Zasoby wody na Ziemi

advertisement
1. Mapa i jej składniki
Mapa to rysunek powierzchni Ziemi przedstawiony
na płaszczyźnie, w odpowiednim zmniejszeniu, w
siatce południków i równoleżników za pomocą
znaków umownych. Każda mapa zawiera trzy
grupy składników:
matematyczne
czyli
odwzorowanie
kartograficzne i skalę;
geograficzne - tj. treść mapy, na którą składają
się elementy fizyczno-geograficzne i ekonomiczno-geograficzne oraz
napisy dotyczące nazewnictwa i opisy cyfrowe;
opis pozaramkowy (legenda) - zawierający
tytuł mapy, jej skalę i objaśnienia
zastosowanych znaków umownych. Przystępując
do analizy mapy, należy zapoznać się z jej
składnikami po to, aby prawidłowo odczytać
znajdujące się na mapie informacje. Mapa jest
bowiem symbolicznym obrazem „pisanym sobie
tylko właściwym alfabetem". Poznanie symboliki
mapy pozwala traktować ją jako bogate źródło
wiedzy, często zastępujące podręcznik.
2. Odwzorowania kartograficzne
Kulistej powierzchni Ziemi nie można przedstawić
na mapie bez żadnych zniekształceń, ponieważ nie
da się rozwinąć kuli tak, aby powstała z niej
płaszczyzna. Z tego właśnie powodu na każdej
mapie istnieją zniekształcenia.
Z definicji mapy wynika, że jest to rysunek
powierzchni przedstawiony w siatce południków i
równoleżników. Na powierzchni Ziemi wyznaczają
one położenie punktu' tworzą siatkę geograficzną.
Tworzenie mapy rozpoczyna się od przeniesienia
siatki
geograficznej
na
płaszczyznę
z
zastosowaniem
określonych
reguł
matematycznych,
czyli
odwzorowania
kartograficznego.
Siatka
geograficzna
po
przeniesieniu na płaszczyznę nazywana jest siatką
kartograficzną, ponieważ równocześnie nie
zachowuje
wierności
kątów,
odległości
i
powierzchni występujących w siatce geograficznej.
Siatka kartograficzna może zachować tylko jedną z
wymienionych wyżej cech wierności. Z tego
powodu odwzorowania dzieli się na:
wiernokątne - zachowujące wierność kątów,
natomiast
zniekształcające
odległości
i
powierzchnie, co oznacza, że tylko kierunki
wyznaczane przez południki i równoleżniki,
odpowiadają kierunkom w rzeczywistości;
wiernoodległościowe - zachowujące jedynie
wierność odległości, a zniekształcające kąty i
powierzchnie, co oznacza, że odległości na mapie
przeliczone
przez
jej
skalę
odpowiadają
odległościom w terenie;
wiernopowierzchniowe - zachowujące tylko
wierność powierzchni, tzn. pole powierzchni na
siatce
przeliczone
przez
skalę
odpowiada
powierzchni w terenie, a zniekształcające kąty i
odległości;
dowolne (umowne) - nie zachowujące żadnego z
warunków wierności.
Kartograficzną
siatkę
wiernopowierzchniową,
wiernokątną lub wiernoodległościową można uzyskać przez odpowiednie
rodzaje rzutowania siatki
geograficznej na płaszczyznę. Ze względu na
rodzaj powierzchni rzutowania
odwzorowania dzielimy na:
płaszczyznowe (azymutalne) - otrzymywane z
rzutowania powierzchni Ziemi na płaszczyznę
styczną w jednym punkcie z kulą ziemską. Jeśli
punkt ten znajduje się na biegunie, powstaje
odwzorowanie azymutalne normalne; gdy jest
położony na równiku - azymutalne poprzeczne;
natomiast gdy występuje w innych szerokościach
geograficznych
odwzorowanie
azymutalne
ukośne. W odwzorowaniach płaszczyznowych
normalnych południki odwzorowują się jako linie
proste, a równoleżniki jako współśrodkowe okręgi.
Siatki
kartograficzne
w
odwzorowaniu
płaszczyznowym są stosowane najczęściej do
przedstawiania obszarów okołobiegunowych i map
planiglobów.
walcowe - uzyskiwane w wyniku rzutowania siatki
geograficznej na pobocz-nicę walca, który może
być styczny z kulą wzdłuż równika - odwzorowanie
walcowe normalne, wzdłuż dwóch przeciwległych
południków — odwzorowanie poprzeczne, a jeżeli
linia styczności jest w położeniu pośrednim między
biegunem a równikiem - odwzorowanie ukośne. W
odwzorowaniu walcowym normalnym południki i
równoleżniki są równoległymi do siebie liniami
prostymi przecinającymi się pod kątem prostym.
Zachowanie warunku wierności kątów sprawia, że
odwzorowanie to ma zastosowanie w żegludze.
Najbardziej
rozpowszechnioną
siatką
z
zastosowaniem powyższego odwzorowania, jest
siatka prostokątna Merkatora, często używana
do przedstawiania stref czasowych na kuli ziemskiej. Siatki walcowe wykorzystuje się również do
przedstawiania obszarów okołorównikowych.
stożkowe - powstające w wyniku rzutowania
powierzchni
kuli
na
pobocznicę
stożka.
Odwzorowanie stożkowe może być normalne - gdy
stożek jest styczny z kulą wzdłuż jednego
równoleżnika, poprzeczne - gdy oś stożka leży w
płaszczyźnie równika lub ukośne - gdy oś stożka
ma położenie między równikiem i osią ziemską. W
odwzorowaniu stożkowym normalnym równoleżniki
odwzorowują się jako łuki współśrodkowych
okręgów, a południki jako ich promienie,
zbiegające się w kierunku biegunów. W siatkach
stożkowych przedstawia się najczęściej obszary
jednego kontynentu
lub jednego państwa.
umowne (dowolne) - są przekształceniami
wymienionych wyżej odwzorowań klasycznych
(pseudoazymutame,
pseudowalcowe,
pseudostożkowe)
lub
powstają
na
drodze
przeliczeń
matematycznych
określających
położenie punktów przecięcia południków i
równoleżników. Odwzorowania umowne najczęściej
określa się nazwami pochodzącymi od nazwisk ich
konstruktorów. Najczęściej używanym odwzorowaniem umownym jest wiemopowierzchniowa
siatka Mollweidego, będąca odwzorowaniem
pseudowalcowym.
Rys. 2 Siatka Mollweidego
W odwzorowaniach kartograficznych uzyskuje się
tylko jeden punk (w odwzorowaniu azymutalnym)
lub jedną linię wiernie przeniesioną z po wierzchni
kuli. Jest to miejsce styczności kuli z powierzchnią
rzutowania Im dalej od tego miejsca, tym
zniekształcenia są większe.
3. Skala mapy
Każda mapa narysowana jest w odpowiednim
zmniejszeniu, czyli skali. Przez skalę mapy
rozumiemy stosunek odległości na mapie do
odpowiadającej jej odległości poziomej w terenie nie zaś odległości rzeczywistej uwzględniającej
ukształtowanie powierzchni. Na mapie skala może
być zapisana w postaci:
liczbowej - np. l :300 000, co oznacza, że l
jednostce długości na mapie odpowiada 300 000
takich samych jednostek w terenie (l cm na
mapie równa się 300 000 centymetrów w
terenie). Ponieważ w mierzeniu odległości w
terenie posługujemy się metrami lub kilometrami,
centymetry zapisane w skali mapy należy zamienić
na metry lub kilometry, pamiętając, że l km =
100 000 cm. Liczbową skalę mapy można również
zapisać w postaci ułamka, np. 1/300 000. Liczba w
jego mianowniku informuje nas o zmniejszeniu. Im
jest większa, tym skala jest mniejsza, a mapa
przedstawia
większy
obraz
z
mniejszą
dokładnością;
mianowanej - np. l cm -> 3 km, co oznacza, że l
cm na mapie odpowiada 3 km w terenie;
liniowej (podziałki) - tj. skali wyrażonej w
sposób graficzny w postaci odcinka prostej
podzielonego na równe części i opisanego w
metrach lub kilometrach:
Skala mapy, niezależnie od formy jej zapisu,
odnosi się do wymiarów liniowych. Można zatem
na jej podstawie obliczyć odległości w terenie.
Można również obliczyć pola powierzchni, gdyż
każda powierzchnia jest iloczynem długości i
szerokości. Na mapach, pola powierzchni w
stosunku do odpowiadających im pól powierzchni
w terenie, są kwadratem zmniejszenia liniowego.
Na mapie w skali 1:300 000, gdzie l cm odpowiada
3 km w terenie, pole kwadratu o boku l cm wynosi
w terenie 9 km2. Pole powierzchni pozostaje równe
kwadratowi skali liniowej tylko na mapach
wielkoskalowych i mapach w odwzorowaniach
wiernopowierzchniowych.
4. Metody przedstawiania zjawisk na mapie
Treść mapy może być przedstawiona w różnorodny
sposób.
Dobór
metody
zależy
od
cech
prezentowanego na mapie zjawiska. Zastosowana
metoda ma wyeksponować te zjawiska, które
stanowią główną treść mapy, gdyż celem jest jak
najlepsza czytelność mapy. Do najczęściej
stosowanych należą metody:
sygnaturowa - polegająca na przedstawianiu treści
za pomocą znaków umownych. Stosuje się j ą do
prezentacji obiektów występujących w przestrzeni
geograficznej punktowo lub w postaci linii, np.
miast,
surowców
mineralnych,
ośrodków
przemysłowych,
rzek,
dróg
itd.
Metoda
sygnaturowa może być również wykorzystywana
do przedstawienia zjawisk powierzchniowych, np.
upraw. Niekiedy różnicuje się wielkość sygnatur,
co
ma
wskazywać
na
odmienną
wagę
prezentowanych treści, np. większa sygnatura surowca mineralnego sugeruje, że zaznaczone złoże
jest największe powierzchniowo lub jego zasoby są
większe niż innych złóż tego samego surowca.
Stosowane w metodzie sygnaturowej znaki mogą
mieć postać:
• figur geometrycznych, wewnątrz których mogą
być wrysowane mniejsze figury lub inne znaki, np.
kół, kwadratów, trójkątów;
• linii dla oznaczenia obiektów liniowych, których
szerokości nie przedstawia się w skali mapy, np.
drogi, rzeki, granice administracyjne;
• obrazków przypominających swym wyglądem
treść prezentowanego zjawiska, np. kolba przemysł chemiczny, kłos - uprawy zbożowe;
• liter będących najczęściej skrótami nazw, np.
symbole pierwiastków chemicznych,
zasięgów - którą zaznaczamy najdalsze granice
występowania danego zjawiska. Najczęściej na
mapie wrysowany jest kontur odpowiadający
powierzchni, na której zjawisko występuje. Linia
zasięgu wskazuje, że w jej obrębie występuje dane
zjawisko, lecz nie informuje o jego intensywności.
Aby było wiadomo, po której stronie linii zjawisko
występuje,
obszar
występowania
można
zamalować lub dodać do linii zasięgu krótkie,
prostopadłe kreseczki od strony występowania
zjawiska
lub
wprowadzić
sygnaturę
prezentowanego zjawiska. Linia przedstawiająca
granicę występowania zjawiska może być również
dodatkowo opisana, np. północna granica uprawy
pszenicy. Metodę zasięgów stosuje się na mapach
geologicznych, glebowych, użytkowania ziemi i
innych.
izarytmiczna
(izolinii)
polegająca
na
przedstawianiu zjawiska za pomocą linii równych
wartości zjawiska, tj. linii łączących punkty o takiej
samej wielkości, np.
• poziomice (izohipsy) łączą punkty o tych samych
wysokościach bezwzględnych,
• izobaty łączą punkty o jednakowej głębokości
wody,
•
izotermy
temperaturze,
łączą
punkty
o
jednakowej
• izobary łączą punkty o jednakowym ciśnieniu
atmosferycznym,
• izohiety to linie takiej samej wielkości opadów
atmosferycznych.
Izolinie wykreśla się na podstawie sieci punktów, z
których każdy ma konkretną, ustaloną na
podstawie pomiarów wartość liczbową. Izorytmy
oddają zatem wiernie zmienność natężenia
zjawisk.
kropkowa (punktowa) - w której mapę pokrywa
się punktami w miejscach, gdzie zjawisko
występuje. Każda kropka posiada określoną
wartość, np. ilość osób. Odległość między
punktami ukazuje zmienność natężenia zjawiska.
Zastosowanie na mapie metody kropkowej
faktycznie ogranicza jej treść do jednego zjawiska.
Wykorzystanie tej metody do prezentacji kilku
zjawisk na tej samej mapie sprawi, że mapa
przestanie być czytelna. Metodę kropkową
najczęściej stosuje się na mapach ludności.
kartogramu - przedstawiającego rozkład średnich
wartości zjawiska według jednostek terytorialnych,
najczęściej
administracyjnych,
np.
gęstości
zaludnienia wg województw. W kartogramie przedstawione są wartości względne pogrupowane w
przedziały, np. O - 10; 11 - 20 itd. Przedziałów
wielkości nie może być zbyt dużo, gdyż zmniejszy
się czytelność mapy. Każdy przedział klasowy ma
przypisaną mu barwę lub sygnaturę (szraf).
Zasadą jest stosowanie barwy (szrafu) od
najjaśniejszej przy najmniejszej intensywności
zjawiska do najciemniejszej dla największej intensywności. Ponadto barwy (szraf) powinny należeć
do tej samej kategorii, zmieniają się tylko ich
odcienie lub odległość między liniami i grubość
linii. Jeśli jednostka terytorialna pozbawiona jest
barwy (szrafu), oznacza to, że w tej jednostce nie
występuje prezentowane na mapie zjawisko.
kartodiagramu - czyli diagramu (wykresu)
umieszczonego na mapie. Wykresy wyrażają
sumaryczną wielkość zjawiska występującego na
danym obszarze, np. liczbę zatrudnionych,
wielkość produkcji przemysłowej ogółem. Na
mapie mogą występować w postaci słupków,
kwadratów, kół lub innych figur. Wysokość słupka
lub powierzchnia figury odpowiada wielkości
zjawiska.
