgotno- na tyle, by mogły tworzyć się złoża węgla. Charakterystyczne, że klimat kuli ziemskiej zaczął się wówczas różnicować na strefy klimatyczne (borealną chłodną, alpejską ciepłą).

Zwierzęta i rośliny jurajskie były bardzo liczne i w dodatku zróżnicowane gatunkowo. Charakteryzując świat bezkręgowców należy zwrócić uwagę, że dużą rolę odgrywały wówczas: otwornice, kalpionelle oraz radiolarie. Pierwotniaki te w znacznym stopniu przyczyniły się do budowy skał. Liczne i znaczące były również koralowce, które wchodziły w skład licznie występujących raf koralowych. Na podstawie szczątków tych organizmów udało się ustalić warunki termiczne panujące w okresie jury oraz w przybliżeniu określić głębokość ówczesnych mórz w strefie przybrzeżnej. Z innych bezkręgowców wymienić można też wieloszczety, mszywioły. Ponadto ogromna rolę w datowaniu skał jurajskich odegrały mięczaki, które występowały bardzo licznie, a ze względu na swą budowę brały udział w budowie skał. Szczególnie licznie reprezentowane były amonity oraz belemnity- jurajskie skamieniałości przewodnie- które nigdy wcześniej, ani później nie występowały w tak dużych ilościach.

Zbiorniki słodkowodne stanowiły dogodne siedlisko dla wielu skorupiaków, m. in. liścionogów oraz małżoraczków. Żyły wtedy także owady latające, które jednak, z racji swej delikatnej, kruchej budowy nie pozostawiły po sobie zbyt wielu śladów. Do innych stawonogów jurajskich zalicza się też: liliowce, jeżowce, rozgwiazdy oraz wężowidła.

Zwierzęta kręgowe reprezentowane były coraz liczniej. Pośród kręgowców najliczniejszą grupę stanowiły ryby, zwłaszcza chrzęstnoszkieletowe (np. żarłacze), natomiast kostnoszkieletowe nie występowały zbyt powszechnie. Płazy nie rozwinęły się zbytnio od kredy, w przeciwieństwie do gadów, dla których jura stanowiła bardzo korzystny okres. Był to chyba moment ich największej ekspansji; organizmy te opanowały wiele środowisk poprzez wykształcenie szeregu przystosowań umożliwiających życie w różnych warunkach.

Środowisko morskie zamieszkiwały rozmaite gady drapieżne, takie jak ichtiozaury i plezjozaury. Popularne były również krokodyle oraz żółwie wodne. Ląd opanowany został przez dinozaury. Największe z nich- gadziomiednicze- wcale nie były najgroźniejsze, ponieważ żywiły się roślinami, w związku z tym zasadniczo nie dopuszczały się ataków na inne zwierzęta. Dinozaury klasyfikowane jako ptasiomiednicze nie były już tak okazałe, jednak w praktyce okazywały się bardziej niebezpieczne, bo część z nich była mięsożerna. Dinozaury wzniosły się również w powietrze opanowując sztukę latania; dinozaury latające (Rhamphorhynchus i Pterodactylus) swym wyglądem przypominały nieco nietoperze. Ponadto na podstawie odnalezionych skamieniałości udało się ustalić, że w jurze żyły ptaki. Nie miały one zbyt dużych rozmiarów i stanowiły kolejny po gadach etap ewolucji, o czym świadczyły pewne elementy ich budowy. W jurze żyły również, bardziej od ptaków zaawansowane w rozwoju, ssaki, które odznaczały się jeszcze wtedy dosyć niepozornym wyglądem. Żywiły się przede wszystkim roślinami oraz owadami.

Jurajska szata roślinna była bardzo różnorodna i obfitowała w liczne gatunki. W wodach słonych powszechnie żyły glony, które wchodziły w skład skał wapiennych pochodzących z tego okresu. W warunkach lądowych zbyt wiele się nie zmieniło. Najbardziej zaznaczały się widłaki, paprocie, skrzypy. Poza tym następował intensywny rozwój roślin nagozalążkowych (paproci nasiennych, sagowców, benetytów, miłorzębowych). Pojawiły się też przedstawiciele iglastych: araukariowate, cisowate, cyprysowate oraz sosnowate.

Kreda

W ostatnim okresie mezozoiku kontynuowane był dryf kontynentów, który prowadził do rozdzielania bloków kontynentalnych, zmian powierzchni poszczególnych oceanów oraz do ruchów górotwórczych. Te ostatnie kontynuowane były w trzeciorzędzie; noszą one nazwę fałdowań alpejskich. Z okresem kredy kojarzą się powstające wówczas skały: wapienie, margle, opoki oraz kreda pisząca.

Jednym z ważniejszych wydarzeń dotyczących rozmieszczenia lądów było powiększenie się Oceanu Atlantyckiego kosztem Oceanu Spokojnego. Doszło również do całkowitego oddzielenia się Ameryki Południowej, która do tej pory stanowiła jedność z kontynentem afrykańskim. Nastąpiła ekspansja Oceanu Indyjskiego, a stopniowy zanik Oceanu Tetydy. Zaznaczało się również stopniowe przesuwanie w kierunku północnym mikrokontynentów: dekańskiego, chińskiego, tarymskiego oraz irańskiego. W okresie kredy Australia i Antarktyda nadal tworzyły jeden ląd.

To właśnie na skutek intensywnego dryfu kontynentów, zmniejszania się Oceanu Tetydy a rozszerzania Oceanu Indyjskiego i Atlantyku dochodziło do kolizji płyt, a tym samym do wypiętrzania potężnych górotworów. Zjawiska te nabrały jeszcze na sile w trzeciorzędzie i trwają do dziś.

Oprócz potężnych basenów oceanicznych w kredzie istniało wiele płytkich mórz położonych na blokach kontynentalnych.

Życie organiczne w dalszym ciągu ulegało ewolucji. W tym czasie nastąpiło maksimum rozwoju gąbek. Były one zbudowane ze szkieletów zawierających dużo krzemionki, która następnie odkładała się budując skały. Duży udział w budowie skał miały też otwornice (składnik kredy piszącej). Jamochłony reprezentowane były głównie przez koralowce, które przeważnie tworzyły całe kolonie. Wchodziły one w skład raf koralowych, podobnie jak mszywioły (tzw. rafy mszywiołowe).

W datowaniu skał kredowych dużą rolę odegrały mięczaki, które występowały wówczas powszechnie. Niektóre z nich, np. amonity, uznane zostały za skamieniałości przewodnie tego okresu. Pozwalają one precyzyjnie datować skały w których zostały utrwalone, ponieważ czas ich występowania kończy się wraz z kredą. Oprócz amonitów ogromne znaczenie stratygraficzne miały też belemnity, które podzieliły los tych poprzednich (w większości u schyłku kredy).

W zbiornikach wodnych, obok gadów (ichtiozaurów, mozazaurów i plezjozaurów, krokodyli i żółwi), królowały ryby. Były to głównie promieniopłetwe oraz żarłacze. Z kolei królestwem dinozaurów był ląd. Niektóre z nich opanowały środowisko powietrzne, gdzie skutecznie konkurowały z wyposażonymi w zęby ptakami. W świecie ssaków nie nastąpiła drastyczna zmiana; wciąż ich rozmiary były dość niepozorne, przez cały okres kredy całkowicie zdominowane były przez gady.

W szacie roślinnej zmiany następowały stopniowo. Powszechnymi roślinami były nadal widłaki, skrzypy, paprocie. Coraz większego znaczenia nabierały rośliny nagozalążkowe. Intensywnie rozwijały się też występujące także w jurze rośliny iglaste (araukariowate, cyprysowate, sosnowate i cisowate). Najważniejszym wydarzeniem tego okresu był stopniowa ekspansja roślin okrytozalążkowych, które nie występowały we wcześniejszych okresach. Były to: buk, brzoza, grab, wierzba, topola, orzech, eukaliptus, platan, bluszcz. Początkowo ich udział był niewielki, z czasem jednak stały się najliczniejszymi roślinami we wszystkich częściach świata

Podobnie jak niegdyś, także i z końcem tego okresu doszło do masowego wyginięcia ogromnej ilości organizmów. Istnieje wiele hipotez starających się wyjaśnić powody zaniku dinozaurów i wielu innych powszechnie występujących zwierząt mezozoicznych. Najbardziej prawdopodobna zakłada, że stało się to za sprawą gwałtownej zmiany klimatu.

Era kenozoiczna:

Początek tej ery nastąpił około 65mln lat temu. Trwa ona po dzień dzisiejszy. Wydarzenia mające miejsce w tej erze w największym stopniu ukształtowały współczesny obraz Ziemi. Skutki alpejskich ruchów górotwórczych, występujących także współcześnie, są dominującymi elementami krajobrazu wielu miejsc na kuli ziemskiej. Dryf kontynentów trwający przez cały kenozoik doprowadził do takiego rozmieszczenia lądów jakie obserwowane jest współcześnie. Wszystkie procesy zachodzące w drugim okresie tej ery bądź skutki tych procesów mamy możliwość obserwować we współczesnym świecie.

Przypuszczalny kataklizm, który doprowadził do wymarcia większości organizmów mezozoicznych stał się jednocześnie szansą dla ssaków, które w poprzedniej erze nie miały szansy rozwoju w cieniu potężnych gadów. Kenozoik stał się dla ssaków czasem nieograniczonego rozwoju. Zdominowały one całkowicie lądy kuli ziemskiej. Prawdziwy przełom nastąpił jednak w momencie zagoszczenia na Ziemi homo sapiens, który istotnie "uczynił sobie Ziemię poddaną".

Trzeciorzęd

W tym okresie nastąpiła właściwa faza fałdowań alpejskich, które doprowadziły do wypiętrzenia najwyższych i najpotężniejszych obecnie pasm górskich świata. Powstały potężne Himalaje, Andy, Kordyliery, Alpy, Karpaty i wiele innych, których cechą charakterystyczną jest młoda rzeźba oraz stale zwiększająca się wysokość.

W stosunku do kredy kontynenty uległy dosyć znacznym przemieszczeniom. Jeszcze w paleogenie doszło do podziału na półkuli południowej, który doprowadził do usamodzielnienia się Australii i Antarktydy. Z tą chwilą stały się one dwoma odrębnymi kontynentami. Następowała stopniowa ekspansja Oceanu Atlantyckiego oraz Indyjskiego, czego skutkiem były potężne fałdowania w strefach brzeżnych tych oceanów. Rozszerzanie tych dwóch obszarów oceanicznych następowało kosztem Oceanu Tetydy oraz Spokojnego. Gdy ostatecznie doszło do całkowitego zaniku Tetydy w miejscu jej wchłonięcia pod płytę kontynentalną utworzyła się rozległa śródziemnomorsko-himalajskiej strefa fałdowa. Rozmieszczenie lądów jakie można obserwować dzisiaj ustaliło się jeszcze w trzeciorzędzie. Dla trzeciorzędu charakterystyczne jest także nasilenie zjawisk wulkanicznych oraz sejsmicznych towarzyszących najczęściej ruchom górotwórczym.

W trzeciorzędzie doszło do uformowania się bogatych złóż mineralnych mających współcześnie duże znaczenie gospodarcze (m. in. ropy naftowej, węgla brunatnego, soli kamiennej)

Świat organiczny trzeciorzędu był bardzo bogaty. Flora zdominowana została przez rośliny okrytonasienne. Występowanie określonych gatunków uwarunkowane było klimatem, który w tym okresie na kontynencie europejskim uległ zmianie. Początkowo był on gorący i suchy, co warunkowało występowanie roślin tropikalnych; później nastąpiło pewne jego ochłodzenie w związku z czym pojawiła się roślinność strefy umiarkowanej ciepłej.

Trzeciorzęd był okresem ekspansji ssaków. Zasiedliły one lądy i stały się nadrzędne wobec innych zwierząt. Duży rozwój nastąpił także w świecie ptaków; w zasadzie ich różnorodność zaznaczająca się w trzeciorzędzie niczym nie różni się od obecnej. Podobnie było w przypadku ryb zasiedlających słono- i słodkowodne zbiorniki trzeciorzędowe oraz licznych owadów latających.

Czwartorzęd

Współczesny okres- czwartorzęd trwa od niespełna 2mln lat, jest to bardzo niewiele zważywszy, że dzieje Ziemi liczą sobie około 4,6mld lat. W czwartorzędzie wyróżnia się epokę lodowcową (plejstocen) oraz polodowcową (holocen), w którym obecnie żyjemy. W pierwszej z wymienionych epok warunki klimatyczne bardzo często się zmieniały fazy ochłodzenia (glacjały) przeplatały się z okresami cieplejszymi (interglacjałami). Miało to swoje odzwierciedlenie w narastaniu oraz topnieniu pokrywy lodowej. W czasie trwania glacjałów wody wiązane były w lodowcach kontynentalnych, przez co ich poziom w Oceanie Światowym ulegał obniżeniu. Z kolei w cieplejszych interglacjałach, gdy pokrywa lodowa zanikała, zwiększała się ilość wód oceanicznych. Występowały zatem liczne transgresje i regresje morskie. Najważniejszymi osadami zakumulowanymi w okresie czwartorzędu są: gliny zwałowe, piaski, żwiry, iły wstęgowe.

Wraz z nastaniem czwartorzędu w zbiornikach słonowodnych żyły liczne otwornice, mięczaki małże i ślimaki. Poszczególne ich gatunki różniły się między sobą miedzy innymi preferencjami termicznymi.

Świat zwierzęcy całkowicie zdominowany został przez ssaki, wśród których pojawiały się nie znane do tej pory gatunki. Był to czas, kiedy po raz pierwszy pojawiły się takie zwierzęta jak: konie, słonie, nosorożce, niedźwiedzie, mamuty.

Na początku plejstocenu klimat nie był jeszcze zbyt zimny, w związku z czym fauna nadal miała charakter ciepłolubnej. W miarę jednak jak stawał się on coraz zimniejszy zwierzęta wykształcały szereg przystosowań umożliwiających im normalne funkcjonowanie w skrajnie niegościnnych warunkach.

Najbardziej doniosłym wydarzeniem okresu plejstocenu było pojawienie się człowieka. Wyłonił się on z naczelnych i bezwzględnie zdominował życie na Ziemi. Zanim jednak to się stało, doszło do uformowania małp naczelnych z linii człowiekowatych, które żyły w obszarach stepowych. Ich wyróżnikiem pomiędzy innymi zwierzętami była wyprostowana postawa ciała, zupełnie do tej pory niespotykana.

Za pierwszą formę pośrednią pomiędzy małpą a człowiekiem uważa się australopiteka, który zamieszkiwał rejony Afryki Wschodniej. Na drodze ewolucji wyłonił się z niego homo habilis (człowiek zdolny), który nie dość, że odznaczał się wyprostowaną postawą to jeszcze potrafił wykorzystywać różne przedmioty do wykonywania prostych czynności. Kolejnym etapem rozwoju człowieka był między innymi homo erectus, a następnie człowiek neandertalski. Człowiek rozumny (homo sapiens) najwyższa forma w rozwoju pojawił się na Ziemi mniej więcej 200 tys. lat temu w dwóch miejscach zupełnie niezależnie: w Afryce oraz Azji. Kiedy zlodowacenie obejmujące Europę ustąpiło przedstawiciele homo sapiens zagościli i na tym kontynencie.

Ekspansja człowieka następowała dosyć intensywnie. Ważną rolę w jej przebiegu odegrał obszar, który dzisiaj stanowi Cieśninę Beringa oddzielającą Ameryką od kontynentu Azjatyckiego. W okresie plejstocenu była to część lądowa, która umożliwiała przemieszczanie się organizmów z półkuli wschodniej na zachodnią. Pomostem tym przeprawił się również człowiek. Wraz z transgresją morską mająca miejsce wraz z ustąpieniem lodów plejstoceńskich (12 tys. lat temu) obszar ten został zalany przez wody Wszechoceanu i tym samym okres swobodnej migracji tą trasą zakończył się.

Zmiany czwartorzędowe szczególnie silnie zaznaczyły się w świecie zwierzęcym; nie ominęły one jednak szaty roślinnej. W tym czasie Ziemię zasiedliło wiele gatunków zupełnie nie znanych w poprzednim okresie. Skład gatunkowy flory kształtowany był przez warunki klimatyczne. Wiele roślin przystosowanych do zimnego klimatu plejstoceńskiego wymarło wraz z nastaniem holocenu. Te, które przetrwały określa się dziś mianem reliktów. Jednym z nich jest tatrzański dębik ośmiopłatkowy.

Skały i minerały na kuli ziemskiej

Minerał to naturalny składnik skorupy ziemskiej, który powstał bez jakiejkolwiek ingerencji człowieka. Może być to pierwiastek, związek chemiczny albo mieszanina jednorodna. Istnieje kilka cech minerałów, wśród których ważnymi są: gęstość, barwa, twardość. Ta ostatnia wyrażana jest w dziewięciostopniowej skali Mohsa

Skały to zespoły jednorodnych bądź różnorodnych minerałów. Tylko niektóre minerały biorą udział w tworzeniu skał; określa się je mianem minerałów skałotwórczych.

Najważniejszym kryterium podziału skał jest ich geneza. Według tego kryterium w przyrodzie występują skały: magmowe, osadowe, metamorficzne

Skały magmowe

Powstały na sutek krystalizacji magmy, czyli stopu krzemianowego występującego wewnątrz Ziemi. Istnieją dwa podziały skał magmowych:

a. odczyn skał wynikający z zawartości krzemionki: skały kwaśne, obojętne, zasadowe

b. miejsce stygnięcia magmy: głębinowe, wylewne, porfirowe

    • skały głębinowe mają budowę jawnokrystaliczną, ponieważ proces krzepnięcia zachodził wolno, kryształu wykształciły się dobrze, są widoczne (diotyt, gabro, granit, sjenit)
    • skały wylewne o budowie skrytokrystalicznej; krzepnięcie magmy następowało już na powierzchni Ziemi, bardzo szybko, tak że kryształy nie zdążyły w pełni się wykształcić (andezyt, bazalt, pumeks)
    • skały porfirowe- część magmy zastyga nad, a część pod powierzchnią Ziemi (porfir)

Skały osadowe powstają wskutek nagromadzenia materiału, który kiedyś budował inne skały, a które to skały zniszczone zostały w wyniku procesów erozyjnych oraz wietrzenia. Skały osadowe dzieli się na:

a. okruchowe- ma postać luźnej zwietrzeliny bądź zwięzłej skały (piaskowce, zlepieńce, mułowce itp.)

b. pochodzenia chemicznego

c. pochodzenia organicznego

Skały metamorficzne są wynikiem procesów metamorficznych. Skały magmowe lub osadowe poddawane są działaniu bardzo wysokiego ciśnienia bądź temperatury. Na skutek tego oddziaływania zmienia się skład chemiczny oraz mineralny skał. Istnieje kilka typów metamorfizmu (np. kontaktowy, w którym czynnikiem przekształcającym jest wysoka temperatura)

Powierzchnia naszej planety kształtowana jest przez szereg procesów, które nieustannie modelują jej wygląd. Wyróżnia się dwie zasadnicze grupy: procesy egzogeniczne oraz procesy endogeniczne. Endogeniczne, czyli wewnętrzne zachodzą pod wpływem energii zawartej we wnętrzu Ziemi, natomiast egzogeniczne, zewnętrzne, zachodzą na skutek energii dostarczanej przez Słońce.

Na procesy endogeniczne składają się: ruchy izostatyczne, epejrogeniczne, orogeniczne, a ponadto trzęsienia ziemi, plutonizm i wulkanizm.

Ruchy izostatyczne

Mianem tych określa się pionowe wznoszenie się fragmentów skorupy ziemskiej, które mają na celu zachowanie izostazji, czyli równowagi grawitacyjnej w przyrodzie. Równowaga ta często bywa zachwiana na dwa sposoby: poprzez nadmierne obciążenie (wskutek zalegania pokrywy śnieżnej, osadów morskich lub zwiększonej ilości wody w zbiornikach morskich) bądź odciążenie (poprzez wysychanie zbiorników, zachodzącą erozję) fragmentów powierzchni Ziemi. Wszystkim tym zaburzeniom równowagi przeciwdziałają ruchy izostatyczne. Powodują zatem podnoszenie obszarów nadmiernie obciążonych, a obniżanie tych, które zostały pozbawione znacznej ilości materiału skalnego, glebowego, wody. Współcześnie ruchy izostatyczne wznoszące mają miejsce np. na Półwyspie Skandynawskim, który w okresie plejstocenu został znacznie obniżony wskutek zalegającej na nim potężnej czaszy lodowej.

Ruchy epejrogeniczne (lądotwórcze)

Przyczynę ich powstawania utożsamia się procesami magmowymi, zachodzącymi wewnątrz skorupy ziemskiej. Polegają one na pionowym, bardzo powolnym wahadłowym wznoszeniu się lądów i obniżaniu się dna oceanicznego. Ruchy te powodują zmiany w położeniu bazy erozyjnej na lądach (czyli maksymalnej głębokości, do jakiej teoretycznie może zachodzić erozja, np. rzeczna). O istnieniu tego typu ruchów świadczą niejednakowe wysokości teras morskich pochodzących z różnych okresów.