Diagramy
można
wewnętrznie
zróżnicować, np. wielkość koła ukazuje ogólną
liczbę zatrudnionych, a jego wycinki strukturę
zatrudnienia wg działów gospodarki.
Diagramem jest również wykres wstęgowy
ukazujący np. potoki przewozu pasażerów lub
ładunków wzdłuż trasy komunikacyjnej. Wielkość
zjawiska
obrazuje
się
w
tym
przypadku
szerokością wstęgi.
Większość
map
wykreśla
się,
stosując
równocześnie kilka metod lub dodając dodatkowo
element barwy. Najlepszym przykładem jest mapa
poziomicowa, na której w celu uwypuklenia rzeźby
stosuje
się
barwienie
obszarów
między
poziomicami odpowiednio dobranymi kolorami.
Mapę, na której rzeźbę przedstawia się za pomocą
rysunku poziomicowego uzupełnionego barwami,
nazywamy mapą hipsometryczną.
Często uzupełnieniem mapy hipsometrycznej jest
profil terenu, którego zadaniem jest ułatwienie
czytania rysunku poziomicowego. Profil terenu to
wykres
ukształtowania
powierzchni
wzdłuż
wybranej linii. Powstaje przez rzutowanie punktów
przecięcia się linii profilu z poziomicami. Na osi
poziomej profilu, rysowanej w skali mapy,
zaznacza się odległości między poziomicami,
natomiast na osi pionowej wysokości bezwzględne.
Skala pionowa profilu powinna być większa niż
skala osi poziomej, gdyż w ten sposób zostanie
zagwarantowane właściwe ukazanie zróżnicowania
wysokości. Stosunek skali pionowej do poziomej
nazywamy przewyższeniem profilu, np. gdy
skala pionowa wynosi l: 2000 a pozioma l: 20 000,
profil jest dziesięciokrotnie przewyższony. Dobór
odpowiedniego przewyższenia jest bardzo ważny,
ponieważ źle dobrane przewyższenie daje fałszywy
obraz rzeźby, może spłaszczyć teren lub dać
wyobrażenie gór dla obszaru falistego
5. Generalizacja map
Zmniejszając skalę mapy, przy zachowaniu jej
wymiarów, zwiększamy równocześnie powierzchnię
obszaru przedstawioną na mapie. Zachodzi wtedy
konieczność
opuszczenia
wielu
szczegółów
uznanych za mniej istotne. Proces uogólnienia
mapy, polegający na selekcji i upraszczaniu treści
oraz zmianie znaków szczegółowych na bardziej
ogólne, nazywamy generalizacją mapy. Celem
generalizacji jest zwiększenie czytelności map. Ze
względu na kryteria selekcji treści możemy
wyróżnić generalizację:
•
ilościową- polegającą na eliminowaniu
mniejszych
obiektów
(np.
miejscowości
o
mniejszej liczbie mieszkańców, dopływów rzek,
drugorzędnych dróg), upraszczaniu rysunku (np.
zarysu linii brzegowej, biegu rzeki, kształtu
powierzchni
lasu),
zamianie
(znaków
powierzchniowych na sygnatury). Generalizację
ilościową przeprowadza się przy tworzeniu map
małoskalowych na podstawie wielkoskalowych - im
mniejsza skala mapy, tym mniej szczegółów.
•
jakościową - polegającą na eliminacji
niektórych treści w celu wyeksponowania innych
zagadnień. Zabiegu takiego dokonuje się przy tworzeniu map tematycznych, np. na mapie surowców
mineralnych
zaznaczone
będą
miejsca
ich
występowania oraz punkty odniesienia ułatwiające
orientację (np. główne rzeki i największe miasta).
Wyeliminowani zastanie natomiast ukształtowanie
powierzchni,
zabagnienie
terenu,
lini
komunikacyjne i inne treści.
6. Rodzaje map
Różnorodne cele, którym służą mapy, wpływają na
ich skalę i dobór treści. Dlatego mapy, nawet tego
samego obszaru, mogą się znacznie od siebie
różnić. Ze względu na skalę, w jakiej wykonana
jest mapa, wyróżniamy mapy:
szczegółowe (plany) - w skali od 1:1000 do
1:5000, są nimi plany miast, osiedli i innych
niewielkich obszarów, na których z reguły nie
uwzględnia się ukształtowania powierzchni;
topograficzne (wielkoskalowe) - w skali od 1:10
000 do 1:200 000 to mapy bardzo szczegółowe,
zawierające obok siatki kartograficznej siatkę
współrzędnych prostokątnych ułatwiającą pomiar
odległości i kątów. Pokrycie terenu przedstawione
jest
za
pomocą
znaków
topograficznych:
punktowych (np. samotne drzewo), liniowych (np.
rzeka) i powierzchniowych (np. łąka, las). Mapy
topograficzne dzięki dużej szczegółowości nadają
się do różnego typu prac terenowych. Odmianą
map wielkoskalowych są mapy turystyczne;
przeglądowo-topograficzne (średnioskalowe) w skalach od l :200 000 do 1:1 000 000.
Zawierają
uogólnione
treści
dotyczące
ukształtowania powierzchni i pokrycia terenu.
przeglądowe (małoskalowe) - mapy o skalach
mniejszych niż l: l 000 000. Są zgeneralizowane,
przedstawiają tylko ogólny obraz lądów lub
państw.
Znajdująca się na mapach treść jest podstawą
wydzielania map:
ogólnogeograficznych
uwzględniających
ogólną
charakterystykę
środowiska
geograficznego, tj. rzeźbę, wody, sieć osadniczą,
drogi. Wśród map ogólnogeograficznych wyróżnia
się mapy fizyczne, tj. hip-sometrycvzne oraz mapy
polityczne i administracyjne. tematycznych przedstawiających wybrany składnik środowiska
lub gospodarki. Najogólniej dzieli sieje na:
• przyrodnicze (np. geologiczne, tektoniczne,
klimatyczne, hydrologiczne, glebowe),
• społeczno-gospodarcze (np. ludności, przemysłu,
użytkowania terenu, komunikacyjne),
•
specjalne
(np.
górnicze,
urbanizacyjne,
inżynieryjne).
Planeta Ziemia
7. Budowa Wszechświata
Wszechświat współcześnie pojmowany jest jako
wszystko, co istnieje. Stanowią go materia,
promieniowanie, energia i przestrzeń. Jego
wielkość jest tak ogromna, że nie pozwala, przy
obecnym
stanie
wiedzy
i
możliwościach
technicznych człowieka, na zbadanie nawet jego
części. Nie jest znana zarówno jego przeszłość, jak
i przyszłość. Jedyna rzecz, do której zgodnie doszli
wszyscy badacze, to stwierdzenie, że każde znane
nam dziś ciało niebieskie jest przejściową formą
występowania materii. Miało zatem swój początek i
będzie miało koniec - gdy materia zmieni formę.
Najczęściej przyjmowana dziś hipoteza powstania
Wszechświata to Wielki Wybuch (Big Bang).
Zakłada się, że miał on miejsce ok. 20 mld lat
temu i był wynikiem skupienia się całej materii w
jednym punkcie. Od momentu Wielkiego Wybuchu
do dziś Wszechświat rozszerza się we wszystkich
kierunkach z jednakową prędkością. Zmniejsza się
również temperatura budującej go materii oraz jej
gęstość. Według praw fizyki Wielki Wybuch
powinien pozostawić po sobie fale radiowe. W
1965 r. wykryto takie słabe promieniowanie,
docierające z wszystkich kierunków.
Częściami składowymi Wszechświata są galaktyki,
czyli
skupiska
gwiazd
wraz
z
materią
międzygwiezdną. Około 90% materii budującej
galaktykę jest skupiona w gwiazdach tej galaktyki.
Gwiazda to ciało niebieskie zbudowane ze
zjonizowanych gazów, głównie wodoru i helu, w
których na skutek ogromnej gęstości materii
dochodzi do reakcji termojądrowych. Dzięki nim
gwiazda
wytwarza
własne
światło
w
przeciwieństwie do planety świecącej światłem
odbitym. Galaktyki mogą mieć różne kształty i
rozmiary. Ze względu na kształt wyróżniamy
galaktyki eliptyczne, spiralne i nieregularne. Kilka
tysięcy galaktyk tworzy gromadę galaktyk.
Gromady łączą się w większe jednostki supergromady. Średnice supergromad dochodzą
do 70 min lat świetlnych. Między supergromadami
występuje niemal pusta przestrzeń wielkości 100 200 min lat świetlnych. Rok świetlny to
astronomiczna jednostka odległości, równa drodze,
jaką przebywa promień świetlny w próżni w ciągu
roku, biegnąc z prędkością ok. 300 tyś. km/s.
Galaktyka, w której położona jest Ziemia, nosi
nazwę Układu Mlecznej Drogi. Jest to galaktyka
spiralna o średnicy ok. 100 000 lat świetlnych,
wirująca z dużą prędkością wokół centralnie
położonej wypukłości. Słońce znajduje się na
peryferiach Drogi Mleczne5 w odległości ok. 30 000
lat świetlnych od centrum galaktyki i krąży wokoło
centrum z prędkością 220 km/sęk.
Przyjmuje się, że Układ Słoneczny powstał z
wirującej zagęszczonej materii międzygwiezdnej
ok. 6 mld lat temu. Według jednej z teorii, Słońce i
planety powstały niemal równocześnie z obłoku
materii zagęszczającej się w części centralnej.
Wraz z kurczeniem się materii rosła jej
temperatura i ciśnienie oraz prędkość ruchu
wirowego. Z centralnej części zagęszczenia
powstał zalążek Słońca. Wirujące dookoła niego
pyły zderzały się i tworzyły coraz większe bryły, co
dało
początek
planetom.
Zróżnicowanie
temperatury w poszczególnych miejscach układu
zadecydowało o składzie chemicznym i gęstości
praplanet. Formowanie się planet polegało na
skupianiu się w ich jądrach ciężkich substancji. W
ten sposób powstały koncentryczne warstwy o
różnym składzie chemicznym, które zbudowały
planety. Powolne stygnięcie wnętrza doprowadziło
do powstania na powierzchni niektórych planet
sztywnej skorupy skalnej.
8. Budowa Układu Słonecznego
Składnikami Układu Słonecznego są planety i ich
księżyce, planetoidy, komety, meteoroidy i materia
międzyplanetarna. Wszystkie wymienione ciała
niebieskie krążą wokół Słońca, utrzymywane siłami
jego grawitacji.
Układ Słoneczny ma kształt zbliżony do dysku.
Niemal cała masa Układu
skupiona jest w Słońcu - 99,87%.
Słońce - jest gwiazdą średniej wielkości,
zbudowaną głównie z wodoru (ok. 70%) i helu (ok.
27%). W jego wnętrzu zachodzą reakcje termojądrowe będące źródłem energii słonecznej.
Temperatura powierzchni Słońca wynosi ok.
5500°C, natomiast jego wnętrza ok. 14 min °C.
Przejawem aktywności są wybuchy materii wyrzucanej przez Słońce na duże odległości, widoczne z
Ziemi w postaci rozbłysków. Z Ziemi widoczne są
również plamy słoneczne. Są to obszary
promieniujące znacznie słabszym światłem - stąd
wrażenie ciemnej barwy. Ich ilość, wielkość,
kształt
i
położenie
ulegają
zmianom.
W
zwiększonej ilości plamy na Słońcu pojawiają się
co ok. 11-12 lat. Oblicza się, że w ciągu jednej
sekundy na skutek promieniowania Słońce traci 5
min ton swojej masy.
Planety typu ziemskiego - to Merkury, Wenus,
Ziemia i Mars. Mają niewielkie rozmiary, natomiast
bardzo dużą gęstość budującej je materii.
Wszystkie mają metaliczne jądro i twardą skorupę
zbudowaną głównie ze skał krzemianowych.
Otoczone są atmosferą o różnym składzie
chemicznym, różnej gęstości i grubości. Na
powierzchni wszystkich planet tej grupy znajdują
się ślady uderzeń meteorytów i ślady działalności
wulkanicznej. Planety typu ziemskiego, ze względu
na swoje położenie w Układzie Słonecznym, tworzą
grupę planet wewnętrznych.
Planety olbrzymie - należą do nich Jowisz,
Saturn, Uran i Neptun. Mają znacznie większe
średnice niż planety wewnętrzne, natomiast
znacznie mniejszą gęstość materii, z której są
zbudowane. Przypuszczalnie są to gazowe bryły,
zbudowane głównie z wodoru, posiadające
niewielkie stałe jądra, nie mają natomiast skalistej
skorupy. Przypuszcza się również, że gazy
budujące planety olbrzymie są pod tak dużym
ciśnieniem, że pod jego wpływem ulegają
skropleniu. Planety mogą być więc kulami cieczy,
utrzymującymi swój kształt dzięki sile grawitacji.
Badanie planet olbrzymich jest utrudnione z
powodu ich gęstych atmosfer, składających się z
wodoru, helu, metanu i amoniaku. Charaktery-
styczną cechą tych planet jest duże spłaszczenie
biegunowe, będące skutkiem bardzo szybkiego
ruchu obrotowego. Planety olbrzymie posiadają
liczne księżyce i pierścienie utworzone z pyłów
rozproszonej materii (np. Jowisz i Uran) lub bryłek
lodu (np. Saturn).
Księżyce - ciała niebieskie krążące wokół planet.
Liczba księżyców obiegających planety jest różna:
Ziemia i Pluton są okrążane przez l księżyc, Mars
przez 2, Jowisz przez 16, a Saturn przez 23.
Księżyce na ogół nie posiadają atmosfery.
Z Ziemi obserwujemy oświetloną w dużym stopniu
tę stronę Księżyca, która jest zwrócona w kierunku
Ziemi. Czas obiegu Księżyca jest równy okresowi
jego obrotu (27 dni 7 godzin 43 minuty), przez co
mieszkańcy Ziemi mogą obserwować tylko jedną
stronę tego naturalnego satelity naszego globu.
Obserwujemy fazy Księżyca. Należą do nich: nów gdy Księżyc znajduje się między Ziemią i Słońcem
a jego tarcza jest niewidoczna, pierwsza kwadra
- widzimy oświetloną połowę tarczy Księżyca,
pełnia - widoczna jest cała tarcza Księżyca,
trzecia kwadra - widoczna druga połowa tarczy
Księżyca.
Planetoidy (asteroidy) - małe ciała niebieskie o
nieregularnych
kształtach
i
średnicach
od
kilkudziesięciu do kilkuset kilometrów, krążące
między planetami wokół Słońca. Największe z nich
to Ceres, Pallas i Vesta. Obecnie znanych jest
ponad 3000 planetek. Przypuszcza się, że planetki
są szczątkami jednej wielkiej planety, która
niegdyś obiegała Słońce między orbitami Marsa i
Jowisza i uległa rozbiciu.
Komety - małe ciała niebieskie, poruszające się
okresowo wokół Słońca po bardzo wydłużonych
torach. Są to bryły zbudowane z dwutlenku węgla,
amoniaku i metanu zmieszanych z pyłem i
spojonych lodem. Obecnie znamy około 1000
komet, z których np. kometa Halleya pojawia się
co 75 lat. Gdy kometa zbliża się do Słońca,
powstaje wokół jej jądra pyłowo-gazowa otoczka,
tzw. koma, która wraz z jądrem stanowi głowę
komety.
Kometa
posiada
również
warkocz
składający się z pyłów i gazów pochodzących z
głowy komety. Warkocz może mieć długość
kilkuset milionów kilometrów. Po przejściu obok
Słońca warkocz i koma zanikają. Wyparowywanie
lodowego spoiwa komety powoduje rozluźnienie
jądra i z biegiem czasu jego rozpad na meteoroidy.
Meteoroidy - skalne bryły materii i drobnego
pyłu, krążące w Układzie Słonecznym. Po wejściu
w
atmosferę
ziemską
wywołują
zjawisko
świecenia— spalaj ą się częściowo lub całkowicie i
noszą
nazwę
meteorytów.
Spadające
na
powierzchnię Ziemi meteory najczęściej są
bryłami
kamiennymi
(krzemiany),
rzadziej
kamienno-żelaznymi lub żelaznymi.
Materia międzyplanetarna - to drobne ziarna
pyłów kosmicznych, rozrzedzone gazy i plazma,
tworzące skupiska, tzw. roje krążące dookoła
Słońca.
9. Położenie i ruch planet w Układzie
Słonecznym
Do czasów Mikołaja Kopernika (1473 - 1543)
sądzono, że centralne miejsce w Układzie
Słonecznym
zajmuje
Ziemia.
Przyjmowano
geocentryczny model Wszechświata, opracowany
w II w n.e. przez Ptolemeusza. Według tego
modelu
centrum
Wszechświata
zajmowała
nieruchoma Ziemia, wokół której krążyły po
sferach (orbitach) kolejno: Księżyc, Merkury,
Wenus, Słońce, Mars, Jowisz, Saturn i gwiazdy
stałe, tzn. nie zmieniające położenia względem
siebie, lecz krążące dookoła Ziemi.
W
1543
r.
została
opublikowana
teoria
heliocentryczna, której twórcą był Mikołaj
Kopernik. Według teorii Kopernika centrum
Wszechświata zajmuje nieruchome Słońce, wokół
którego po orbitach kołowych krążą planety
znajdujące się również w mchu obrotowym
dookoła własnej osi. Teorię heliocentryczną uznano
dopiero w XVII w. W latach 1609-1619 J. Kepler
ogłosił teorię dotyczącą ruchu planet, w której
modyfikuje teorię heliocentryczną, a mianowicie
dowodzi, że orbity planet mają kształt elipsy,
natomiast Słońce znajduje się w jednym z jej
ognisk. Odkrycie przez I. Newtona prawa
powszechnego ciążenia wyjaśnia eliptyczny kształt
orbit.
Obecny
stan
wiedzy
z
zakresu
budowy
Wszechświata należy przyjąć jako jeden z etapów
jego poznawania. Współczesne możliwości badania
Kosmosu w każdym momencie mogą przynieść
nowe odkrycia dotyczące zarówno nowych,
nieznanych dotąd ciał niebieskich, jak i budowy
obiektów już poznanych. Współczesny stan wiedzy
dotyczący budowy i cech Układu Słonecznego
przedstawia zamieszczona niżej tabela.
Z przedstawionego zestawienia wynika, że:
• wielkość planet zwiększa się w miarę oddalania
od Słońca i krańców Układu w stronę jego części
środkowej;
• w miarę oddalania się od Słońca prędkość ruchu
planet po orbicie zmniejsza się, co dodatkowo
wydłuża okres obiegu wokół Słońca;
•
prędkość ruchu planet wokół własnej osi
zwiększa się w miarę oddalania od Słońca (poza
Plutonem). Inne cechy ruchu planet to:
•
położenie płaszczyzn orbit planet niemal w
jednej płaszczyźnie,
•
zgodność kierunku ruchu planet po orbitach z
kierunkiem ruchu obrotowego Słońca,
•
zgodność kierunku ruchu obrotowego planet
wokół własnej osi z kierunkiem ruchu obiegowego
(poza Wenus i Uranem, które wirują w kierunku
przeciwnym).
10. Kształt i rozmiary Ziemi
Współcześnie ani kształt, ani rozmiary Ziemi nie
budzą wątpliwości. Jednakże rozwój wiedzy na te
tematy przechodził skomplikowane losy, wśród
których należy wymienić następujące pomiary i
poglądy:
• Pitagoras (VI w. p.n.e.) - pierwszy pogląd o
kulistości
Ziemi
wysunięty
z
rozważań
filozoficznych - kula ma idealny kształt.
• Arystoteles (IV w. p.n.e.) - pierwsze dowody
na kulistość Ziemi, a mianowicie:
- widnokrąg w kształcie okręgu,
- kolistość cienia Ziemi na Księżycu w czasie jego
częściowego zaćmienia,
- stopniowe wyłanianie się obiektów zza linii
horyzontu zasłoniętych przez krzywiznę Ziemi, np.
statków począwszy od wierzchołków masztów, gór
od ich szczytów.
•
Eratostenes (III w. p.n.e.) - pierwszy
pomiar wielkości Ziemi dokonany na podstawie
obserwacji astronomicznych przy przyjęciu trzech
założeń, a mianowicie:
— Ziemia jest kulą,
— promienie słoneczne oświetlające Ziemię przy
jej powierzchni są do siebie równoległe,
— miejscowości, w których dokonywany jest
pomiar - Syene (dzisiejszy Asuan) i Aleksandria położone są na tym samym południku.
Pomiar Eratostenesa polegał na zmierzeniu
wysokości Słońca nad horyzontem w momencie
górowania, w dniu przesilenia letniego, w Aleksandrii. Zmierzony kąt był odchylony od zenitu o 7° l
T. Tego samego dnia, w południe w Syene Słońce
jest w zenicie - nad horyzontem widoczne jest pod
kątem 90°. Różnicę wysokości Słońca w momencie
górowania
w
tych
dwóch
miejscowościach
Eratostenes potraktował jako różnicę szerokości
geograficznej tych miejscowości. Znając odległość
między miastami, do obliczenia obwodu Ziemi
zastosował twierdzenie Talesa-jeśli dwie proste
równoległe przecięte są trzecią prostą, to
odpowiednie pary kątów są równe. Na tej
podstawie obliczył obwód Ziemi (długość równika)
na ok. 40 tyś. km i promień Ziemi na ponad 6 tyś.
km. W pomiarze Eratostenesa miarą odległości był
stadia! egipski, którego długość nie jest nam
dokładnie znana - najprawdopodobniej wynosił on
157,5 m. Obliczenia Eratostenesa odbiegają
niewiele od obecnie przyjętych rozmiarów Ziemi,
mimo że popełnił on błąd, przyjmując położenie
Syene i Aleksandrii na tym samym południku.
•
Ptolemeusz (II w n.e.) - obliczył obwód
Ziemi na ok. 30 tyś. km na podstawie pomiaru
wysokości gwiazd w momencie ich górowania nad
linią horyzontu. Błąd Ptolemeusza zaważył na
obliczeniach długości drogi do Indii przez K.
Kolumba.
•
Jean Picard (1669) - dokonał pomiaru
wielkości Ziemi, stosując metodę triangulacji
polegającą na zastosowaniu sieci trójkątów
prostokątnych wyznaczonych na powierzchni
Ziemi. Wyniki otrzymane przez J. Picar-da różniły
się od obecnie przyjmowanych wartości zaledwie o
0,1%.
• Izaak Newton (1687) - przyjmując za pewnik
teorię Kopernika o ruchu Ziemi dookoła własnej
osi, wywnioskował, że ruch ten mógł spowodować
spłaszczenie Ziemi przy biegunach i jej kształt
podobny do elipsoidy obrotowej. Wniosek I.
Newtona
potwierdzono
licznymi
badaniami
prowadzonymi w ciągu XVIII i XIX w.
Udoskonalenie metod badawczych w XX w., a w
szczególności
rozwój
geodezji
satelitarnej,
pozwoliły na przeprowadzenie bardzo dokładnych
pomiarów wielkości i kształtu Ziemi. Przede
wszystkim zauważono, że kierunek działania siły
ciężkości, tj. pion, w wielu miejscach odchyla się
od
kierunku
prostopadłego
do uogólnionej
powierzchni Ziemi. Przez powierzchnię uogólnioną
należy rozumieć powierzchnię wyrównaną - bez
wzniesień na kontynentach i obniżeń dna
oceanicznego.
Zaobserwowane
odchylenia
tłumaczy się nierównomiernym rozmieszczeniem
skał o różnej gęstości w skorupie ziemskiej.
Dlatego przyjęto, że Ziemia ma kształt geoidy, tj.
bryły, której powierzchnia jest w każdym miejscu
prostopadła do pionu wyznaczonego przez siłę
ciężkości. Powierzchnia geoidy na obszarach
lądowych przebiega z reguły poniżej rzeczywistej
powierzchni Ziemi. Natomiast w stosunku do
powierzchni
elipsoidy,
powierzchnia
geoidy
przebiega na obszarach lądowych powyżej, a w
obrębie oceanów poniżej.
Stwierdzono ponadto, że równik nie jest okręgiem
lecz elipsą, której półosie różnią się o 230 m.
Półkula północna jest większa od półkuli południowej, natomiast spłaszczenie biegunowe jest
nieco większe na półkuli południowej. Ponadto
równoleżniki na półkuli północnej są krótsze niż
odpowiadające
im
równoleżniki
południowej.
Współcześnie
następujące rozmiary Ziemi:
na
półkuli
przyjmujemy
• średni promień równikowy - 6 378 km
•
średni promień biegunowy - 6 357 km
•
średnie spłaszczenie biegunowe - l :298,257
• obwód równika - 40 075 km
•
• powierzchnia Ziemi - 510 min km
objętość Ziemi - l 083 mld km3
11. Cechy obrotowego ruchu Ziemi
Widoma w ciągu dnia wędrówka Słońca po
sklepieniu niebieskim przez wieki utrzymywała
ludzkość w przekonaniu, że Słońce i gwiazdy krążą
wokół Ziemi. Dziś wiemy, że jest ona jedną z
konsekwencji obrotu Ziemi dookoła własnej osi,
czyli
ruchu
obrotowego
(wirowego).
Najważniejszymi cechami obrotowego ruchu Ziemi
są:
• Ziemia wykonuje pełny obrót w ciągu tzw. doby
gwiazdowej, która trwa 23 godz. 56 min. 04 sęk.
Natomiast doba słoneczna to okres czasu, równy
24 godzinom, który upływa między dwoma
kolejnymi górowaniami Słońca na tym samym
południku.
• Ziemia obraca się z zachodu na wschód.
• Oś obrotu Ziemi nachylona jest do płaszczyzny
orbity pod kątem 66°33'.
•
Wszystkie punkty położone na powierzchni
Ziemi (poza biegunami) w czasie pełnego obrotu,
tj. 23 godz. 56 min. 04 sęk., zakreślają okręgi w
płaszczyźnie prostopadłej do osi obrotu.
Długość drogi pokonywanej w czasie pełnego
obrotu, przez punkty położone na powierzchni
Ziemi, zmniejsza się wraz z oddalaniem od równika
w kierunku biegunów.
Prędkość liniowa punktów, tj. prędkość mierzona
wzdłuż linii zataczanych okręgów, maleje wraz ze
wzrostem szerokości geograficznej. Na równiku
jest największa i wynosi 1669 km/h. Każdy punkt
położony na powierzchni Ziemi w ciągu 24 godzin
zmienia swoje położenie o 360° niezależnie od
wielkości okręgu, który zatacza. Zatem prędkość
kątowa wszystkich punktów na Ziemi jest taka
sama.
12. Konsekwencje ruchu obrotowego
Ziemia nie jest ciałem przezroczystym i nie
przepuszcza promieni słonecznych. Dlatego Słońce
widoczne jest tylko po tej stronie Ziemi, która
zwrócona jest w jego kierunku - zjawisko dnia.
Natomiast po przeciwnej stronie Ziemi, Słońce nie
jest widoczne - na obszarach tych występuje noc.
Granica między dniem i nocą dzieli kulę ziemską
na dwie równe części, co oznacza, że oświetlona
jest zawsze połowa Ziemi, podczas gdy druga
połowa kuli znajduje się w cieniu, mimo że granica
ta zmienia swoje położenie (patrz: Planeta Ziemia,
rozdz. 10). Gdyby Ziemia nie wykonywała ruchu
wokół własnej osi, na danym obszarze mielibyśmy
do czynienia ze stale trwającym dniem lub ciągłą
nocą.