Ruchy orogeniczne (górotwórcze)

Są to ruchy poziome prowadzące do powstania gór fałdowych. Ich tworzenie się zachodzi przede wszystkim na skutek przesuwania się płyt litosfery względem siebie. Góry fałdowe powstają w wyniku sfałdowania osadów morskich, zalegających w strefie subdukcji, które następnie ulegają wypiętrzeniu w wyniku zachodzących wznoszącym ruchom izostatycznym. Osady o olbrzymiej grubości zgromadzone w tej strefie subdukcji (czyli obszarze wsuwania się płyty oceanicznej pod kontynentalną) noszą miano geosynkliny. Innym sposobem powstawania gór fałdowych jest kolizja dwóch płyt kontynentalnych. Bez względu na genezę ten rodzaj gór (góry fałdowe) najpowszechniej spotyka się na obszarze kuli ziemskiej.

W budowie gór fałdowych wyróżnia się dwa zasadnicze elementy: fałdy oraz płaszczowiny. Fałdy stanowią powyginane warstwy skalne, których część wypukła nosi miano antykliny, a część wklęsła- synkliny. Płaszczowina z kolei, to zafałdowanie potężnych rozmiarów, które przemieszczone jest na znaczne odległości. Podczas procesu nasuwania płaszczowina podlega dodatkowo fałdowaniom, które sprawiają, że w jej obrębie wyróżnia się dodatkowo szereg mniejszych fałdów. Fałdy te mogą przybierać różne kształty; w zależności od ich odchylenia w stosunku do pionu wyróżnia się następujące rodzaje fałdów: stojący, pochylony, obalony, leżący, przewalony, wachlarzowy, skrzynkowy oraz łuska. Należy zaznaczyć, ze takie deformacje górotworów, w wyniku których dochodzi do powstania fałdów i płaszczowin określa się mianem ciągłych, bowiem ciągłość poszczególnych warstw skalnych zalegających na sobie nie została przerwana.

Drugim typem gór są góry zrębowe, które tym różnią się od poprzednich, że tworzące je warstwy skalne zostały pocięte zniekształceniami o charakterze nieciągłym. Do najważniejszych elementów budowy tych górotworów zalicza się uskoki, rowy oraz zręby. Szczególnie znaczenie odgrywają uskoki, które definiuje się jako przesunięcia warstw skalnych wzdłuż powierzchni pęknięcia. Zrąb to z kolei blok skalny odcięty uskokami ze wszystkich stron, który wznosi się nad otaczającymi blokami. Mianem rowu określa się natomiast silnie wydłużone zapadlisko. W literaturze wymienia się kilka rodzajów uskoków, które różnią się między sobą stopniem przesunięcia płaszczyzn oraz usytuowania płaszczyzny, wzdłuż której doszło do przesunięcia. Mówi się zatem o uskokach normalnych, w których wyróżnia się skrzydło wiszące i zrzucone, a powierzchnia uskokowa, po której w sposób grawitacyjny doszło do zsunięcia skrzydła wiszącego ma stromy charakter. Wyróżnia się również uskoki inwersyjne, powstałe pod wpływem bardzo intensywnych bocznych nacisków warstw otaczających, a także przesuwcze, zwane również transformującymi, w których dwa bloki skalne są względem siebie poziomo przesunięte.

Odnosząc się do powyższych informacji można dokonać podziału pasm górskich ze względu na ich genezę. Dwie pierwsze grupy zostały już pokrótce scharakteryzowane; są nimi góry fałdowe oraz zrębowe. Trzecim typem genetycznym są góry wulkaniczne, które na lądzie częściej przybierają postać pojedynczych wzniesień, aniżeli rozległych łańcuchów. Erupcje wulkaniczne powodują bowiem wyrzucanie lawy w taki sposób, że rozrost wulkanu następuje w sposób koncentryczny. Natomiast na dnie zbiorników morskich, tam gdzie tworzy się nowa skorupa oceaniczna częściej dochodzi do wypiętrzania całych łańcuchów o długości nawet kilkunastu tysięcy kilometrów, które określane są mianem grzbietów śródoceanicznych.

Inne kryteria podziału gór zwracają uwagę na ich wysokość bądź wiek powstania. Wiek ten ściśle związany jest z orogenezami, które w dziejach Ziemi zachodziły kilkakrotnie. Nie oznacza to jednak, że poza tymi okresami, Ziemia pozostawała w stanie idealnego spokoju. Orogeneza oznacza bowiem czas szczególnej aktywności; po jej zakończeniu ta aktywność zmniejsza się, ale nie ustaje. Najważniejszymi orogenezami w dziejach Ziemi były: orogeneza kaledońska (koniec syluru)- wówczas uformowane zostały m. in. Góry Kaledońskie, Skandynawskie, Alpy Australijskie; orogeneza hercyńska (karbon/ perm), z której pochodzą np. Apallachy, Ural, Sudety, Góry Świętokrzyskie) i wreszcie najmłodsza- alpejska (kreda/ trzeciorzęd), która pozostawiła po sobie wielki ślad w postaci Alp, Karpat, Himalajów, Andów, Kordylierów i innych.

Opisywane powyżej orogeny fałdowe usytuowane są w obszarach granicznych płyt litosfery, czyli stref szczególnie aktywnych sejsmicznie. Mówiąc o granicach płyt można mieć na myśli styk płyty oceanicznej z kontynentalną, bądź dwóch kontynentalnych. To właśnie w przypadku zderzenia się dwóch kier lądowych procesy górotwórcze zachodzą najintensywniej. Świadczy o tym przede wszystkim wysokość gór powstałych w takich strefach (Himalaje).

W przypadku obszarów górskich bardzo duże znaczenie odgrywają niszczące czynniki egzogeniczne, przeciwdziałające procesom wewnętrznym. Jeśli przeważają te drugie, wówczas mamy do czynienia z górami młodymi, których wysokość systematycznie wzrasta. W przypadku dominacji procesów erozyjno- denudacyjnych nad endogenicznymi, wówczas rzeźba danego obszaru starzeje się, traci swą ostrość i wyrazistość, a wysokości (zarówno względne jak i bezwzględne) poszczególnych form maleją.

Trzęsienia ziemi

Powstają one na skutek rozchodzenia się tzw. fal sprężystych wewnątrz Ziemi. Według definicji trzęsieniem ziemi jest drgający ruch skorupy ziemskiej obserwowany na jej powierzchni, a wywołany siłami wewnętrznymi. W wyniku tych drgań dochodzi do przesunięć skał, które skutkują rozchodzeniem się fal sejsmicznych. Wyróżnia się trzy zasadnicze rodzaje fal sejsmicznych: podłużne (P), poprzeczne (S) oraz powierzchniowe (L). Najszybsze spośród wymienionych są fale podłużne, które mają zdolność przenikania zarówno przez ciała stałe, ciecze jak i gazy. Zmieniając ośrodek np. ze stałego na ciekły fale te załamują się. Drugi rodzaj fal (poprzeczne) tym różni się od pierwszego, że fale te mają zdolność przemieszczania się jedynie w ośrodku stałym, kiedy na swej drodze napotkają ciecze bądź gazy całkowicie zanikają. Natomiast fale typu L (powierzchniowe) przemieszczają się jedynie po zewnętrznej warstwie skorupy ziemskiej.

Z punktu widzenia bezpieczeństwa ludzkiego bardzo istotna jest możliwość przewidywania trzęsień ziemi z takim wyprzedzeniem, które umożliwiłoby ewentualne przeprowadzenie akcji ratowniczej. Znane obecnie sposoby nie są jednak zbyt skuteczne; opierają się między innymi na obserwacji zmian: w kącie nachylenia powierzchni ziemi, porowatości skał, poziomu wód gruntowych, zachowań zwierząt, itp. Tak naprawdę dopiero w momencie wystąpienia trzęsienia jest możliwe precyzyjne określenie jego siły. Służą do tego sejsmografy, które zapisują przebieg całego procesu od wstrząsów wstępnych, przez główne, po końcowe. Zapis, który otrzymuje się w wyniku rejestru sejsmogramu nosi nazwę sejsmografu.

Na obszarze objętym trzęsieniem szczególnie ważne są dwa punkty: epicentrum oraz hipocentrum. Hipocentrum to inaczej ognisko, w którym dochodzi do tworzenia się fal sejsmicznych. Epicentrum natomiast to miejsce zlokalizowane na powierzchni ziemi, dokładnie nad hipocentrum. Do tego punktu fale sejsmiczne docierają w pierwszej kolejności, w związku z czym siła trzęsienia jest tam największa.

Istnieją dwie skale służące ustaleniu wielkości trzęsienia ziemi: skala Richtera oraz Mercallego. Pierwsza z nich, 9- stopniowa, opisuje ilość energii wyzwalanej w trakcie zdarzenia. Każdy kolejny stopień w tej skali oznacza wstrząsy o energii 10- krotnie większej od poprzedniego. Skala Mercallego (12- stopniowa) służy natomiast do opisu widocznych skutków trzęsienia.

Tak jak w przypadku gór, tak i w tym można dokonać klasyfikacji zjawiska ze względu na genezę. Kierując się właśnie sposobem powstawania, trzęsienia ziemi dzieli się na tektoniczne, wulkaniczne oraz zapadliskowe. Pierwsza grupa stanowi aż 90 % wszystkich trzęsień. Powstają one w strefach granicznych płyt litosfery (strefy grzbietów oceanicznych, strefy subdukcji, rowy oceaniczne, łuki wysp) oraz na obszarach górskich wypiętrzonych w czasie ostatniej orogenezy (efekt rozładowywania zgromadzonych w skałach naprężeń) Są najbardziej katastrofalne w skutkach.

Trzęsienia ziemi typu wulkanicznego są znacznie rzadsze (ok. 7 % wszystkich trzęsień). Nie są tak groźne jak typ pierwszy. Występują wówczas gdy magma przedziera się przez warstwy skalne, bądź bezpośrednio w momencie erupcji.

Sporadycznie tylko dochodzi do trzęsień typu zapadliskowego, czyli tzw. tąpnięć. Związane są one ze specyficznymi obszarami (tereny górnicze bądź krasowe). Stanowią jedynie 3 % wszystkich trzęsień, są przeważnie słabe, a ich zasięg jest lokalny.

Biorąc pod uwagę częstotliwość oraz prawdopodobieństwo wystąpienia trzęsień, Ziemia dzieli się na trzy typy obszarów: sejsmiczne o trzęsieniach częstych i silnych ("ognisty pierścień" wokół Pacyfiku, młode góry fałdowe, grzbiety śródoceaniczne, basen Morza Karaibskiego), pensejsmiczne z trzęsieniami rzadko występującymi bądź częstymi, lecz słabymi (góry z orogenez przedalpejskich, m. in. Masyw Centralny, Harz, Ural) oraz asejsmiczne, na których trzęsienia ziemi nie występują (baseny oceaniczne, platformy kontynentalne).

Plutonizm

W przypadku magma krąży w warstwach wewnętrznych Ziemi. W wyniku tego krążenia dochodzi do powstawania magmowych skał głębinowych. Pod pojęciem magmy rozumie się rozgrzany do temperatury nawet 1000oC stop glinokrzemianów oraz innych związków, wraz z gazami w nich rozpuszczonymi, który pozostaje pod ogromnym ciśnieniem.

Temperatura magmy sprawia, że ma ona tendencją do wznoszenia się do góry. Jeśli w tym procesie wznoszenia napotka szczeliny międzyskalne, to wciska się w nie tworząc tzw. intruzje.

Ważne jest, by pamiętać, że wiek intruzji zawsze jest młodszy od wieku powstania formacji skalnych, przez które przeciska się magma. Informacja ta jest bardzo istotna dla określania chronologii wydarzeń oraz wieku względnego skał.

Intruzje mogą przybierać bardzo różne kształty i rozmiary. Do największych należą batolity, występujące najczęściej w częściach środkowych łańcuchów górskich. Ich rozmiary podłużne i poprzeczne rozmiary mogą osiągać nawet kilkaset km. Ich dolna część określana jest mianem spągu. Świetnym przykładem batolitu, który odsłania się na powierzchni są Karkonosze. Innymi formami intruzji są lakolity przybierające kształty bochenkowate, soczewkowate, zbliżone do grzyba; formułują się one pomiędzy warstwami skalnymi nie zaburzając ich ułożenia. Tworzą się również żyły, które mogą układać się zgodnie z uwarstwieniem skał (sille) bądź niezgodnie (dajki).

Magma, która krąży między skałami odznacza się bardzo wysoką temperaturą, a to powoduje znaczne przeobrażenia skał sąsiadujących (powstawanie skał metamorficznych). Dodatkowo bardzo często w bliskości takich intruzji dochodzi do powstawania wód mineralnych i termalnych.

Wulkanizm

W przypadku tego procesu magma w postaci lawy wraz z innymi produktami wydostaje się na powierzchnię ziemi, co prowadzi do formowania skał magmowych wylewnych. Ze względu na miejsce wydostawania się magmy, jego kształt, erupcje klasyfikuje się jako linijne bądź centralne. W przypadku tych pierwszych procesy wydostawania się materiału na powierzchnię (którego przeważnie jest bardzo dużo) zachodzą spokojnie, natomiast erupcje centralne, o ujściu magmy skoncentrowanym mogą mieć bardzo różny charakter. W zależności od typu wulkanu (efuzywne- stożkowe i tarczowe, eksplozywne, stratowulkany) w wyniku erupcji na powierzchnię ziemi i do atmosfery wydostają się: lawa wulkaniczna, utwory piroklastyczne, gazy wulkaniczne. Dodatkowo wybuchy prowokować mogą powstawanie lawin, spływów popiołowych, chmur gorejących, a także powstawania tsunami. Mogą wywołać także lokalne trzęsienie ziemi.

Lawa nieodłącznie towarzyszy eksplozjom we wszystkich trzech typach wulkanów. Może być ona bardziej lub mniej lepka, co warunkuje sposób jej przemieszczania się, a tym samym stopień zagrożenia dla miejscowej ludności. Prędkość spływającej lawy kwaśnej nie przekracza zazwyczaj kilku km/h. Odznacza się ona jednak znaczną lepkością, która powoduje zatykanie ujścia krateru. Gazy gromadzące się przez długi czas we wnętrzu wulkanu sprężają się, co prowadzi często do katastrofalnych, gwałtownych erupcji. Lawa zasadowa o mniejszej lepkości płynie natomiast znacznie szybciej. Jej prędkość może dochodzić nawet do 40 km/h. Spływając tworzy długie potoki lub pokrywy; nie przyczynia się do zaczopowania krateru, przez co wybuchy nie są aż tak gwałtowne. Bez względu jednak na prędkość płynięcia temperatura lawy jest ogromna, wynosi na ogół 730-1250°C.

Charakter lawy determinuje kształt stożka wulkanicznego. Jeśli w trakcie erupcji wydobywa się lawa zasadowa, o małej lepkości, płynąca szybko, wówczas stożek ten przybiera kształt połogi, o niewielkim kącie nachylenia. W skrajnym przypadku wulkan ma kształt tarczy (wulkany tarczowe na Hawajach- Manua Kea, Manua Loa i inne). Im więcej kwaśnej krzemionki, tym większa gęstość lawy, która wypływając formuje stożki o stromych zboczach. Oceniania się, że wulkany o najbardziej symetrycznych, stożkowatych kształtach powstają wówczas, gdy erupcje mają charakter mieszany, tj. wydobywa się zarówno lawa jak i utwory piroklastyczne (stratowulkany).

Utwory piroklastyczne wydostają się w czasie erupcji wulkanów eksplozywnych oraz stratowulkanów. Mianem tych utworów określa się pyły i popioły stanowiące najdrobniejsze cząstki lawy, lapille (niewielkie kamyczki), bomby wulkaniczne ( bryły zastygłej lawy), piasek wulkaniczny pochodzący ze zniszczonego stożka, a także ogromne odłamy skalne. Utwory te mogą niekorzystnie wpływać na środowisko przyrodnicze jak i działalność ludzką w sposób dwojaki. Po pierwsze pyły i bardzo drobne cząstki dostając się do atmosfery ograniczają ilość promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni ziemi, co może odbijać się miedzy innymi na wysokości plonów w danym roku. Po drugie zaś większe okruchy, kamienie i bloki skalne wyrzucane w powietrze ze znaczną prędkością stanowią bardzo duże niebezpieczeństwo dla mieszkańców obszaru pozostającego w bezpośrednim sąsiedztwie erupcji.

Gazy wulkaniczne są nieodłącznym elementem każdej erupcji, choć szczególnego znaczenia nabierają w przypadku wybuchów wulkanów eksplozywnych i mieszanych czyli stratowulkanów. Zjawisko wydobywania się gazów ze szczelin na zboczach stożka i u jego podnóża określa się mianem ekshalacji. Może do niej dochodzić zarówno na obszarach czynnych wulkanicznie, jak i tam gdzie działalność ta zakończyła się stosunkowo niedawno. Gazy wulkaniczne różnią się między sobą zarówno pod względem składu chemicznego jak i temperatury. Biorąc pod uwagę to drugie kryterium można wyróżnić następujące rodzaje gazów: fumarole o temperaturze dochodzącej do 1000o C, solfatary, których temperatura mieści się w przedziale 100- 300o C, a także zimne mofety (temperatura do 100o C). Do najważniejszych składników należą: para wodna, dwutlenek węgla, wodór, chlorowodór, fluorowodór, siarkowodór, dwutlenek siarki, metan, amoniak.

Bardzo niebezpiecznym zjawiskiem towarzyszącym erupcjom eksplozywnym są tzw. chmury gorejące czyli zawiesiny utworów piroklastycznych w oparach gazów. Chmury te odznaczają się bardzo wysoką temperaturą (nawet do 1000o C) i poruszają się z wielką prędkością nierzadko osiągającą 300 km/h. Przejście chmury nad danym obszarem oznacza ogromne spustoszenie. Jako przykład posłużyć może sytuacja, jaka miała miejsce na Martynice w roku 1902, kiedy to na skutek erupcji wulkanu Pelee i wywołanej nią chmury gorejącej, śmierć poniosło aż 26 tys. osób.

Jak już zostało powiedziane wcześniej, lawa kwaśna, lepka często zatyka krater, co skutkuje przeważnie gwałtownym wybuchem, w wyniku którego zniszczeniu ulega górna część stożka. Dodatkowo wybuch taki prowadzić może do powstania kaldery, to jest ogromnego kotła bądź zagłębienia na miejscu dotychczasowego stożka. Gwałtowne wybuchy skutkują bardzo często lawinami gruzowymi, w skład których oprócz gruzu wchodzą także gorące popioły oraz bloki skalne. Osiągają one bardzo duże prędkości, nawet do 80 km/h. Lawiny gruzowe często okazują się śmiercionośne, czego dowodzi wybuch wulkanu Unzen na Wyspie Kiusiu, który miał miejsce w roku 1972. Wskutek zejścia lawiny gruzowej śmierć poniosło wówczas ok. 9,5 tys. osób. Także zjawisko tsunami pozostaje w ścisłym związku z wybuchami wulkanów (zarówno lądowych jak i podmorskich), choć może ono powstawać również w wyniku trzęsienia ziemi. Wskutek gwałtownej erupcji, kiedy do zbiornika morskiego nagle dostarczona zostanie duża ilość materiału piroklastycznego, może dojść do wzbudzenia potężnej fali, która następnie przekształci się w falę tsunami.

Jednak wulkany wcale nie muszą przybierać kształtu stożka, ten bowiem charakterystyczny jest tylko dla wybuchów tych wulkanów, w przypadku których wylew magmy jest skoncentrowany. Erupcje takie określa się jako centralne; obok nich występują także linijne oraz aeralne, które nie prowadzą do powstania formy stożkowej.