Najważniejszymi następstwami obrotowego ruchu
Ziemi są:
następstwo dnia i nocy - w wyniku ruchu
obrotowego każdy punkt na powierzchni Ziemi
wyłania się z nocnego cienia, jest oświetlany przez
Słońce (dzień) i ponownie kryje się w mroku
nocnego cienia. Mamy do czynienia z ciągłym
następstwem dnia i nocy (- noc - dzień - noc, itd.).
pozorna wędrówka Słońca po sklepieniu
niebieskim w ciągu dnia - ten pozorny ruch
odbywa się ze wschodu na zachód, czyli w
kierunku przeciwnym do ruchu Ziemi. Gdy
obserwowany
punkt
na
powierzchni
Ziemi
przekracza granicę nocy i dnia. Słońce wyłania się
zza linii horyzontu - moment wschodu Słońca. W
miarę upływu dnia Słońce wznosi się nad linią
horyzontu, do momentu gdy obserwowany punkt
w wyniku obrotu Ziemi znajdzie się dokładnie na
wprost Słońca. Jest to moment południa
słonecznego. Słońce jest wtedy położone
najwyżej nad linią horyzontu. Od tego momentu
Słońce widoczne jest coraz niżej nad linią
horyzontu, aż skryje się za nią - zachód Słońca.
Zmiany wysokości Słońca nad horyzontem
obserwowane w ciągu dnia powodują dobowe
zmiany temperatury -- im większa wysokość
Słońca,
tym
wyższa
temperatura.
Zmiany
temperatury wpływają na zmianę ciśnienia i
wilgotności powietrza oraz aktywność organizmów
żywych.
następstwo czasu - zmiana wysokości Słońca
nad horyzontem w ciągu dnia jest podstawą
dobowej
rachuby
czasu.
Dobę
słoneczną
podzielono na 24 godziny, z których każda ma 60
minut.
Moment,
w
którym
półpłaszczyzna
południka „przecina" środek tarczy słonecznej
(znajduje się dokładnie na wprost Słońca), to
moment południa słonecznego. W czasie
południa słonecznego Słońce góruje, tzn. znajduje
się najwyżej nad linią horyzontu w ciągu swej
pozornej, dziennej wędrówki. Południe słoneczne
występuje w tym samym momencie we wszystkich
punktach położonych na tym samym południku.
Moment południa słonecznego określono jako
godzinę 1200. Dokładnie po przeciwnej stronie
Ziemi, tzn. na południku przeciwnym w stosunku
do południka, na którym jest moment południa
słonecznego,
występuje
słoneczna
północ
określana jako godz. 2400. Obrót Ziemi z zachodu
na wschód sprawia, że wszystkie miejsca położone
na wschód od południka, na którym jest godzina
1200, górowanie Słońca miały wcześniej, natomiast
wszystkie punkty położone na zachód od tego
południka dopiero będą miały południe słoneczne.
widomy ruch sfery niebieskiej - wszystkie ciała
niebieskie pozornie wędrują ze wschodu na
zachód. Nieruchome są jedynie bieguny niebieskie
-- północny w pobliżu Gwiazdy Polarnej,
południowy w gwiazdozbiorze Krzyża Południa.
Pozorny ruch sfery niebieskiej odbywa się w
płaszczyznach prostopadłych do osi ziemskiej.
Dlatego gdy obserwujemy gwiazdy z Bieguna
Północnego, spostrzegamy, że Gwiazda Polarna
jest nieruchoma, a pozostałe gwiazdy zataczają
wokół niej współśrodkowe okręgi. Obserwując nocą
niebo z niższej szerokości geograficznej, gwiazdy
zmieniają swoją wysokość nad horyzontem, tj.
wschodzą, górują i zachodzą, poza Gwiazdą
Polarną (na półkuli północnej), która nie zmienia
swego położenia. W ciągu dnia promieniowanie
słoneczne powoduje, że inne gwiazdy stają się
niewidoczne.
biegunowe spłaszczenie Ziemi - spowodowane
działaniem siły odśrodkowej powstającej w wyniku
obrotu dookoła osi. Spłaszczenie Ziemi na
biegunach wpływa na zróżnicowanie przyciągania
ziemskiego, które rośnie wraz ze wzrostem
szerokości geograficznej.
• sita Coriolisa - spowodowana zróżnicowaną
prędkością liniową punktów położonych na różnych
szerokościach geograficznych. Polega na zmianie
kierunku ciał będących w ruchu. Ponieważ działa
prostopadle
do
kierunku
ruchu,
powoduje
odchylenie będących w ruchu ciał w prawo na
półkuli północnej i w lewo na półkuli południowej.
Siła Coriolisa jest przyczyną odchylenia kierunku
wiatrów cyklonalnych i antycyklonalnych (patrz:
Atmosfera ziemska, rozdz. 8, rozdz. 11), skręcania
pasatów i prądów morskich oraz silniejszego
podcinania brzegów przez rzeki - na półkuli
północnej prawych, na półkuli południowej lewych.
13. Astronomiczne podstawy orientacji na
Ziemi
Ruch Ziemi wokół własnej osi jest podstawą
orientacji na Ziemi. Położenie dowolnego punktu
na kuli ziemskiej wyznacza się bowiem za pomocą
współrzędnych geograficznych, które wynikaj ą
z ruchu obrotowego.
Z wyjątkiem biegunów, wszystkie punkty położone
na powierzchni Ziemi w wyniku ruchu obrotowego,
zataczają równoległe w stosunku do siebie
okręgi, położone w płaszczyźnie prostopadłej do
osi obrotu. Są to równoleżniki, z których
najdłuższym jest równik. Przebieg równoleżników
wyznacza dwa kierunki główne tj. wschód i zachód.
Równik stanowi jedną z dwóch głównych osi
układu współrzędnych geograficznych, gdyż dzieli
Ziemię na półkulę północną i południową. Przez
każdy punkt na Ziemi przechodzi tylko jeden
równoleżnik. Aby precyzyjnie określić położenie
punktu w stosunku do równika, należy obliczyć
jego odległość od równika, czyli wyznaczyć
szerokość geograficzną. Szerokość geograficzna
(oznaczana literą (p) to kąt zawarty między
płaszczyzną równika a promieniem ziemskim
przechodzącym przez dany punkt na powierzchni
Ziemi. Określa się ją na podstawie położenia
gwiazd znajdujących się w pobliżu biegunów
niebieskich, tj. Gwiazdy Polarnej i Gwiazdozbioru
Krzyża Południa względem równika, bieguna i
płaszczyzny horyzontu, nad którym są widoczne.
Na równiku gwiazdy te widoczne są na linii
horyzontu, zatem ich wysokość równa się 0°. Stąd
szerokość geograficzna równika wynosi również 0°.
W miarę przesuwania się od równika na północ lub
południe, kąt, pod jakim widoczne są te gwiazdy,
zwiększa
się.
Rośnie
również
szerokość
geograficzna. Na biegunach Gwiazda Polarna i
Krzyż Południa świecą w zenicie, zatem z biegunów
ziemskich widoczne są pod kątem 90°. Stąd
szerokość geograficzna biegunów wynosi również
90°.
Przyjmujemy
zatem,
że
szerokość
geograficzna punktu (miejsca obserwacji) równa
się wysokości, na jakiej jest widoczna nad linią
horyzontu Gwiazda Polarna - na półkuli północnej
lub Krzyż Południa - na półkuli południowej.
Szerokość geograficzną można również obliczyć na
podstawie
wysokości
Słońca
w
momencie
górowania, tj. w momencie południa słonecznego.
Sposób dokonywania tego obliczenia zostanie
przedstawiony w rozdz. 10.
Ruch obrotowy Ziemi był również podstawą
wyznaczania południków, które przeprowadzono na
podstawie obserwacji pozornej wędrówki Słońca po
sklepieniu niebieskim w ciągu dnia. Aby łatwiej
było zrozumieć zasadę wyznaczania południków,
można posłużyć się doświadczeniem, w którym
globus zostanie oświetlony silnym światłem, tak
jak Ziemia promieniami słonecznymi. Na globusie
można wtedy zauważyć wyraźną granicę między
dniem i nocą. Po wprowadzeniu globusa w ruch
obrotowy zgodny z kierunkiem ruchu Ziemi granica
ta w stosunku do powierzchni Ziemi przesunie się.
Dalszy ruch spowoduje dalsze przesunięcie
granicy. Granicą między oświetloną (dzień) i
zaciemnioną (noc) częścią globusa uznajemy za
momenty wschodu i zachodu Słońca.
Przedmioty, ustawione pionowo do powierzchni
Ziemi,
oświetlone
promieniami
słonecznymi,
rzucają cień. Jest on najkrótszy w momencie
południa
słonecznego.
Jeśli
na
naszym
doświadczalnym globusie wzdłuż jednego z południków umieścimy takie przedmioty jak np. szpilki,
okaże się, że najkrótszy cień będą one rzucały w
jednym momencie. Ponadto cienie te ułożą się w
jedną linię przebiegającą na powierzchni globusa
od jednego do drugiego bieguna --wyznaczą
południk. Południk jest to zatem zbiór punktów
mających w tym samym momencie południe
słoneczne. Uogólniając można powiedzieć, że
punkty położone na tym samym południku mają
ten sam czas wyznaczany przez Słońce. Przez
każdy punkt położony na powierzchni Ziemi
przechodzi tylko jeden południk.
Wszystkie południki zbiegają się na biegunach,
wyznaczają zatem kierunek północy i kierunek
południa. Ponieważ mają taki sam kształt i taką
samą długość, każdy z nich może stanowić
początek układu. Przyjęto, że południkiem
początkowym, będącym drugą główną osią układu
współrzędnych geograficznych (pierwszą jest
równik),
jest
południk
przechodzący
przez
Obserwatorium w Greenwich w Londynie i
oznaczono go wartością 0°. Południk początkowy
(zerowy) wraz z południkiem leżącym po przeciwnej stronie kuli ziemskiej, tj. południkiem 180°,
dzieli Ziemię na półkulę wschodnią i zachodnią. W
celu określenia położenia każdego dowolnego
punktu
na
Ziemi
względem
południka
początkowego
posługujemy
się
długością
geograficzną. Długość geograficzna (oznaczana
literą K) to kąt dwuścienny zawarty między
półpłaszczyzną południka 0° i półpłaszczyzną
południka przechodzącego przez dany punkt na
powierzchni Ziemi. Długość geograficzna jest
miarą kątową wynikającą z prędkości kątowej
punktów będących w ruchu obrotowym i ma ścisły
związek z miejscowym czasem słonecznym, co
zostanie szczegółowo omówione w następnym rozdziale.
14. Dobowa rachuba czasu
Pełny obrót Ziemi wokół własnej osi trwający l
dobę sprawia, że wszystkie punkty położone na
powierzchni Ziemi, z wyjątkiem biegunów,
zakreślają okręgi, czyli zmieniają swoje położenie o
360°. Mają zatem taką samą prędkość kątową,
niezależnie od szerokości geograficznej, na której
są położone. Ponieważ dób; podzielono na 24
godziny, zatem każdy punkt w ciągu l godziny
przesuwa się o 15° (360° : 24 h). Skoro w ciągu l
godziny równej 60 minutom punkt na powierzchni
Ziemi pokonuje łuk kąta o wartości 15°, to
przesunięcie o kąt wartości l ° nastąpi w ciągu 4
minut (60' : 15°). Przedstawione wyliczenie jest
podstawą obliczania różnicy czasu słonecznego
punktów mających różną długość geograficzną, jak
i obliczania różnicy długości geograficznej na
podstawie różnicy czasu.
Słoneczny czas miejscowy to czas wyznaczany
dla danego południka na podstawie położenia
Słońca na sferze niebieskiej. Jest on taki sam dla
całego południka miejscowego, lecz inny, w danym
momencie, dla każdego innego południka. Jeśli np.
na 19° długości geograficznej wschodniej jest
godz. 1200, to na południku 20° długości
wschodniej, który zgodnie z kierunkiem ruchu
Ziemi osiągnął moment południa słonecznego o 4
minuty wcześniej, jest godz. 1204. Z kolei południk
18° długości wschodniej moment południa
słonecznego będzie miał dopiero za 4 minuty,
zatem miejscowy czas słoneczny tego południka
wynosi li5. Stosowanie w praktyce miejscowego
czasu słonecznego jest wyjątkowo uciążliwe, gdyż
wymaga np. w czasie podróży w kierunku
wschodnim lub zachodnim ciągłego przesuwania
wskazówek zegara. Dlatego w drugiej połowie XIX
w. wprowadzono czas strefowy.
Czas strefowy to czas umowny obowiązujący w
danej strefie. Na Ziemi wydzielono 24 południkowe
strefy czasowe obejmujące po 15° długości
geograficznej. Czas w strefach sąsiadujących ze
sobą różni się o jedną pełną godzinę. W całej
strefie obowiązuje ten sam czas. Odpowiada on
wartości
czasu
słonecznego
południka
przechodzącego przez środek strefy. Za południki
takie przyjęto południk 0°, 15° oraz wielokrotność
15 na wschód i na zachód od południka
początkowego.
Granice
stref
czasowych
przechodzą zatem wzdłuż południków położonych o
7° 30' na wschód i 7° 30' na zachód od
środkowych południków stref czasowych. Często
strefy czasowe mają swoje nazwy, np. strefa
położona między 7° 30' E a 22° 30' E to strefa
czasu
środkowoeuropejskiego.
Nazwy
stref
pochodzą
od
nazwy
położonego
w
niej
największego miasta, części kontynentu lub krainy
geograficznej.
Czas uniwersalny UT (Uniwersał Time) - to czas
słoneczny południka 0° stosowany jako podstawa
wszelkiej rachuby czasu na całym świecie.