Wymienia się przynajmniej pięć typów erupcji centralnych, czyli tych najbardziej typowych, które prowadzą do uformowania się stożka zwieńczonego kraterem:

  1. typ hawajski- wydobywająca się lawa ma charakter zasadowy, jest zatem rzadka, przemieszcza się stosunkowo szybko. Ten typ erupcji prowadzi do powstania łagodnych stożków, o niewielkim kącie nachylenia
  2. typ Stromboli- charakteryzujący się bardziej gwałtownymi erupcjami, w których wydobywająca się lawa zawiera spore ilości krzemionki. Często wylewom lawy towarzyszy wyrzucanie dużych odłamów skalnych, bomb wulkanicznych oraz innego rodzaju utworów piroklastycznych. Eksplozje mają miejsce bardzo często, czasem wręcz bez przerwy(nazwa pochodzi od wulkanu w archipelagu Wysp Liparyjskich na Morzu Śródziemnym)
  3. typ Vulcano- wydobywająca się lawa zawiera duże ilości krzemionki, co prowadzi do zaczopowania krateru. Erupcje mają zatem charakter gwałtowny, choć rzadszy niż w poprzednim typie (nazwa również pochodzi od wulkanu w archipelagu Wysp Liparyjskich na Morzu Śródziemnym)
  4. typ Wezuwiusza (Pliniusza)- odznacza się erupcjami występującymi sporadycznie, jednak niespodziewanymi, gwałtownymi, a przez to o dużej sile niszczącej. Wydostająca się lawa zawiera duże ilości gazów. Towarzyszą jej dodatkowo utwory piroklastyczne w postaci dużej ilości popiołów, które opadają na powierzchnie otaczającą obszar wulkanu. Ten typ erupcji jest niezmiernie niebezpieczny, czego dowodem jest wybuch Wezuwiusza z 79 r. Wówczas podczas jednej nocy całe miasto Pompeje (i nie tylko) zostało doszczętnie zniszczone a mieszkańcy ponieśli śmierć na skutek ogromnych ilości opadających pyłów. Wydarzenie to stało opisane przez Pliniusza, stąd wzięła się druga nazwa niniejszego typu
  5. typ Pelee- obejmuje te wulkany, których lawa jest jeszcze zasobniejsza w krzemionkę, przez co erupcje mają charakter niezwykle gwałtowny. Liczne pary i gazy towarzyszące magmie często mają trudności z wydostaniem się na powierzchnię wskutek powstawania czopów zatykających ujście krateru.

Oprócz centralnych w przyrodzie spotykane są również choć rzadziej erupcje szczelinowe czyli linearne. Badania geologiczne wykazują jednak, że w odległej przeszłości geologicznej występowały one powszechnie. W przypadku erupcji linearnych nie dochodzi do powstania stożka lub stożek ten przybiera bardzo niewielkie rozmiary. Wydostająca się lawa najczęściej ma właściwości zasadowe, jest zatem rzadka i wydostaje się w sposób spokojny ze szczelin. Kolejne wylewy prowadzą do uformowania się rozległych pokryw lawowych (bazaltowych). Lawie rzadko towarzyszą gazy; jest ich przeważnie niewiele, co wpływa jeszcze bardziej łagodząco na przebieg erupcji.

Erupcje aeralne czyli powierzchniowe nie wstępują współcześnie, jednak ich znaczenie było niegdyś bardzo duże. Do powstania tego typu erupcji może dojść wówczas gdy magma batolitu lub lakolitu przedostanie się do powierzchni ziemi nie w sposób punktowy lecz powierzchniowy. Jest to możliwe wówczas gdy zalegające ponad tymi intruzjami warstwy skalne są podatne na topienie przez przemieszczającą się ku górze magmę. Rozpoznanie obszarów, na których występowały niegdyś tego rodzaju erupcje jest możliwe na podstawie charakteru skał. Jeśli skały wylewne przyjmują stopniowo wraz z głębokością postać jawnokrystaliczną wówczas można domniemywać, że taki układ jest wynikiem erupcji aeralnej. Przykładem pokrywy bazaltowej o takim charakterze jest riolitowa płyta o powierzchni 10 000 km2 zalegająca na obszarze Parku Narodowego Yellowstone, której dodatkowo towarzyszą gejzery, świadczące o podwyższonej temperaturze głębszych warstw ziemi.

Odrębną grupę stanowią procesy egzogeniczne, do których zalicza się: wietrzenie, denudację, grawitacyjne ruchy masowe, a ponadto rzeźbotwórczą działalność lodowców, wiatru, wód płynących, krasowych i morza polegającą na erozji, transporcie i akumulacji.

Wietrzenie

Proces ten można rozumieć dwojako: jako wietrzenie fizyczne oraz chemiczne. Do tego pierwszego, zwanego również wietrzeniem mechanicznym dochodzi wówczas, gdy skały tracą swoją spoistość i rozpadają się na mniejsze elementy np. okruchy lub bloki jednak bez zmiany składu chemicznego. Wietrzenie fizyczne charakterystyczne jest dla klimatu pustynnego, podbiegunowego oraz górskiego. Wyróżnia się kilka typów tego procesu w zależności od czynnika wywołującego kruszenie i rozpad skał:

  • wietrzenie termiczne- następuje wskutek częstych zmian temperatury powietrza, zwłaszcza gdy często przechodzi ona przez wartość 0oC.
  • wietrzenie mrozowe- czynnikiem aktywnym jest w tym przypadku woda, która zamarzając w szczelinach skalnych powoduje ich rozsadzanie (gdyż woda zamarzając zwiększa swoją objętość)
  • wietrzenie solne- jest skutkiem krystalizacji soli w szczelinach skalnych
  • wietrzenie skał ilastych- pod wpływem naprzemiennego nawadniania i osuszania skał ilastych dochodzi do powstawania szczelin
  • wietrzenie biogenne- na skutek organizmów żywych, a przede wszystkim drzew, które wciskają korzenie pomiędzy szczeliny skalne

Wietrzenie chemiczne powszechnie zachodzi w klimacie ciepłym i wilgotnym. W przeciwieństwie do fizycznego, prowadzi ono do zmiany składu chemicznego skał. Podstawowymi procesami chemicznymi w przypadku tego wietrzenia są: utlenianie, rozpuszczanie, hydratyzacja, karbonatyzacja, hydroliza oraz redukcja.

Denudacja

Jest to proces ściśle związany z erozją. Prowadzi on bowiem do usuwania materiału zwietrzelinowego ze skał, a w konsekwencji do stopniowego ich obniżania, zrównywania z powierzchnią

Grawitacyjne ruchy masowe

Jak sama nazwa wskazuje są one uzależnione od siły ciężkości czyli od grawitacji. Siła ta sprawia, że luźny materiał skalny zalegający na stoku ulega przemieszczeniu w dół. Żeby ruchy te mogły zaistnieć wystąpić muszą pewne warunki, np. wstrząsy tektoniczne, podcięcie stoku przez wody rzeczne, zachwianie równowagi stoku wskutek działalności człowieka i inne. Wyróżnia się kilka typów grawitacyjnych ruchów masowych: osiadanie, spełzywanie, spływ, staczanie, osuwanie i obrywanie. O tym który ruch wystąpi w danych warunkach decyduje przede wszystkim wielkość nachylenia stoku oraz stopień nasączenia zwietrzeliny wodą. Formami związanymi z ruchami masowymi są żleby, nisze i jęzory osuwiskowe, piargi itp.

Rzeźbotwórcza działalność lodowców

Działalność ta może mieć charakter erozji, transportu i akumulacji. Erozja lodowcowa zachodzi na trzy sposoby: jako detrakcja, egzaracja oraz detersja. Wszystkie one prowadzą do żłobienia, wygładzania, szlifowania podłoża, po którym przemieszcza się lodowiec. Charakteryzując działalność lodowców należy uświadomić sobie, że chodzi tu zarówno o lodowce górskie jak i lądolody. Charakterystyczne formy powstałe wskutek działalności lodowców górskich to erozyjne doliny U- kształtne oraz jeziora cyrkowe. Formami erozyjnymi związanymi z przemieszczania się lądolodów są: rysy lodowcowe, wygłady, barańce (czyli mutony), fiordy, jeziora polodowcowe i wiele innych. Podczas transportu wydarty z podłoża materiał skalny przemieszczany jest wraz z ruchem lodowca często na bardzo odległe tereny, gdzie tworzy formy akumulacyjne. Powszechnie występującymi są moreny (czołowa, denna, boczna, środkowa, powierzchniowa i wewnętrzna). Wspomnieć należy także o głazach narzutowych, sandrach, kemach itp.

Budująca działalność lodowców i lądolodów przejawia się w postaci wielu form o bardzo zróżnicowanych kształtach i rozmiarach. By jednak przejść do ich charakterystyki najpierw należy przedstawić kilka istotnych informacji dotyczących samych mas lodowych oddziałujących na powierzchnię ziemi.

Współcześnie aż 97% masy lodu na całej kuli ziemskiej skupia się na Antarktydzie oraz Grenlandii. Pozostałe 3% tworzą powierzchnie lodowe na Islandii oraz lodowce górskie występujące w wielu miejscach Ziemi. Do powstania lodowców górskich dochodzi wówczas, gdy spełnione zostaną pewne warunki takie jak: odpowiednie ukształtowanie terenu umożliwiające gromadzenie się śniegu, ujemne temperatury powietrza, dostawy śniegu przewyższające jego ubytek wskutek tajania. W takich warunkach nagromadzony w zagłębieniach terenu śnieg zamienia się w firn, a ten w lód lodowcowy. Proces ten zachodzi powyżej granicy wiecznego śniegu.

Dużo większe znaczenie w przemodelowaniu znacznych obszarów ziemi mają lądolody, które przyjmują ogromne rozmiary, a ich ruch odbywa się frontem we wszystkich kierunkach. Współcześnie występują one na Antarktydzie i Grenlandii, jednak w okresie plejstocenu znaczny obszar Europy, w tym także Polski objęty był zlodowaceniem, którego centrum znajdowało się na Półwyspie Skandynawskim.

Najważniejszymi formami akumulacji lądolodu są moreny, które różnią się między sobą sposobem powstawania:

  • morena czołowa- świadczą o postoju lądolodu na danym obszarze i jak sama nazwa wskazuje powstają w jego części przedniej. Powstają na skutek wytapiania się zawartego w warstwach lodu materiału (piasków, gliny, żwirów i głazów narzutowych). Moreny czołowe świadczą o maksymalnym zasięgu lodowca. Czasem są to bardzo duże formy terenu (np. Wieżyca)
  • morena denna- tworzy ją materiał, który zawarty był pod warstwami lodu, głównie jest nim glina zwałowa. Bywa, że w materiale moreny dennej tworzą się jeziora (np. Śniardwy, Mamry)
  • morena boczna- typowa dla lodowców górskich. Powstaje w dolinach, którymi spływały jęzory lodowcowe (wytapia się z bocznych części tych jęzorów)
  • morena środkowa- jest efektem połączenia moren bocznych. Również charakterystyczna wyłącznie dla obszarów górskich
  • morena powierzchniowa- efekt osadzania materiału zalegającego poziomo na powierzchni lodowca

Oprócz moren formami akumulacji lodowcowej są głazy narzutowe (tzw. eratyki). Do powstania tych form dochodzi wówczas gdy przemieszczający się lodowiec wydrze z podłoża odłam skalny, który przenosi w zupełnie inne miejsce (np. odłamy skalne na północy Polski przywleczone przez lądolód plejstoceński ze Skandynawii).

Wspomnieć należy również o formach fluwioglacjalnych, które uformowane zostały pod wpływem wód wypływających z topniejącego lodowca. Należą do nich m. in. sandry, czyli piaski i żwiry lodowcowe przenoszone przez wody pochodzące z topnienia tego lodowca. Innymi formami akumulacyjnymi są ozy oraz kemy, a także iły warwowe uformowane w wyniku utrudnionego odpływu wód lodowcowych.

Rzeźbotwórcza działalność wiatru

Wiatr czyli poziomy ruch mas powietrza powstający wskutek różnic w ciśnieniu atmosferycznym (ruch powietrza od wyżu do niżu) wywołuje tzw. erozję eoliczną (czyli wietrzną). Jest ona tym silniejsza im mniej roślinności występuje na danym obszarze. Ponadto znaczenie ma także stopień zwartości materiału skalnego; im jest on bardziej rozdrobniony, tym jeszcze łatwiej poddaje się dalszemu rozkruszaniu. Także niewielka ilość opadów jest czynnikiem przyspieszającym procesy wietrzenia. Istnieją trzy rodzaje transportu materiału przez wiatr: trakcja, saltacja i suspensja. Trakcja polega na toczeniu ziarenek piasku, które poruszając się wprawiają w ruch kolejne, większe okruchy. Materiał toczy się zgodnie z kierunkiem wiatru. Saltacja oznacza przenoszenie pojedynczych ziarenek, które przypomina ich skakanie. Coraz to wznoszą się one w powietrze i opadają na powierzchnię ziemi. Suspensja natomiast dotyczy jedynie materiału bardzo drobnego, który w formie zawieszonej może przemieszczać się w powietrzu. Erozyjna działalność wiatru może przyjmować dwojaką postać: deflacji i korazji. Deflacja polega głównie na wywiewaniu materiału, przez co powierzchnia terenu ulega obniżeniu. Trwa ona aż do momentu gdy cały materiał nadający się do transportu nie zostanie wywiany, czyli do chwili powstania bruku deflacyjnego. Jest to warstwa żwiru lub piasku zbyt ciężka, by wiatr zdołał ją przenieść. W wyniku deflacji powstawać mogą: misy deflacyjne, ostańce (góry świadki), rynny, niecki deflacyjne.

Istotą korazji jest natomiast rzeźbienie skał przez ziarenka zawieszone w powietrzu. Ziarenka te uderzając o przeszkody skalne przekształcają je, tworząc na ich powierzchni m. in. wygłady eoliczne, żłobki, jamy korazyjne. Prowadzi to często do powstania zupełnie nowych form takich jak: grzyby skalne powstałe wskutek niszczenia dolnych części skał, graniaki czyli różnej wielkości skały o dwóch lub większej ilości powierzchni oszlifowanych. Oprócz niszczenia i transportowania wiatr spełnia także funkcje budujące. Akumulacja materiału niesionego przez wiatr zachodzi wówczas gdy napotyka on na swojej drodze przeszkody powodujące jego osadzanie albo wtedy, gdy siła wiatru maleje. Formy utworzone wskutek takiej działalności mogą osiągać bardzo różne rozmiary. Do najmniejszych należą riplemarki czyli tzw. zmarszczki eoliczne. Mianem tym określa się szereg grzbiecików powstałych przez gromadzenie materiału piaszczystego, którego transport odbywa się głównie wskutek saltacji. W sytuacji gdy na powierzchni terenu zalegają drobne przeszkody terenowe, jak choćby okruchy skał, wówczas wiatr wywiewa materiał znajdujący się przed nimi i przenosi go na druga stronę. Formy powstałe w ten sposób także mają niewielkie rozmiary i noszą nazwę języków piaszczystych. Formy akumulacji eolicznej mogą przyjmować różne kształty i rozmiary. W krajobrazie najbardziej uwidaczniają się wydmy, typowe dla obszarów o skąpej szacie roślinnej bądź zupełnym jej braku. Dla tych form charakterystyczna jest zauważalna w przekroju poprzecznym asymetria. Stoki zwrócone do wiatru są bowiem łagodne i wydłużone, w przeciwieństwie do stoków zawietrznych. Materiał piaszczysty wleczony jest po tym łagodnym stoku w górę, po czym gwałtownie opada w dół po stronie przeciwnej. Ciągłe powtarzanie tego procesu sprawia, że wydmy przemieszczają się w kierunku, w którym wieje wiatr. Prędkość tego ruchu nie jest jednakowa dla poszczególnych obiektów. Waha się w przedziale od kilku metrów do kilku kilometrów na rok. Uzależniona jest ona między innymi od lokalnych warunków środowiskowych, jak choćby od wilgotności podłoża i obecności szaty roślinnej, które spowalniają ruch wydm.

Ze względu na różnorodne kształty jakie przybierają wyróżnia się następujące rodzaje wydm:

  • barchany- charakterystyczne dla obszarów pustynnych, suchych. Nie są w ogóle nie związane z podłożem. Przybierają kształt sierpa, którego ramiona zawsze posuwają się jako pierwsze, gdyż zbudowane są z mniejszej ilości piasku niż jego środkowa część. Są to formy typowe dla pustyń piaszczystych (Kalahari, Sahara)
  • wydmy paraboliczne- są mniej mobilne i większe aniżeli barchany. Występują w obszarach bardziej wilgotnych, nie pozbawionych roślinności, ale jednak suchych (np. otoczenie pustyń) . Szata roślinna wiąże ramiona wydm, przez co ich ruch jest znacznie utrudniony. Jako pierwszy przemieszcza się piasek w środku, mimo że jest go znacznie więcej. Kształt wydm parabolicznych przypomina sierp zwrócony przeciwnie do kierunku wiatru
  • wydmy gwiaździste- typowe są dla takich terenów, gdzie wiejący wiatr często zmienia kierunek. Skutkuje to bardzo nieregularnym ruchem wydm, które mogą spotykać się ze sobą bądź też rozdzielać. Ich kształt w związku z tym nie jest ściśle określony, za każdym razem wydmy te mogą przybierać inną postać

Oprócz tych trzech typów charakterystycznych dla obszarów suchych, istnieją także inne, które spotyka się nad brzegami morskimi bądź jeziornymi. Są to wydmy podłużne (równoległe do kierunku wiatru) i poprzeczne (prostopadłe do kierunku wiatru).

Ważną z punktu widzenia przyrodniczego formą akumulacji eolicznej są pokrywy lessowe. Powstają w procesie wywiewania materiału pyłowego z pustyń, który następnie transportowany jest na znaczne odległości. Z czasem osadzone pyły przekształcają się w pokrywy lessowe, które stanowią świetny materiał do powstania bardzo urodzajnych gleb. Obecnie tego typu pokrywy tworzą się m. in. w Chinach i Mongolii, na bazie pyłów wywiewanych z Pustyni Gobi. Na obszarze Polski także spotyka się formy akumulacji eolicznej: w okolicach Łeby są to wydmy, w obszarach polodowcowych- piaski sandrowe.

Rzeźbotwórcza działalność wód płynących

Wody opadowe, które w poszczególnych strefach klimatycznych Ziemi występują w różnych ilościach, zaczynają swą działalność morfologiczną od wcinania się w podłoże w postaci żłobków, bruzd, zagłębień. Rzeźbotwórcza siła wody opadowej uwarunkowana jest rodzajem ruchu, który ona wykonuje (laminarny- tj. spokojny, linijny; turbulentny- wirowy), jej ilością, nachyleniem terenu

Transport zawiesiny, która znajduje się w wodach rzecznych może odbywać się na kilka sposobów, które zbliżone są do sposobów transportu materiału przez wiatr. Jednym ze sposobów jest toczenie, wleczenie drobin po dnie rzecznym; drugim- saltacja polegająca na odbijaniu się okruchów od dna i ich wznoszeniu się do wód płynących (ruch skokowy); trzecim natomiast- suspensja, czyli przenoszenie w stanie zawieszonym. Wskutek transportu materiał skalny ulega obtoczeniu, ostre kształty przekształcają się w bardziej łagodne (otoczaki). Często tak przemodelowany materiał znajduje następnie swoje zastosowanie w budownictwie.

W biegu rzeki wyróżnia się zasadniczo trzy odcinki, które różnią się między sobą rodzajem i wielkością erozji, ilością transportowanego materiału oraz stopniem jego akumulacji.

W pierwszym odcinku rzeki (tzw. górny bieg rzeki) zachodzi przede wszystkim erozja wgłębna, która powoduje bardzo silne żłobienie skał. W wyniku tego procesu powstają tzw. doliny V- kształtne, charakterystyczne dla obszarów górskich. Erozja ta może zachodzić tylko do pewnego poziomi- tzw. bazy erozyjnej. Mianem tym określa się maksymalną głębokość erozji. Należy wiedzieć jednak, że rzeka żłobiąc nigdy nie osiągnie tego najniższego poziomu, bo to oznaczałoby zerowy spadek rzeki. Tymczasem by woda mogła płynąć musi istnieć choć minimalny spadek. W wyniku wystąpienia ruchów tektonicznych, epejrogenicznych, albo na skutek zmiany poziomu wody w zbiorniku, do którego uchodzi rzeka dochodzić może do zmiany wysokości bazy (podstawy) erozyjnej, która to zmiana skutkuje powstawaniem teras rzecznych, których odmianę stanowią terasy akumulacyjne. Górny bieg rzeki charakteryzuje również bardzo duży spadek wody, której jest stosunkowo niewiele.

W środkowym biegu rzeki wody jest więcej, ponieważ kolejne dopływy rzeczne wpadają do rzeki głównej. Spadek rzeki, tak duży w poprzednim odcinku tutaj ulega zmniejszeniu, zaś nad erozją wgłębną zaczyna dominować erozja boczna. Ten typ erozji przyczynia się do poszerzania koryta, prowadzi także do powstawania specyficznych dla tego odcinka form, jakimi są meandry. Zwane są one inaczej zakolami, które powstają w ten sposób, że z brzegu rzeki, na którym zachodzi erozja, materiał transportowany jest i składowany na brzegu drugim w postaci tzw. ławicy piaszczystej. Jako że bieg rzeki meandrującej jest niezwykle kręty, dochodzi niekiedy do jego wyprostowania poprzez rozerwanie podstawy meandru. Dochodzi wówczas do powstania nowego koryta o znacznie krótszym i prostszym biegu. Odcięte meandry wypełnione wodą stają się wówczas starorzeczami, czyli jeziorami zakolowymi, które z czasem zanikają.

Dolny bieg rzeki odznacza się niewielkim spadkiem, znaczną ilością transportowanych wód, a także występowaniem erozji bocznej. W odcinku tym na wielką skalę występuje akumulacja materiału transportowanego rzeką. Na granicy rzeki i zbiornika, do którego ona wpływa mogą powstać dwa rodzaje ujść: deltowate bądź lejkowate.