Odpowiednio do czasu nazwano strefę wyznaczoną
przez południki 7° 30' E i 7° 30' W jako strefę
czasu uniwersalnego. W stosunku do czasu
uniwersalnego podaje się czas pozostałych stref,
dodając lub odejmując od niego pełne godziny, np.
• UT + l Oh to czas strefy, w której Słońce góruje
10 godzin wcześniej niż na południku 0°, czyli czas
strefy między 142° 30' E a 157° 30' E z
południkiem środkowym 150° E;
• UT - l Oh to czas strefy wyznaczonej przez
południki 142° 30' W a 157° 30'W z południkiem
środkowym 150° W, w której Słońce górować
będzie l O godzin później niż na południku 0°.
Czas urzędowy (ustawowy, oficjalny) - tj. czas
ustalony urzędowo. Czas urzędowy ustala się w
państwach małych terytorialnie, w których
niewielki obszar odcina południk będący granicą
strefy czasowej. Aby na stosunkowo małym
obszarze nie stosować dwóch czasów, modyfikuje
się granicę strefy czasowej, przesuwając ją na
granicę polityczną. Sytuacja taka występuje
praktycznie
na
wszystkich
zamieszkiwanych
obszarach. Ponadto w wielu państwach, ze
względu na oszczędność energii, wprowadza się
urzędowy czas letni i urzędowy czas zimowy.
Przykładem jest Polska, gdzie czas słoneczny
południka 30° E przyjmuje się jako czas letni, a
czas słoneczny południka 15° E jako czas zimowy.
Czas zimowy w Polsce jest zgodny ze strefą
czasową, w której Polska jest położona.
Granica zmiany daty - wprowadzenie stref
czasowych spowodowało konieczność ustalenia
granicy zmiany daty. Przesuwając się od strefy
czasu uniwersalnego na wschód, gdy osiągniemy
strefę z południkiem środkowym 180°, czas w
stosunku do czasu uniwersalnego będzie wynosił
UT + 12h. Z kolei przy przesuwaniu się w kierunku
zachodnim, zgodnie z zasadami rachuby czasu, ta
sama strefa z południkiem środkowym 180° będzie
miała czas UT – 12h. Dlatego wzdłuż południka
180° przeprowadzono międzynarodową granicę
zmiany daty. Przyjęto zasadę, że obszary lądowe
przecięte przez południk 180° muszą w całości
znajdować się po jednej stronie tej granicy.
Przekraczanie granicy zmiany daty powoduje
„zgubienie" lub „zyskanie" dnia przy zachowaniu
godziny. Jeśli linię zmiany daty przekraczamy od
strony półkuli wschodniej (UT + 12h) ku zachodniej
czyli przemieszczamy się na wschód, na półkuli
zachodniej (UT –12h) jeszcze danej daty nie było zyskujemy jeden dzień. Przy przekroczeniu granicy
od strony półkuli zachodniej (UT - 12h) znajdziemy
się na półkuli wschodniej (UT + 12h), gdzie data, z
którą przekraczamy granicę była dobę wcześniej gubimy jeden dzień.
15. Obieg Ziemi dookoła Słońca
Ziemia, będąc jedną z planet Układu
Słonecznego, wykonuje, tak jak pozostałe planety
Układu, ruch obiegowy dookoła Słońca. Ruch ten
odbywa się po orbicie zbliżonej kształtem do
elipsy. Pełny obieg Ziemi dookoła Słońca trwa 365
dni 5 godzin 49 minut 9 sekund, czyli rok.
Ziemia obiega Słońce ze średnią prędkością 30
km/sęk. Kształt orbity oraz położenie Słońca w
jednym z ognisk elipsy powodują, że odległość
Ziemi od Słońca zmienia się w ciągu roku.
Najmniejsza jest w peryhelium przypadającym na
dzień 2 stycznia i wynosi 147 min km, największa
w dniu 3 lipca w tzw. aphelium i wynosi 152 min
km. Ruch obiegowy Ziemi, tak jak jej obrót wokół
własnej osi, odbywa się z zachodu na wschód. W
ciągu całego roku oś Ziemi zachowuje stałe
nachylenie do płaszczyzny orbity wynoszące
66° 33', nie zmienia się również jej kierunek.
Stałe położenie osi ziemskiej powoduje zmianę
oświetlenia różnych części Ziemi w ciągu roku, co
jest przyczyną:
•
zmian wysokości Słońca nad horyzontem, w
momencie górowania, w ciągu roku. W zależności
od wysokości Słońca zmienia się ilość energii
cieplnej pochłanianej przez powierzchnię Ziemi. Im
wysokość
Słońca
jest
wyższa,
tym
ilość
dostarczanego ciepła na jednostkę powierzchni jest
większa. Przy małej wysokości Słońca zwiększa się
oświetlana powierzchnia i energia cieplna ulega
rozproszeniu.
• występowania termicznych pór roku zależnych
od zmian wysokości Słońca nad horyzontem w
momencie górowania
• zmian miejsc wschodu i zachodu Słońca w ciągu
roku
• zmian długości trwania dnia i nocy w zależności
od astronomicznej pory roku
• występowania zjawiska dnia i nocy polarnej
na obszarach podbiegunowych
•
strefowości oświetlenia Ziemi powodującej
strefowość klimatyczną, glebową i szaty roślinnej
16. Oświetlenie Ziemi w ciągu roku
Pozorny ruch Słońca po sferze niebieskiej w ciągu
roku odbywa się po drodze zbliżonej do koła
zwanej
ekliptyką.
Płaszczyzna
ekliptyki
wyznaczona
jest
przez
płaszczyznę
orbity
ziemskiej i pokrywa się z nią. Ponieważ oś Ziemi
nachylona jest do płaszczyzny orbity pod kątem
66° 33', to płaszczyzna ekliptyki musi być
nachylona do płaszczyzny równika pod kątem 23°
27', co wynika z prostego wyliczenia 90° - 66° 33'
= 23° 27'. Nachylenie w stosunku do siebie obu
płaszczyzn powoduje, że w dwóch punktach
płaszczyzny te przecinają się, a w dwóch innych są
od siebie oddalone o kąt 23° 27'. Punkty przecięcia
płaszczyzny ekliptyki z płaszczyzną równika to
punkty
równonocy wiosennej i
jesiennej,
natomiast punkty największych odchyleń obu
płaszczyzn to przesilenia letnie i zimowe.
Wymienione cztery punkty stanowią początek
astronomicznych pór roku. W każdym z nich
Ziemia
oświetlona
jest
przez
Słońce
w
charakterystyczny sposób.
Równonoc wiosenna - 21 III - pierwszy dzień
astronomicznej wiosny na półkuli północnej i
pierwszy dzień astronomicznej jesieni na półkuli
południowej. Słońce tego dnia w swej pozornej
wędrówce po sklepieniu niebieskim zakreśla koło w
płaszczyźnie
równika
niebieskiego,
którego
odbiciem (umownym) na powierzchni globu jest
równik ziemski. W dniu równonocy wiosennej
Ziemia
oświetlona
jest
przez
Słońce
w
charakterystyczny sposób, a mianowicie:
- osią symetrii oświetlenia jest równik, stąd półkula
północna jest tak samo oświetlona jak półkula
południowa;
- w momencie górowania Sionce jest w zenicie
nad równikiem, co oznacza, że na równiku w
momencie górowania widoczne jest pod kątem
90°;
- wysokość Słońca nad horyzontem w momencie
górowania zmniejsza się w miarę oddalania od
równika o kąt szerokości geograficznej; - na
biegunach, w momencie południa słonecznego.
Słońce widoczne jest na linii horyzontu, co
oznacza, że jego wysokość wynosi 0°;
- granica między dniem i nocą przechodzi przez
bieguny;
- na całej Ziemi występuje zrównanie długości dnia
z długością
nocy-trwaj ą po 12 godzin.
W dniu równonocy wiosennej w każdym punkcie na
Ziemi można bardzo łatwo wyznaczyć wartość
szerokości geograficznej, ponieważ tworzy ona z
kątem, pod którym widoczne jest Słońce w
momencie południa, kąt prosty. Tego dnia dla
wszystkich
punktów
na
Ziemi
szerokość
geograficzną obliczamy według wzoru: (p = 90° h (wysokość Słońca nad horyzontem w momencie
górowania). Natomiast wysokość Słońca w
południe według wzoru h = 90° - (p. Należy przy
tym pamiętać, że Słońce w ciągu całego roku
góruje:
•
na półkuli północnej po południowej stronie
nieba,
•
na półkuli południowej po północnej stronie
nieba.
Dzień równonocy wiosennej kończy noc polarną na
biegunie północnym, na którym od tego dnia
rozpoczyna się dzień polarny, natomiast na
biegunie południowym odwrotnie. Od dnia 21
marca
rozpoczyna
się
również
wzrost
intensywności oświetlenia półkuli północnej oraz
zmniejsza się oświetlenie półkuli południowej.
Przesilenie letnie - 22 VI - pierwszy dzień
astronomicznego lata na półkuli północnej i
astronomicznej zimy na półkuli południowej.
Słońce w dniu 22 VI zakreśla w swej pozornej
wędrówce koło równoległe do równika. Ponieważ
na półkuli północnej widoczne jest na tle
gwiazdozbioru Raka, stąd równoleżnik, nad którym
świeci w zenicie, nazywamy zwrotnikiem Raka.
Oświetlenie Ziemi w dniu przesilenia letniego
cechują:
- brak symetryczności oświetlenia półkuli północnej
i południowej (lepiej oświetlona jest półkula
północna);
- w momencie górowania Słońce jest w zenicie
nad zwrotnikiem Raka;
- na północ i południe od Zwrotnika Raka wysokość
górowania Słońca nad horyzontem maleje;
- na półkuli północnej wysokości Słońca nad
horyzontem w momencie górowania są większe niż
na półkuli południowej;
- na półkuli północnej dzień jest dłuższy niż noc i
wydłuża się wraz ze wzrostem szerokości
geograficznej;
- na półkuli południowej noc jest dłuższa od dnia,
którego długość skraca się wraz ze wzrostem
szerokości geograficznej;
- długość dnia jest równa długości nocy tylko na
równiku;
- na północ od równoleżnika 66° 33' N do bieguna
północnego występuje dzień polarny, tj. dzień
trwający dłużej niż 24 godziny, co oznacza, że w
ciągu całej doby Słońce znajduje się nad linią
horyzontu; równoleżnik 66° 33' N to koło
podbiegunowe północne;
- nad biegunem północnym Słońce w południe
krąży nad linią horyzontu na wysokości 23° 27';
- na południe od równoleżnika 66° 33' S aż po
biegun południowy występuje noc polarna, czyli
noc trwająca dłużej niż 24 godziny - Słońce nie
jest widoczne nad linią horyzontu; równoleżnik 66°
33' S to koło podbiegunowe południowe;
- na biegunie południowym jest noc polarna;
- granica między dniem i nocą przebiega od koła
podbiegunowego
północnego
do
koła
podbiegunowego południowego. W dniu przesilenia
letniego na półkuli północnej większe wysokości
Słońca nad horyzontem w momencie południa
słonecznego oraz dłuższy dzień powodują, że
otrzymuje ona więcej energii słonecznej, jest
zatem cieplejsza - lato. Przeciwieństwem jest
półkula południowa, gdzie Słońce świeci w południe
na niższych wysokościach, a dzień jest krótszy od
nocy - okres zimy.
Przesilenie letnie to dzień, w którym Słońce
góruje w zenicie na szerokości geograficznej
najdalej wysuniętej na północ, w stosunku do
równika, w ciągu roku.
Obliczanie szerokości geograficznej, na podstawie
pomiaru wysokości Słońca w południe oraz
wysokości
Słońca
dla
znanej
szerokości
geograficznej, jest trudniejsze niż w dniu
równonocy. Wysokość Słońca w momencie
górowania obliczamy z zastosowaniem wzoru h =
(90° - (p) ±23° 27', przy czym:
•
dla wszystkich punktów położonych na północ
od zwrotnika Raka dodamy wartość 23° 27',
ponieważ o tyle stopni na północ od równika
przesunęło się miejsce, gdzie Słońce w południe
świeci w zenicie. Zatem o tyle stopni zwiększa się
wysokość Słońca w południe we wszystkich
punktach Ziemi położonych na północ od miejsca
zenitu Słońca.
• dla wszystkich punktów położonych na południe
od równika odejmujemy wartość 23° 27', ponieważ
o tyle stopni
zmniejszyło się oświetlenie
południowej części Ziemi w wyniku przesunięcia osi
symetrii oświetlenia z równika w kierunku północy.
Analogicznie
liczymy
szerokość
geograficzną
poszczególnych miejsc, posługując się wzorem (p
= (90° - h) ± 23° 27'.
Równonoc jesienna - 23 IX - pierwszy dzień
astronomicznej jesieni na półkuli północnej i
pierwszy dzień astronomicznej wiosny na półkuli
południowej. Położenie Ziemi w jej ruchu dookoła
Słońca jest identyczne jak w dniu równonocy
wiosennej. Identyczne jest również jej oświetlenie.
Dlatego
sposób
wyznaczania
szerokości
geograficznej na podstawie pomiaru wysokości
Słońca jest również taki sam jak 21 marca. Inna
natomiast jest sytuacja na biegunach - na biegunie
północnym rozpoczyna się noc polarna, na
południowym dzień polarny. Od dnia równonocy
jesiennej do przesilenia zimowego systematycznie
zwiększa się oświetlenie półkuli południowej i
zmniejsza półkuli północnej.
Przesilenie zimowe - 22 XII - pierwszy dzień
zimy na półkuli północnej i pierwszy dzień lata na
półkuli południowej. W dniu przesilenia zimowego
Słońce widoczne jest na tle gwiazdozbioru
Koziorożca i świeci w zenicie na zwrotniku
Koziorożca. Tak jak w dniu przesilenia letniego
półkule północna i południowa nie są oświetlone
tak samo. W dniu przesilenia zimowego półkula
południowa jest oświetlona tak jak półkula
północna w czasie przesilenia letniego. Natomiast
półkula północna przyjmuje wszystkie cechy
oświetlenia półkuli południowej z dnia 22 czerwca.
Podobne „odwrócenie" wzorów ((p = 90° - h ± 23°
27'; h = 90° - (p ± 23° 27') stosujemy przy
obliczaniu szerokości geograficznej punktu na
podstawie
pomiaru
wysokości
Słońca
nad
horyzontem w momencie górowania i obliczaniu
wysokości Słońca dla miejsc o znanej szerokości
geograficznej, tzn.
- dla wszystkich punktów położonych na północ od
równika odejmujemy wartość 23° 27',
- dla wszystkich punktów położonych na południe
od zwrotnika
Koziorożca dodajemy wartość 23° 27'.
Zróżnicowana w ciągu roku wysokość Słońca nad
horyzontem w momencie górowania na różnych
szerokościach geograficznych, wynikająca ze
stałego położenia osi ziemskiej, jest podstawą
wydzielenia stref oświetlenia Ziemi.
17. Strefy oświetlenia Ziemi
Różnice w oświetleniu poszczególnych części Ziemi
w ciągu roku są najlepiej widoczne w zestawieniu
maksymalnych i minimalnych wysokości Słońca w
momencie górowania na charakterystycznych
szerokościach geograficznych.
Analizując powyższe zestawienie, stwierdzamy, że
najwięcej cieplnej energii Słońca otrzymują
obszary
niskich
szerokości
geograficznych,
natomiast w miarę przesuwania się w kierunku
biegunów ilość dostarczanego ciepła maleje.
Wynika to ze zmniejszającej się wysokości Słońca
nad horyzontem w momencie górowania, a w ślad
za
tym
mniejszej
koncentracji
promieni
słonecznych na jednostkę powierzchni (patrz: rys.
12). Zróżnicowanie warunków oświetlenia układa
się strefowo, przy czym granice stref wyznaczają
zwrotniki i koła podbiegunowe. Biorąc pod uwagę
dwie skrajne wysokości Słońca w południe, tj. 90° i
0°, na Ziemi można wyróżnić pięć stref oświetlenia:
międzyzwrotnikową - w której Słońce góruje w
zenicie dwa razy w roku, a na każdym ze
zwrotników raz w roku. Zwrotnik Raka i Koziorożca
stanowią granicę tej strefy, ponieważ na północ lub
południe od nich Słońce nigdy nie osiąga zenitu.
Najmniejsze różnice wysokości Słońca w południe,
w skali roku, występują na równiku i dochodzą do
23° 27'. Im dalej na północ i południe od równika,
tym różnice te są większe - na zwrotnikach
dochodzą do 46° 54'. Niewielkie w ciągu roku są
także różnice długości dnia i długości nocy. Na
zwrotnikach różnica ta sięga tylko 2 godzin i
zmniejsza się wraz z szerokością geograficzną do
zera, tak że na równiku dzień i noc trwaj ą zawsze
po 12 godzin. Duże wysokości Słońca nad
horyzontem
oraz
wyrównana
długość
dnia
decydują o dużej ilości ciepła, dlatego strefa ta
nazywana jest również strefą gorącą. Strefa
międzyzwrotnikowa obejmuje ok. 40% powierzchni
Ziemi.
dwie strefy podbiegunowe - obejmujące na obu
półkulach obszary od kół podbiegunowych po
bieguny. Granice tych stref wyznaczane są przez
koła podbiegunowe, tj. równoleżniki, na których
dzień lub noc może trwać 24 godziny. Zatem tylko
w tych strefach występuje zjawisko dnia i nocy
polarnej. Czas trwania dnia lub nocy polarnej
wzrasta w kierunku biegunów, tak że na biegunie
trwają
one
po
pół
roku.
W
strefach
podbiegunowych wysokości Słońca są niewielkie,
co powoduje rozproszenie promieni słonecznych na
większych powierzchniach, a tym samym niższą
temperaturę.
Dlatego
strefy
podbiegunowe
nazywane są również zimnymi. Zajmują one niewielką powierzchnię Ziemi - ok. 8%.
dwie strefy umiarkowane - położone na obu
półkulach
między
zwrotnikami
a
kołami
podbiegunowymi. Słońce nigdy nie góruje tu w
zenicie, nigdy również dzień lub noc nie trwa dłużej
niż 24 godziny. Różnice między długością dnia i
nocy rosną wraz ze wzrostem szerokości
geograficznej do kilku godzin. Duże różnice
wysokości Słońca w momencie górowania między
latem i zimą oraz duże zróżnicowanie długości dnia
zależnie od pory roku powodują duże różnice
temperatur. W żadnej innej strefie oświetlenia nie
ma tak wyraźnie zaznaczonych termicznych pór
roku. Średnie roczne temperatury są wyższe niż w
strefach podbiegunowych i zdecydowanie niższe
niż w strefie międzyzwrotnikowej. Termicznie są to
więc strefy umiarkowane.
18. Kalendarz
Ruch
obiegowy
Ziemi
jest
przyczyną
powtarzających
się
cyklicznie
zjawisk
astronomicznych, takich jak widomy ruch Słońca i
Księżyca. Stały się one podstawą wyróżnienia
jednostek czasu dłuższych od doby, czyli
konstrukcji kalendarza;
Podstawową jednostką roku jest miesiąc i może
być wyznaczony w oparciu o obserwację Księżyca
lub Słońca. Jeśli podstawą wyznaczenia miesiąca
jest okres obiegu Księżyca wokół Ziemi, mówimy o
miesiącu
synodycznym
(księżycowym)
trwającym 29 dni 12 godzin 44 minuty i 8 sekund.
Okres
obiegu
Księżyca
wyznaczają
jego
poszczególne fazy. Miesiąc księżycowy to okres
czasu upływający między dwoma takimi samymi
fazami Księżyca, np. od jednego do drugiego
nowiu. Miesiąc synodyczny umożliwił rachubę
czasu już w VII w p.n.e. Powstał kalendarz
księżycowy, w którym rok trwał 355 dni i był
dzielony na 12 miesięcy. Do dziś kalendarz
księżycowy stosowany jest w niektórych krajach
muzułmańskich.
Okres pełnego obiegu Ziemi dookoła Słońca
trwający 365 dni 5 godzin i 49 minut, wyznaczony
na podstawie przejścia Słońca przez punkt Barana
(miejsce
przecięcia płaszczyzny ekliptyki z
płaszczyzną
równika
w
dniu
równonocy
wiosennej), nazywamy rokiem słonecznym
(zwrotnikowym). Ponieważ w różnych okresach
roku słonecznego Słońce widoczne jest na tle 12
gwiazdozbiorów, stąd rok podzielono na 12
miesięcy.
W
starożytności
długość
roku
wyznaczono na 365 dni i nocy. Różnica między
faktyczną długością obiegu Ziemi dookoła Słońca a
długością roku kalendarzowego spowodowała
rozbieżność
między
kalendarzem
a
obserwowanymi zjawiskami astronomicznymi i tym
samym konieczność dokonania poprawek w
rocznej rachubie czasu.
Kalendarz juliański - zreformowany w 45 r.
p.n.e. przez Juliusza Cezara, stary kalendarz
rzymski. Podstawą kalendarza juliańskiego jest rok
trwający 365 dni i 6 godzin (o 11 minut dłuższy od
roku zwrotnikowego). Według tego kalendarza rok
zwyczajny liczył 365 dni, natomiast co 4 lata
wyznaczono rok przestępny dłuższy o l dzień od
roku zwykłego. Ustalono również liczbę dni w
poszczególnych miesiącach, która obowiązuje do
dziś. Według kalendarza juliańskiego rok zaczynał
się w marcu (od punktu Barana). Dopiero za
czasów
Oktawiana
Augusta
początek
roku
przesunięto na l stycznia, tj. dzień obejmowania
władzy przez konsulów rzymskich. Różnica między
przyjętą długością roku kalendarzowego i roku
zwrotnikowego
powodowała
narastanie
rozbieżności między kalendarzem i obserwowanymi
zjawiskami astronomicznymi i w związku z tym
konieczność kolejnej reformy kalendarza. Dokonał
jej w 1582 r. papież Grzegorz XIII.
Kalendarz
gregoriański
zreformowany
kalendarz juliański, w którym długość roku
kalendarzowego jest większa od długości roku
zwrotnikowego tylko o 26 sekund. Długość lat
zwykłych i przestępnych pozostała taka sama.
Zmianie uległa tylko zasada wyznaczania lat
przestępnych przełomu wieków, tzn. za lata
przestępne uznaje się takie, których liczba po
odjęciu dwu zer jest nadal podzielna przez 4. Np.
lata 1700, 1800, 1900, nie były przestępnymi,
choć
wynikało
to
z
czteroletniego
cyklu
następstwa'lat przestępnych. Rok 2000 natomiast
był przestępnym, ponieważ 20 jest podzielne przez
4. W celu wyrównania narosłej różnicy między
czasem liczonym według kalendarza juliańskiego a
rokiem zwrotnikowym w 1582 r. opuszczono 10
dni, tj. po 4 października wpisano datę 15
października. Kalendarz gregoriański jest obecnie
niemal powszechnie stosowany. Polska przyjęła go
w roku 1586.
19. System przyrodniczy Ziemi
System przyrodniczy Ziemi tworzą wyodrębnione w
ciągu miliardów lat geosfery. W zależności od ich
położenia w stosunku do powierzchni Ziemi można
wyróżnić geosfery wewnętrzne i zewnętrzne.
Geosferami wewnętrznymi są jądro i płaszcz Ziemi,
natomiast zewnętrznymi atmosfera, hydrosfera,
litosfera, biosfera i pedosfera.
We wszystkich wydzielonych geosferach zachodzą
liczne
procesy
spowodowane
różnorodnymi
przyczynami. Natomiast między sferami zachodzi
wymiana energii i materii. Geosfery zatem
wzajemnie na siebie oddziaływują i wspólnie
tworzą wewnętrznie spójny system przyrodniczy.
System przyrodniczy Ziemi nie jest sumą
wszystkich sfer lecz układem geosfer powiązanych
między sobą relacjami przyczynowo-skutkowymi.
Aby go zrozumieć należy:
• poznać budowę wszystkich geosfer i procesy w
nich zachodzące,
•
zrozumieć przyczyny, przebieg i skutki
procesów
zachodzących
w
poszczególnych
geosferach,
•
poznać
związki
przyczynowo-skutkowe
warunkujące
relacje
między
poszczególnymi
sferami,
•
zrozumieć, na czym polega przepływ energii i
materii między sferami Ziemi,
• zrozumieć, że zmiany zachodzące w jednej
geosferze znajdują odbicie w pozostałych.
Przyczyną wszelkich zmian zachodzących we
wszystkich geosferach jest energia. W przypadku
sfer zewnętrznych głównym jej źródłem jest
promieniowanie
słoneczne.
Promieniowanie
słoneczne decyduje o bilansie cieplnym Ziemi,
wpływa na przebieg procesów kształtujących
klimat, obieg wody w przyrodzie oraz rozwój
biosfery.
Z
kolei
warunki
klimatyczne
i
hydrologiczne obszaru oraz organizmy żywe mają
wpływ na przebieg zewnętrznych procesów
rzeźbotwórczych. Ponieważ oświetlenie Ziemi
zróżnicowane jest strefowo, to w ten sam sposób
zróżnicowany
jest
przebieg
procesów
zachodzących na powierzchni Ziemi. W efekcie
powstaje powłoka krajobrazowa również strefowo
zróżnicowana.
Wewnętrzne sfery Ziemi pobierają energię z
innego źródła. Jest nim ciepło wnętrza Ziemi.
Ciepło to przedostaje się z jądra Ziemi ku jej powierzchni
strumieniami,
które
powodują
przemieszczanie się płyt litosfery a w konsekwencji
zmiany w rozmieszczeniu lądów i mórz oraz
powstawanie łańcuchów górskich. Z kolei zmiany w
ukształtowaniu powierzchni powodują zmiany w
przebiegu procesów klimatotwórczych i wpływają
na obieg wody, przez co kształtuj ą biosferę i
pedosferę.
W ten sposób wszystkie geosfery znajdują się w
stanie równowagi. Równowaga ta może zostać
zaburzona przez gospodarkę człowieka, jeśli będzie
ona prowadzona bez znajomości lub zrozumienia
mechanizmu
funkcjonowania
systemu
przyrodniczego Ziemi.
Atmosfera ziemska
20.
Skład chemiczny atmosfery
ziemskiej
Atmosfera ziemska jest mieszaniną gazów
zwanych
powietrzem
atmosferycznym
oraz
zawieszonych w nim cząstek stałych i ciekłych
zwanych aerozolami. W składzie powietrza
atmosferycznego wyróżniamy składniki stale, tzn.
zachowujące stały udział w objętości atmosfery i
składniki zmienne, tj. takie, których ilość może być
różna w zależności od czasu i badanej przestrzeni.
Stale składniki atmosfery to:
•
azot - zajmujący 78,09% objętości powietrza,
• tlen - 20,95% objętości powietrza,
•
inne gazy, w tym szlachetne (argon, hel,
krypton, ksenon, neon, wodór) tworzące ogółem
ok. 1% objętości powietrza. Zmienne składniki
atmosfery to:
•
para wodna - występuje przede wszystkim w
dolnej części atmosfery do wysokości 10 km. Jej
zawartość zmienia się w zależności od miejsca i
pory roku, np. nad obszarami morskimi może
osiągać ok. 3,8 - 4,1%. Średnia zawartość pary
wodnej w powietrzu wynosi 0,2 - 2,5%
• dwutlenek węgla (COz) - średnio w atmosferze
zajmuje 0,03% objętości, lecz w ostatnim wieku
notuje się stały wzrost jego udziału, co wynika z
tworzenia się tego gazu przy spalaniu paliw
kopalnych.