Często w podłużnym profilu rzeki zaznaczają się gwałtowne zmiany głębokości koryta w postaci progów i wodospadów. Zachodząca w ich pobliżu erozja wsteczna prowadzi do stopniowego cofania się tych progów i wodospadów, a także do wydłużania doliny w górę rzeki wskutek jej rozcinania.

Z punktu widzenia erozji rzecznej bardzo ważnym pojęciem jest tzw. baza erozyjna. Pod pojęciem tym rozumie się najniższy poziom, do którego może wcinać się rzeka. W skali świata za bazę ta przyjmuje się Ocean Światowy. Dla poszczególnych rzek bazę erozyjną stanowią zbiorniki ujściowe, dla dopływów natomiast rzeki, do których one wpadają. Im większy spadek posiada tym intensywniej zachodzić będą procesy erozji wgłębnej. W miejscach płytkich, mieliznach erozja wgłębna ustępuje miejsca procesom akumulacyjnym. W sytuacji, gdy w wyniku procesów endogenicznych poziom bazy erozyjnej obniży się, wówczas erozja wgłębna jeszcze się wzmaga, w przeciwnym przypadku jej intensywność maleje.

Modelowy profil podłużny rzeki zaburzony bywa także często wskutek występowania przełomów będących efektem naprzemiennego oddziaływania procesów endo- i egzogenicznych. Istnieje kilka przełomów różniących się one miedzy sobą genezą, wśród których wymienić można antecedentny, epigenetyczny, strukturalny, regresyjny. W profilu rzeki zaznaczają się one jako odcinki węższe , o bardziej stromych zboczach aniżeli sąsiadujące.

Zapis dziejów każdej doliny rzecznej odbywa się w jej terasach, które przybierają postać erozyjnych, akumulacyjnych bądź mieszanych.Delty jako zakończenia rzek powstają tam gdzie pływy morskie są łagodne, natomiast zbiornik wodny przejmujący wody rzeczne jest przy brzegu płytki i łagodny. W takich warunkach powstają specyficzne stożki napływowe, zbudowane z materiału transportowanego przez rzeki

Delty wyjątkowo dużych rozmiarów występują na wybrzeżach Ameryki Południowej (delta Amazonki- pow. 100 tys. km2), Azji (delta Gangesu i Bramahputry- pow. 86 500 km2), Afryki (delta Nilu- pow. 22 tys. km2). Spośród europejskich rzek największą deltę tworzy Dunaj (pow. 3500 km2).

Matreiał niesiony przez wody rzeczne cały czas ulega segregacji; ten najcięższy osadzany jest blisko miejsca, z którego został pobrany, natomiast najdrobniejszy, lekki w postaci mułów, pyłów transportowany jest nieraz nawet do ujścia. Do akumulacji materiału rzecznego dochodzi nie tylko wówczas gdy spadek rzeki zmniejsza się. Specyficznymi warunkami składowania materiału są powodzie, w trakcie których woda wraz z zawieszonym w niej materiałem występuje ze swoich brzegów. Po opadnięciu wody namuły osadzają się na obszarach zalanych (równinach nadrzecznych, terasach zalewowych). Ten typ akumulacji nie jest związany z konkretnym odcinkiem rzeki.

Rzeźbotwórcza działalność wód krasowych

Najodpowiedniejszymi warunkami do zaistnienia zjawisk krasowych jest gorący, wilgotny klimat, chociaż w nieco chłodniejszym również będą one zachodzić, z tym że formy krasowe osiągną tam nieco mniejsze rozmiary. Ponadto występować muszą skały podatne na krasowienie, a zatem: wapienie, margle, dolomity, sole kamienne. Przy czym najintensywniej procesy krasowe zachodzą w skałach węglanowych. Intensywność procesów zwiększa się jeszcze jeśli formacje skalne będą dobrze uszczelnione, z licznymi porami, które pozwolą wodzie krasowej wniknięcie do ich wnętrza.

Wspomniana już woda krasowa odznacza się tym, iż posiada zdolność rozpuszczania skał, którą zawdzięcza zawartości dwutlenku węgla i azotu. Ten pierwszy składnik przenika do wody z powietrza atmosferycznego, a także wzbogaca wodę podczas jej przesiąkania przez glebę, do której dostaje się wskutek procesów rozkładu materii organicznej. Dzięki obecności tych dwu związków proces krasowy jest przyspieszony o około 300 razy w stosunku do wody bez ich zawartości. Na stopień intensywności krasowienia wpływ ma również ilość oraz temperatura tejże wody.

W wyniku procesów krasowych dochodzi do powstania całego szeregu form, zarówno powierzchniowych jak i podziemnych, które stanowią wyróżnik krasu w danym terenie.

Do form krasu powierzchniowego zalicza się miedzy innymi:

- żłobki i żebra krasowe- o bardzo różnych rozmiarach; ich głębokość nie przekracza przeważnie 2 m , ale długość i szerokość może osiągać nawet kilkadziesiąt metrów. Powstają w wyniku linearnego spływania wody opadowej

- lejki krasowe- koliste bądź wydłużone, owalne wgłębienia powstałe na skutek rozpuszczania utworów skalnych przez wodę krasową wpadającą w szczeliny. Lejki krasowe łącząc się ze sobą tworzą uwały, a te zaś ulegając dalszemu łączeniu przekształcają się w rozległe zagłębienia, o powierzchni nawet do 600 km2 zwane poljami. W ich dnie mogą tworzyć się jeziora

- kotły zapadliskowe- związane nieodłącznie z formami krasu podziemnego- jaskiniami. Wskutek ich zapadania się na powierzchni ziemi formują się duże formy lejowate

- ponory i wywierzyska- stanowią istotny element cyrkulacji wód w obszarach krasowych. Ponory stanowią swoiste wpływy wód (cieków bądź rzek) pod powierzchnię ziemi, przyjmują one najczęściej kształty szerokich szczelin. Wywierzyska natomiast zwane inaczej źródłami krasowymi, są miejscami wypływu wód podziemnych na powierzchnię, która często wydostaje się pod ciśnieniem

- humy (ostańce)- wznoszą się ponad powierzchnię polja; w klimacie cieplejszym i bardziej wilgotnym zwane są mogotami

Drugą grupę stanowią formy krasu podziemnego. Składają się na nie:

- jaskinie- naturalne pustki, próżnie skalne, wydrążone przez przepływającą wodę krasową. Mogą mieć bardzo różną budowę i rozmiary

- studnie- stanowiące formy na kształt pionowych jaskiń, o podobnej średnicy na całej długości

- kominy- podobnie jak studnie, także pionowe, ale o wzrastającej wraz z głębokością średnicy otworu

Oraz inne formy podziemne, jak korytarze, sale, komory.

Dodatkową atrakcją krasu podziemnego są formy naciekowe powstające wskutek wytrącania się, a następnie ponownego osadzania węglanu wapnia z wód krasowych. Do najbardziej znanych rodzajów nacieków zalicza się:

- stalaktyty- zawieszone pod stropem jaskini

- stalagmity- o kształcie podobnym do powyższych, ale "wyrastające" z podłoża, które utworzyły się wskutek osadzania się węglanu wapnia zawartego w kroplach wody spadającej ze stalaktytów

- stalagnaty- utworzone wskutek swoistego "zrośnięcia" stalaktytów i stalagmitów

Różnorodność form naciekowych jest bardzo duża. Oprócz wymienionych powyżej w wielu jaskiniach spotkać można draperie, polewy, misy naciekowe, pizolity (perły jaskiniowe).

Najbardziej okazałe formy krasowe spotyka się we wspomnianym już klimacie gorącym i wilgotnym charakteryzującym Jamajkę, Kubę, Wietnam. W Polsce dużo skromniejsza rzeźba krasowa występuje w Tatrach oraz na Wyżynie Krakowsko- Częstochowskiej.

Rzeźbotwórcza działalność morza

Działalność morza podobnie jak wiatru, lodowca, wód rzecznych polega na erozji, transporcie i akumulacji. Erozja morska nosi miano abrazji i polega na rozkruszaniu wybrzeży morskich, ich niszczeniu pod wpływem fal w czasie przyboju. Oprócz abrazji na kształt wybrzeża wpływ mają również organizmy żywe, tzw. skałotocza, które w wwiercają się w skały co powoduje ich stopniowy rozpad. Wspomnieć należy także o chemicznym i hydraulicznym oddziaływaniu wód morskich na strefę brzegową. Ze względu na wysokość nad poziomem morza wybrzeża dzieli się na wysokie oraz niskie. Na tych pierwszych dominującym procesem rzeźbotwórczym jest abrazja, natomiast wybrzeża niskie kształtowane są wskutek akumulacyjnej działalności morza.

Do typu wybrzeży wysokich zalicza się:

  1. Dalmatyńskie- powstałych poprzez zalanie grzbietów górskich ułożonych równolegle do wybrzeża (Półwysep Bałkański)
  2. Riasowe- powstałych wskutek zalania grzbietów górskich ułożonych prostopadle do wybrzeża (Bretania, Normandia, Hiszpania)
  3. Fiordowe- w obszarach przekształconych uprzednio przez działalność lądolodu, wskutek zalania dolin U- kształtnych Norwegia, Grenlandia, Nowa Zelandia)
  4. Limanowe- wskutek odcięcia ujść lejkowatych przez mierzeje (wschodnie wybrzeże Morza Czarnego)
  5. Klifowe- pod wpływem podcinania wzniesień i wysoczyzn przez fale morskie (południowe wybrzeże Bałtyku)

Do typu wybrzeży niskich zalicza się:

  1. Mierzejowe- na tych obszarach, gdzie w strefie przybrzeżnej występują prądy przenoszące materiał i formujące z niego mierzeje, kosy (wybrzeże Bałtyku)
  2. Lagunowe- poprzez odcinanie płytkich zatok morskich przez łachy piaszczyste (Wenecja)
  3. Namorzynowe- w klimacie gorącym, wilgotnym, gdzie wybrzeże porośnięte jest przez lasy mangowe (namorzynowe) zalewane w czasie przypływu; korzenie namorzyn spełniają funkcję ochronną wobec wybrzeża
  4. Koralowe- tuż przy brzegu powstaje bariera w postaci rafy koralowej, zabezpiecza wybrzeże przed niszczeniem (Australia)

10. Pedosfera

Gleby stanowią jeden z siedmiu elementów środowiska przyrodniczego. Stanowią one zewnętrzną powłokę litosfery, na którą składają się cząsteczki mineralne (45 %), organiczne (5 %), powietrze (25 %) oraz wilgoć glebowa (25 %). Żyjące w glebie organizmy roślinne i zwierzęce sprawiają, że zachodzą w niej różnorodne przemiany materii. Do powstania gleby dochodzi w wyniku tzw. procesów glebotwórczych, które polegają na stopniowym przekształcaniu luźnej skały w glebę. Efektem tych przemian jest powstawanie poziomów glebowych, które w dobrze wykształconej glebie (np. bielicowej) układają się w następującą sekwencję: poziom próchniczy, poziom wymywania, poziom wmywania, skała macierzysta.