Dwutlenek
węgla
przepuszcza
krótkofalowe
promieniowanie
Słońca,
lecz
zatrzymuje
długofalowe
promieniowanie
powierzchni Ziemi, przez co powoduje wzrost
temperatury. Dwutlenek węgla pochłaniany jest
przez rośliny w procesie fotosyntezy, gdyż jest
niezbędny do wzrostu masy organicznej roślin.
• ozon - skoncentrowany głównie na wysokości
20 - 30 km. Tworzy warstwę ochronną dla
organizmów żywych, gdyż zatrzymuje promieniowanie ultrafioletowe. W ostatnim czasie
zaobserwowano
rozrzedzenie
ozonu
nad
niektórymi obszarami Ziemi. Są to tzw. „dziury
ozonowe" powstające w wyniku uwalniania się
chloru, który wchodzi w reakcję chemiczną z
tlenem, co niszczy ozon.
•
aerozole - pyłki roślin, bakterie, cząsteczki
soli, kryształki lodu i soli morskiej, pyły
wulkaniczne
i
przemysłowe.
Występują
w
przyziemnej części atmosfery. Ich zawartość
systematycznie rośnie.
21. Budowa atmosfery
Atmosfera wraz z wysokością zmienia swój skład
chemiczny i cechy fizyczne - temperaturę,
ciśnienie i gęstość powietrza. Odmienne są również
zjawiska w niej zachodzące. Zmiany temperatury
w przekroju pionowym atmosfery są podstawą
wydzielenia warstw zwanych sferami. Mieszanie
się powietrza powoduje, że nie można między nimi
wyznaczyć wyraźnych, liniowych granic. Granicami
są cienkie strefy przejściowe zwane pauzami.
Ustalono, że nazwa pauzy pochodzi od nazwy sfery
leżącej poniżej. Poczynając od powierzchni Ziemi,
w atmosferze wydziela się kilka warstw:
•
Troposfera - najniżej położona warstwa,
której
górną
granicę
wyznaczają
pionowo
wznoszące się prądy powietrza. Ich natężenie
ulega zmianie w zależności od siły ciężkości, siły
odśrodkowej (ruch obrotowy Ziemi) i temperatury
powietrza (strefy oświetlenia Ziemi), zmieniających
się w różnych szerokościach geograficznych.
Dlatego troposfera sięga do wysokości 6 - 8 km
nad biegunami, 10 - 11 km w średnich
szerokościach geograficznych i 17 - 18 km nad
równikiem. Najbardziej charakterystyczną cechą
troposfery jest spadek temperatury wraz z
wysokością średnio o 0,6° C na każde 100 m. Przy
górnej granicy troposfery temperatura wynosi ok. 55 (-60)° C. Wraz z wysokością spada również
ciśnienie średnio o l hPa na 11 metrów. Gęstość
powietrza w troposferze jest bardzo duża,
ponieważ skupia się w niej ok. 80% całej masy
powietrza atmosferycznego oraz niemal 100%
atmosferycznej pary wodnej i pyłów. Zachodzą tu
procesy kształtujące pogodę i
klimat, tj.
kondensacja pary wodnej, tworzenie się chmur i
powstawanie opadów oraz poziome i pionowe
ruchy mas powietrza.
• Tropopauza - warstwa o grubości 0,5 - l km,
temperaturze ok. -45 do -60° C (zależnie od
szerokości geograficznej), ciśnieniu ok. 200 - 280
hPa.
• Stratosfera - sięga do wysokości ok. 50 km i
skupia
kilkanaście
procent
gazów
atmosferycznych, dlatego powietrze jest tu bardzo
rozrzedzone. W górnej części warstwy, pod
wpływem promieniowania słonecznego, zachodzi
przemiana tlenu w ozon. Koncentracja ozonu na
wysokości 25 - 30 km pozwala wydzielić strefę
ozonową, tzw. ozonosferę. Do wysokości ok. 25
km utrzymuje się niska temperatura powietrza, ok.
-55° C, dopiero powyżej temperatura zaczyna
wzrastać i dochodzi do 0°C przy górnej granicy
stratosfery. Wzrost temperatury spowodowany jest
pochłanianiem
przez
ozon
promieniowania
nadfioletowego. Promieniowanie nadfioletowe jest
szkodliwe dla organizmów żywych, dlatego
ozonosfera jest bardzo ważną warstwą chroniącą
życie na Ziemi. W stratosferze, podobnie jak w
troposferze, wraz z wysokością spada ciśnienie
atmosferyczne do ok. l hPa przy górnej granicy
warstwy. W dolnej części stratosfery zachodzą
bardzo silne, okrążające całą Ziemię, poziome
ruchy powietrza zwane prądami strumieniowymi. Mają one bardzo duże znaczenie, ponieważ
przenoszą wszelkiego rodzaju zanieczyszczenia i
pyły oraz mają wpływ na kształtowanie się
układów ciśnień w troposferze.
• Stratopauza - warstwa o grubości ok. 5 km,
temperaturze 0°C i ciśnieniu rzędu 0,1-1 hPa,
zawiera dość dużo ozonu.
• Mezosfera - występuje na wysokości 50 - 85
km.
Charakteryzuje
się
stałym
spadkiem
temperatury wraz z wysokością do ok. -120°C oraz
ciśnieniem rzędu 0,01 hPa.
•
Mezopauza - warstwa o grubości ok. 5 km,
temperaturze ok. -120°C i ciśnieniu 0,001 hPa.
•
Termosfera - warstwa bardzo silnie
rozrzedzonego powietrza rozciągająca się na
wysokości od 90 km do 500 - 800 km (górna
granica warstwy jest bardzo trudna do określenia,
niektórzy autorzy wyznaczają ją nawet na
wysokości 1000 km). Ciśnienie w termosferze jest
bardzo niskie i na wysokości 500 km spada do l O'9
hPa. Temperatura w termosferze gwałtownie
rośnie i osiąga na wysokości 200 km + 400° C, a
na wysokości 500 km ponad 1000° C. Wzrost
temperatury jest spowodowany pochłanianiem
promieniowania słonecznego przez cząsteczkowy
azot i tlen -jonizacja gazów. Dlatego w dolnej
części warstwy wydzielono jonosferę, w której
dochodzi do odbijania fal radiowych, co umożliwia
łączność na całym świecie. Zjonizowane atomy
azotu i tlenu świecą. Zjawisko to nazwano zorzą
polarną. W jonosferze spalają się meteoryty czyli
tzw. spadające gwiazdy.
•
Egzosfera - zewnętrzna, bardzo słabo
zbadana, warstwa atmosfery ziemskiej leżąca
powyżej termosfery i stopniowo przechodząca w
przestrzeń międzyplanetarną. W jej składzie
chemicznym zmniejsza się zawartość tlenu i azotu,
rośnie natomiast ilość wodoru i helu. Temperatura
w egzosferze spada do -273° C. Ogromne
rozrzedzenie gazów (ciśnienie spada do l O'10 hPa)
pozwala
na
„ucieczkę"
w
przestrzeń
międzyplanetarną atomów wodoru, które tworzą
na wysokości ok. 20 000 km tzw. koronę
ziemską (geokoronę).
22. Bilans cieplny Ziemi
Głównym
źródłem
ciepła
na
Ziemi
jest
krótkofalowe promieniowanie słoneczne, które
przechodząc przez atmosferę, ulega osłabieniu tak,
że do powierzchni Ziemi dociera niewiele ponad
jego
połowę,
tj.
52%.
Pozostała
część
promieniowania jest pochłaniana przez ozon i
chmury (15%) oraz odbijana od chmur i
rozproszona przez aerozole (33%). Natężenie
promieniowania padającego bezpośrednio na
powierzchnię Ziemi zależy od wysokości Słońca
nad horyzontem, dlatego zmienia się ono w ciągu
doby oraz w ciągu roku. Promieniowanie słoneczne
docierające do powierzchni Ziemi jest od niej
odbijane w 5% natomiast pozostałe 47% ulega
pochłonięciu przez podłoże i przetworzeniu na
ciepło, które Ziemia oddaje atmosferze w postaci
promieniowania długofalowego.
Wypromieniowane przez Ziemię ciepło ogrzewa
powietrze atmosferyczne głównie przez uwalnianie
ciepła w czasie kondensacji pary wodnej (23%),
pochłanianie promieniowania cieplnego (15%) oraz
bezpośrednie przejmowanie ciepła i nagrzewanie
się od podłoża (14%). W sumie Ziemia oddaje tyłe
samo ciepła, ile otrzymuje. Gwarantuje to
utrzymanie
stałej
średniej
temperatury
powierzchni Ziemi. Jest to tzw. równowaga cieplna
Ziemi.
23.
Czynniki kształtujące
temperaturę powietrza
Wysokość
temperatury
oraz
jej
przestrzenny rozkład na Ziemi kształtowane są
przez wiele czynników. Do najważniejszych z nich
należą:
•
szerokość geograficzna - kulistość Ziemi
powoduje, że promienie słoneczne padają na jej
powierzchnię pod różnym kątem w różnych
szerokościach geograficznych. Ponieważ ilość
energii słonecznej docierającej do powierzchni
Ziemi zależy od wysokości Słońca nad horyzontem,
dlatego w szerokościach, gdzie promienie padają
na
powierzchnię
pod
największym
kątem,
temperatura jest
najwyższa, natomiast na
obszarach o niewielkim kącie padania promieni słonecznych temperatura jest niska (patrz: Planeta
Ziemia rozdz. Strefy oświetlenia Ziemi). Generalnie
temperatura spada wraz ze wzrostem szerokości
geograficznej średnio o 0,6°C na l ° szerokości.
•
wysokość nad poziom morza - wraz ze
wzrostem wysokości bezwzględnych temperatura
powietrza spada średnio o 0,6°C na każde 100 m.
(Wyjaśnienie przyczyn spadku temperatury wraz z
wysokością znajduje się w następnym rozdziale).
• rzeźba terenu (nachylenie i ekspozycja stoków)
- stoki dosłoneczne maj ą wyższe temperatury. Na
półkuli północnej są to stoki południowe natomiast
na półkuli południowej - stoki północne. W
obniżeniach terenu (doliny, kotliny) może zalegać
zimne powietrze, ponieważ ma ono większy ciężar
niż powietrze ciepłe. Temperatura powietrza w
obniżeniu jest wtedy niższa niż na obszarach wyżej
położonych. Zjawisko to nazywamy inwersją
temperatury.
•
prądy morskie - ciepłe prądy morskie
podwyższają temperaturę powietrza, co jest
szczególnie dobrze widoczne zimą w średnich i
wyższych szerokościach geograficznych, zimne
natomiast obniżaj ą temperaturę. Obniżanie lub
podwyższanie temperatury powietrza na skutek
działania prądów morskich zaznacza się przede
wszystkim w strefie wybrzeży morskich.
•
rodzaj podłoża - wpływ na temperaturę
powietrza ma różnica szybkości nagrzewania się i
oddawania ciepła przez ląd i wodę. Woda nagrzewa
się wolniej niż ląd, wolniej też oddaje ciepło.
Dlatego latem morze jest chłodniejsze od lądu,
zimą natomiast cieplejsze.
•
pokrycie terenu - szczególne znaczenie ma
barwa i wilgotność podłoża, gdyż od nich zależy
zdolność pochłaniania i odbijania promieniowania
słonecznego. Stosunek promieniowania odbitego
do całkowitego promieniowania docierającego do
powierzchni Ziemi nosi nazwę albedo. Ciemna
powierzchnia podłoża ma większe zdolności
pochłaniania promieniowania i oddawania ciepła
atmosferze.
Jeżeli
jest
niskie
albedo
to
temperatura powietrza wysoka. Podłoże jasne, np.
śnieg, lód, odbija większość promieniowania
natomiast niewiele go pochłania - wysokie albedo,
stąd temperatura powietrza nad tymi obszarami
jest niska. Średnie albedo dla całej Ziemi wynosi
30 - 40%, dla białego śniegu 95%, piasku 28% 38%, zielonej trawy 20%, lasu liściastego 10% 20%, wody 3% - 10%.
Wysokość temperatury powietrza nad danym
obszarem zależy również od zachmurzenia i
zanieczyszczenia atmosfery.
Pionowe zmiany temperatury powietrza
Zmiany temperatury powietrza atmosferycznego
zależą nie tylko od wymienionych w poprzednim
rozdziale czynników zewnętrznych. Są również
wynikiem tzw. procesów adiabatycznych, czyli
ochładzania powietrza na skutek wznoszenia się
lub ogrzewania w wyniku opadania w dół, przy
braku wymiany ciepła z otoczeniem. Takie pionowe
ruchy
powietrza
nazywamy
ruchami
konwekcyjnymi.
Podczas wznoszenia się powietrza zachodzi jego
rozprężanie
spadek
ciśnienia
i
spadek
temperatury. Jeśli powietrze nie zawiera pary
wodnej, temperatura spada o 1°C na każde 100 m
wysokości. Jest to suchoadiaba-tyczny spadek
temperatury. Gdy wznoszące się powietrze jest
wilgotne, spadek temperatury jest wolniejszy i
wynosi 0.6° C na każde 100 m, ponieważ para
wodna w procesie kondensacji oddaje tzw. ciepło
utajone. Spadek temperatury uwarunkowany
kondensacją pary wodnej określa się jako
wilgotnoadiabatyczny.
W
przyrodzie
konwekcyjnym ruchom wznoszącym podlega
najczęściej powietrze wilgotne. Dlatego spadek
temperatury poniżej poziomu kondensacji jest
suchoadiabatyczny natomiast powyżej tego poziomu - wilgotnoadiabatyczny.
Przy opadaniu powietrza dochodzi do jego
sprężania, co powoduje wzrost ciśnienia w
jednostce objętości i wzrost temperatury. W
zstępującym ruchu powietrza zawsze zachodzą
suchoadiabatyczne zmiany temperatury.