Bardzo istotnym czynnikiem glebotwórczym jest edafon, czyli zespół organizmów, które są przystosowane do życia w glebie (np. bakterie, glony, dżdżownice, krety). Równie ważne są również czynniki klimatyczne, warunkują one rodzaj powstającej gleby. Niezmiernie długi jest czas powstawania gleby; ok. 2- 3 centymetrowa powierzchnia gleby tworzyć się może nawet 1000 lat. Kiedy na powstającej glebie zagoszczą rośliny, wówczas jest ona utrwalana, zaś ich obumarłe resztki powiększają ilość powierzchniowej warstwy próchniczej, co jest niezmiernie istotne z punktu widzenia żyzności gleby.

Powierzchnia glebowa jest bardzo ważna dla człowieka. Umożliwia bowiem uprawę roślin, a tym samym zabezpiecza jego potrzeby żywnościowe. Nazbyt intensywne korzystanie z dobrodziejstw gleby może jednak pociągnąć za sobą bardzo poważne skutki; może powodować jej niszczenie.

Gleby dzieli się na: strefowe, śródstrefowe międzystrefowe oraz niestrefowe. Pierwsze z wymienionych związane są z konkretną strefą klimatyczną. Są nimi: czerwonoziemy, żółtoziemy, szaroziemy, buroziemy, gleby kasztanowe, czarnoziemy, brunatne, bielicowe, tundrowe. Z kolei do gleb niestrefowych zalicza się: górskie, bagienne, mady, rędziny.

Gleby charakteryzować można za pomocą określenia ich żyzności oraz urodzajności. Pod pojęciem żyzności rozumie się możliwości gleby w zakresie zaopatrzenia roślin w niezbędne do życia składniki (składniki pokarmowe, wodę oraz powietrze). Cecha ta jest niezależna od działań podejmowanych przez człowieka, nie można zwiększyć żyzności poprzez podejmowanie działań agrotechnicznych itp. Urodzajność natomiast definiowana jest jako zdolność do wytwarzania materii organicznej i w tym względzie człowiek ma dosyć duże pole do popisu, urodzajność tą można powiem podnosić, między innymi poprzez nawożenie.

11. Biosfera- roślinność kuli ziemskiej

Szata roślinna stanowi jeden z elementów środowiska przyrodniczego. Występowanie określonych formacji roślinnych jest zdeterminowane warunkami klimatycznymi panującymi na określonym obszarze. Do głównych formacji roślinnych zalicza się: drzewiaste, krzewiaste, trawiaste, pustynne oraz tundrowe.

Pod pojęciem formacji roślinnej rozumie się pewien specyficzny zespół roślin, które podobne są do siebie między innymi pod względem postaci życiowych. Formacją drzewiastą jest las. Charakterystyczną cechą lasu jest jego warstwowość; na ogół wyróżnia się cztery główne warstwy lasu: drzewostan, podszyt, runo oraz edafon. Drzewostan jest zasadniczą warstwą lasu składającą się z dorosłych drzew. W przypadku gdy drzewa tej warstwy są jeszcze młode, a ich wysokość nie przekracza 130cm, wówczas określa się go mianem drągowiny. Na warstwę podszytu składa się odrost czyli młode drzewa oraz krzewy; na runo- krzewinki, mchy, porosty, rośliny zielne oraz kiełkujące dopiero drzewa i krzewy. Edafon natomiast rozumiany jest jako ogół organizmów glebowych uczestniczących w procesach glebotwórczych. Należy mieć świadomość, że las to nie tylko układ drzew, ale bardzo złożony układ ekologiczny, w skład którego oprócz roślin wchodzą również zwierzęta połączone wzajemnie sieciami zależności. Skład gatunkowy lasu, a co za tym idzie jego wygląd zewnętrzny uwarunkowany jest szeregiem czynników, a zwłaszcza warunkami klimatycznymi, wysokością nad poziomem morza oraz sposobem i intensywnością prowadzenia gospodarki przez człowieka.

Lasy porastają w sumie 3,8mld ha globu, a przeważająca ich część (60%) występuje w obszarach okołorównikowych.

Na świecie istnieje kilka typów lasów; począwszy od równika są to: wiecznie zielone lasy równikowe, lasy strefy śródziemnomorskiej (zdegradowane niemal zupełnie wskutek działalności człowieka), lasy liściaste strefy umiarkowanej oraz lasy iglaste strefy umiarkowanej chłodnej (tajga). Pierwotnie wymienione typy lasów porastały właściwe sobie obszary stanowiąc dogodne siedlisko dla wielu gatunków zwierząt. Wraz z rozwojem cywilizacji człowiek zaczął w coraz większym stopniu oddziaływać na powierzchnię Zemi i wykorzystywać ją do swoich celów.

Przykład formacji trawiastej stanowią sawanny. Sawanna stanowi formację trawiastą występującą w strefie międzyzwrotnikowej rozciągającą się między lasami równikowymi i półpustyniami. Związana jest ona z klimatem ciepłym, z długotrwałymi okresami suszy urozmaiconymi w ciągu roku przeważnie jedną porą wilgotną. Dominującymi roślinami są trawy luźnokępkowe, sucholubne rosnące najczęściej na glebach laterytowych. Osiągają one znaczne wysokości dochodzące nawet do 5m. Często spotyka się pojedyncze drzewa, które urozmaicają monotonię krajobrazu; są to miedzy innymi: akacje, baobaby, wilczomlecze, drzewa kapokowe oraz palmy. Charakterystyczną cechą roślinności sawann jest znaczna odporność na długotrwałe braki opadów, a także na ogień. W sytuacji wystąpienia pożaru nasiona traw zapadają się głęboko w ziemię i ożywają dopiero po pewnym czasie wraz z nastaniem opadów. Rozprzestrzenianiu się pożarów nie sprzyja ponadto układ traw, poszczególne kępy są bowiem na tyle oddalone od siebie, że znacznie utrudnia to przenoszenie się ognia.

Rozległe obszary sawann spotyka się w Afryce , Brazylii, Wenezueli, pokrywają one także niektóre rejony Indii oraz Australii. Na szczególna uwagę zasługuje sawanna afrykańska, ponieważ porasta ona aż jedną trzecią kontynentu, zwłaszcza dorzecze Nigru, Kongo oraz Górnego Nilu. Produkcja roślinna jest tam bardzo intensywna, trawy dostarczają pożywienia wielu gatunkom zwierząt, które występują tu bardzo licznie.

Wspominane wcześniej formacje krzewiate reprezentowane są między innymi przez makię spotykaną w krajach Basenu Morza Śródziemnego. Formacja posiada swoje lokalne nazwy w różnych częściach świata. Na makię składają się zarośla krzewiaste, którym z rzadka towarzyszą drzewa. Krzewy te nie mają zbyt dużych wymagań wilgotnościowych, wręcz przeciwnie- są sucholubne. Są one typowe dla klimatu śródziemnomorskiego, w którym pora letnia praktycznie pozbawiona jest opadów.

Formacje pustynne nie są aż tak ubogie jak zwykło się sądzić. Ze względu na rodzaj materiału, który je pokrywa pustynie dzieli się na piaszczyste, kamieniste, żwirowe oraz ilaste. Dodatkowo pamiętać trzeba, że brak życia na tych jałowych obszarach jest tylko pozorny. Istnieje bowiem bardzo pokaźna liczba gatunków roślin oraz zwierząt, które przystosowane są do funkcjonowania w warunkach ograniczonej ilości wody.

Największe pustynie świata występują w strefie okołozwrotnikowej; zarówno na szerokościach Zwrotnika Raka (23o 27' N) jak i Koziorożca (23o 27' S). Są to bowiem rejony, gdzie przez cały rok utrzymuje się potężny wyż baryczny, który uniemożliwia tworzenie się chmur i powstawanie opadów. Dodatkowo wysoki kąt padania promieni słonecznych (Słońce góruje tam w zenicie) sprawia, że każda ilość wody, która spadnie natychmiast wyparowuje. Jeśli średnia roczna suma opadów na danym obszarze wynosi poniżej 250 mm, to są to odpowiednie warunki do powstania pustyni.

Warunki klimatyczne pustyń są niezwykle ciężkie do życia. Temperatury powietrza, które w ciągu dnia osiągają nawet powyżej 40 o C, w nocy spadają nawet poniżej zera. Dobowe amplitudy temperatury dochodzą bardzo często do 50 o C. Nie jest to zatem środowisko sprzyjające organizmom wyłącznie ciepłolubnym, ani tym, które preferują niskie temperatury. Dodatkowo występujące tam przymrozki (zwłaszcza na pustyniach w obszarach wyżej położonych) wymagają od gatunków ogromnej wytrzymałości oraz odpowiednich przystosowań.

Warto jednak dokonać podziału pustyń ze względu na panujące tam warunki atmosferyczne, a zwłaszcza wysokości temperatur. Zasadniczo wyróżnia się dwie podstawowe grupy: pustynie gorące i zimne. Na obszarach tych pierwszych (Sahara, Atakama) amplitudy temperatur nie są aż tak znaczne. W ciągu dnia temperatura powietrza jest bardzo wysoka, w nocy natomiast spada, nie występują jednak przymrozki, jest dosyć ciepło. Na pustyniach zimnych z kolei (pustynie Ameryki Północnej) po upalnym dniu następuje bardzo zimna noc. Roślinność pustyń wytworzyła szereg przystosowań, które pozwalają jej funkcjonować w tych skrajnie niegościnnych warunkach. Należy zdawać sobie sprawę z faktu, że nie wszystkie rośliny występują tam na stałe, niektóre stanowią rodzaj efemerydów, tzn. pojawiają się jedynie na krótko po opadach deszczu, po czym giną. Istnieje także cała gama gatunków rosnących w oazach, gdzie dostępność wody jest praktycznie nieograniczona. Te gatunki, które trwale porastają obszary pustynne zbudowane są w taki sposób, by mogły jak najefektywniej bronić się przed niekorzystnymi wpływami klimatycznymi, brakiem wody, atakiem ze strony zwierząt. Roślinność pustynna wyposażona została zatem przez naturę między innymi w potężne łodygi, a także kolce, które chronią przed zwierzętami i jednocześnie magazynują wodę. Wszystkie te gatunki określa się wspólnym mianem kserofitów.