24. Dobowe i roczne zmiany
temperatury powietrza
Temperatura powietrza przy powierzchni Ziemi
zależy od ilości energii cieplnej wypromieniowanej
przez podłoże. Ilość energii słonecznej docierającej
do powierzchni Ziemi a następnie pochłanianej
przez podłoże i przetwarzanej na długofalową
energię cieplną zależy od długości nagrzewania
oraz wysokości Słońca nad horyzontem. Obydwa
wymienione czynniki zmieniają się w zależności od
pory dnia i pory roku. W ciągu doby największy
dopływ promieniowania słonecznego jest w
momencie górowania Słońca nad horyzontem.
Natomiast najwyższe temperatury występują po
upływie l - 2 godzin od momentu południa słonecznego, ponieważ w okresie popołudniowym
nadal dostawy energii słonecznej są większe od
wypromieniowywania energii cieplnej z powierzchni
gruntu, którego maksimum pojawia się z pewnym
opóźnieniem w stosunku do południa słonecznego.
Nocą Ziemia oddaje zmagazynowane w ciągu dnia
ciepło, dlatego moment najniższej temperatury
przypada na czas wschodu Słońca. Różnicę między
najwyższą! najniższą temperaturą w ciągu doby
nazywamy dobową amplitudą temperatury
powietrza.
Wielkość
dobowych
amplitud
temperatury zależy głównie od:
•
szerokości geograficznej - najniższe są w
szerokościach równikowych i podbiegunowych,
• pory roku - zdecydowanie większe amplitudy
są latem, zimą niewielkie,
•
zachmurzenia nieba - im większe
zachmurzenie tym amplitudy niższe,
•
rodzaju podłoża - niewielkie amplitudy
występują nad obszarami morskimi, znacznie
większe na terenach lądowych,
•
pokrycia terenu - występowanie pokrywy
roślinnej zmniej sza amplitudy,
• rzeźby terenu - wklęsłe formy terenu mają
większe amplitudy dobowe niż tereny wypukłe.
Zmiany temperatury powietrza w ciągu roku są
przede wszystkim skutkiem zmian wysokości
Słońca nad horyzontem. Podobnie jak w przypadku
dobowych
zmian
temperatury,
okresy
występowania
najwyższych
i
najniższych
temperatur w ciągu roku są przesunięte w czasie w
stosunku do momentów przesileń letniego i
zimowego. Przesunięcie to jest większe nad
obszarami morskimi (ok. 1,5 do 2 miesięcy) niż
nad lądowymi (ok. l miesiąca), co wynika z różnic
w szybkości nagrzewania się i oddawania ciepła
przez ląd i wodę. Różnicę między najwyższą i
najniższą
średnią
miesięczną
temperaturą
powietrza
nazywamy
roczną
amplitudą
temperatury. Zróżnicowanie wysokości rocznych
amplitud temperatury zależy głównie od:
•
szerokości geograficznej - ogólnie biorąc,
amplitudy
wzrastają
wraz
z
szerokością
geograficzną,
• odległości od wybrzeży morskich - na tej samej
szerokości
geograficznej
amplitudy
roczne
wzrastają w miarę oddalania się od wybrzeży morskich,
• wysokości nad poziom morza - zmniejszają się
wraz ze wzrostem wysokości.
W rocznym rozkładzie temperatur na Ziemi
obserwuje się:
•
strefowość termiczną odpowiadającą strefom
oświetlenia Ziemi wyrażającą się spadkiem
temperatury
wraz
ze wzrostem
szerokości
geograficznej,
• wyższe temperatury nad obszarami lądowymi
niż nad morzami w okresie letnim,
• niższe temperatury nad obszarami lądowymi niż
nad morzami w okresie zimowym,
• największe różnice zmian temperatury w ciągu
roku
w
umiarkowanych
szerokościach
geograficznych,
•
najmniejsze roczne zmiany temperatury w
szerokościach
międzyzwrotnikowych
i
okołobiegunowych,
•
niższe temperatury w ciągu całego roku na
obszarach górskich,
• wpływ prądów morskich - zimnych obniżających
i ciepłych podwyższających temperaturę w
stosunku do średniej temperatury powietrza na
danej szerokości geograficznej. W skali świata
zanotowano
następujące
skrajne
wartości
temperatur:
• maksymalnych w: - Dżibuti +63 °C
- Al - Azizija (Libia) +58°C
- Death Yalley (Dolina Śmierci w USA) +57°C
•
minimalnych w:
(Antarktyda)-89,2° C
- Ojmiakon (Rosja) -71°C
Northice (Grenlandia) -6°C
25.
-
stacja
„Wostok"
Ciśnienie atmosferyczne
Rozkład
temperatur
na
powierzchni
Ziemi
bezpośrednio
wpływa
na
ciśnienie
atmosferyczne, czyli siłę, z jaką słup powietrza
naciska na jednostkę powierzchni w wyniku swego
ciężaru. Ciepłe powietrze jest lekkie, stąd nad
obszarami silnie nagrzanymi unosi się do góry,
przez co zmniejsza się jego nacisk na podłoże i
ciśnienie przy powierzchni ziemi jest niskie.
Natomiast nad obszarami o niskich temperaturach,
powietrze jest zimne i ciężkie. Duży ciężar
powietrza nie pozwala mu na unoszenie się, przez
co siła jego nacisku na powierzchnię jest duża, co
jest
równoznaczne
z
wysokim
ciśnieniem
atmosferycznym.
Wartość ciśnienia atmosferycznego obecnie mierzy
się w hcktopaskalach (hPa). l hektopaskal to
nacisk 100 niutonów na m2 powierzchni. Za
normalne ciśnienie atmosferyczne uznaje się
ciśnienie powietrza o temperaturze 0°C mierzone
na poziomie morza na szerokości geograficznej
45°, które wynosi 1013 hPa.
Ciśnienie atmosferyczne zmniejsza się wraz z
wysokością średnio o 11,5 hPa na każde 100 m.,
ponieważ zmniejsza się ciężar słupa powietrza
wywierający nacisk na jednostkę powierzchni.
Dlatego na mapach przedstawia się ciśnienie
zredukowane do poziomu morza za pomocą
izobar, tj. linii o jednakowej wartości ciśnienia.
Jeśli izobary tworzą zamknięte kręgi, mamy do
czynienia z następującymi ośrodkami barycznymi:
• niż baryczny (cyklon) - gdy wartości izobar
spadają w kierunku środka układu i ciśnienie w
jego centrum jest najniższe,
•
wyż baryczny (antycyklon) - gdy wartości
izobar wzrastają ku środkowi, a ciśnienie w
centrum układu ma największą wartość.
26.
Ruch powietrza w ośrodkach
barycznych
W ośrodkach wysokiego i niskiego ciśnienia
powietrze znajduje się w ciągłym ruchu. Są to
ruchy:
•
pionowe - wstępujące w niżu barycznym lub
zstępujące w ośrodku wyżowym,
• poziome - wywołane różnicą ciśnienia istniejącą
między centrum układu barycznego i jego
peryferycznymi obszarami. Ponieważ powietrze
dąży do wyrównania różnicy ciśnienia, stąd w wyżu
atmosferycznym przemieszcza się od centrum na
zewnątrz układu, w niżu odwrotnie.
Poziomy ruch powietrza w ośrodkach barycznych
pozostaje pod wpływem siły Coriolisa, która
powoduje skręt przepływających strumieni powietrza w prawo lub w lewo.
Poziomy
ruch
powietrza
spowodowany
wyrównywaniem różnicy ciśnienia atmosferycznego
nazywamy
wiatrem.
Dążność
powietrza
atmosferycznego do stanu równowagi powoduje,
że wiatr wieje zawsze od ciśnienia wyższego w
kierunku ciśnienia niższego. Ze względu na miejsce
powstawania wiatru wyróżniamy:
•
wiatry cyklonalne - wiejące w obrębie niżu
barycznego,
•
wiatry antycyklonalne - powstające w
ośrodkach wysokiego ciśnienia,
•
wiatry wiejące z ośrodków wyżowych w
kierunku ośrodków niskiego ciśnienia.
Ostatni z wymienionych rodzajów wiatrów można
podzielić na kilka typów w zależności od kierunku
wiatru, tzn. kierunku z którego wiatr wieje na:
• okresowo-zmienne - zmieniające okresowo
swój kierunek na przeciwny, wiejące w cyklu
dobowym lub rocznym,
•
zmienne - nazywane inaczej lokalnymi,
zmieniające swój kierunek zależnie od lokalnych
układów ciśnienia,
• stale - nie zmieniające kierunku w ciągu całego
roku.
Prędkość wiatru zależy od różnicy ciśnienia -jest
tym większa im wyższa jest różnica ciśnień.
Prędkość wiatru mierzy się w stopniach skali
Beauforta, która może mieć 10°, jeśli odnosi się do
stanu morzą, lub 12°, gdy uwzględnia prędkość
wiatru na lądzie.
27.
Rodzaje wiatrów
Wiatry okresowo zmienne powstają na
obszarach kontaktu powierzchni lądowych i
wodnych
w
wyniku
różnicy
w
szybkości
nagrzewania się i oddawania ciepła przez wodę i
ląd.
Powierzchnia lądowa szybko się nagrzewa,
dlatego latem i w ciągu dnia ma wyższą
temperaturę — wytwarza się nad nią ośrodek
niskiego ciśnienia. Ląd równie szybko traci ciepło,
co jest przyczyną powstawania nad nim ośrodków
wyżowych w okresie zimy i nocy. Natomiast woda
ma znacznie większą pojemność cieplną- wolno się
nagrzewa i długo utrzymuje ciepło. Latem i w
ciągu dnia jest więc chłodniejsza od lądu, dlatego
powstaje nad nią strefa podwyższonego ciśnienia;
natomiast zimą lub w ciągu nocy jest cieplejsza i
tworzą się nad nią ośrodki niżowe.
Wiatry okresowo-zmienne zmieniają cyklicznie
kierunek w zależności od położenia ośrodków
wysokiego i niskiego ciśnienia. Latem lub w ciągu
dnia wieją w kierunku lądu, zimą lub w ciągu nocy
w kierunku zbiornika wodnego. Za wiatry
okresowo-zmienne uznaje się:
• bryzę - zmieniającą kierunek na przeciwny w
cyklu dobowym, powstającą wzdłuż wybrzeży
morskich i innych większych zbiorników wodnych,
mającą zasięg kilku lub kilkunastu kilometrów,
• monsun - wiatr zmieniający kierunek w rytmie
rocznym
obejmujący
ogromne
obszary
kontynentalne i oceaniczne. W klasycznej postaci
występują w Azji południowej i wschodniej. Według
najnowszych
badań
przyczyną
powstawania
monsunów nie jest jedynie różnica temperatur (tak
jak w przypadku bryzy), lecz są one częścią
ogólnej cyrkulacji atmosfery (patrz: rozdz. Ogólna
cyrkulacja atmosfery). Za potwierdzenie tej tezy
uznaje się brak w cyrkulacji monsunowej górnych
prądów powietrza.
•
wiatry górskie i dolinne - zmieniają swój
kierunek w rytmie dobowym i są wywołane różnicą
ciśnień powstałą na skutek różnicy temperatur
powietrza przylegającego do stoku i zalegającego
w dnie doliny. W ciągu dnia powietrze na stokach
nagrzewa się szybciej i jako lżejsze unosi się do
góry, a w jego miejsce napływa chłodniejsze
powietrze z dna doliny - wiatr dolinny. Nocą
wiatr zmienia kierunek, ponieważ powietrze na
stoku ulega silnemu wychłodzeniu i jako ciężkie
spływa wzdłuż stoku w dół - wiatr górski.
Wiatry
dolinne
i
górskie
w
niektórych
klasyfikacjach zalicza się także do wiatrów
lokalnych, do których należą również:
• fen - wiatr powstający wtedy, gdy na drodze
powietrza przemieszczającego się od ośrodka
wysokiego ciśnienia w stronę niżu, znajduje się
bariera górska. Powietrze musi wtedy wznosić się
do góry wzdłuż stoku. W trakcie wznoszenia para
wodna w nim zawarta ulega kondensacji, a
temperatura spada średnio o 0,6°C na 100 m
(adiabata wilgotna), tworzą się chmury i powstaje
opad atmosferyczny. Po przekroczeniu bariery
górskiej powietrze jest już suche i zimne. Opada
zatem w dół, ogrzewając się suchoadiabatycznie
średnio o 1°C na każde 100 m. Opadający w dół
wiatr fenowy jest suchy, ciepły i porywisty. Wiatry
tego typu r3sząróżne nazwy, np. w Alpach - fen, w
Tatrach - halny, w Górach Skalistych - chinook, w
Andach - zonda.
•
wiatry spływowe - powstają, gdy nad
obszarami niezbyt wysokich gór zalega zimne i
ciężkie
powietrze,
które
spływa
ku
niżej
położonym,
cieplejszym
obszarom.
Wiatry
spływowe są chłodne i bardzo silne. Noszą różne
nazwy, np. bora na wybrzeżu Adriatyku, mistral w
dolinie Rodanu, cierzo w Hiszpanii, koszawa na
Nizinie Węgierskiej, nyk na Alasce.
•
cyklony tropikalne - nazywane regionalnie:
tajfunami, huraganami i willy-willy. Powstają
nad obszarami oceanicznymi o temperaturze
powyżej
25°C,
w
niskich
szerokościach
geograficznych (do 25°), w wyniku gwałtownego
spadku ciśnienia. W centralnej części tworzy się
tzw. oko cyklonu o średnicy 20 - 30 km, bardzo
niskim ciśnieniu (ok. 960 hPa) i bardzo silnych
prądach wstępujących. Różnica ciśnień między
okiem cyklonu a jego skrajnymi obszarami wynosi
kilkadziesiąt hPa, co powoduje niezwykle silny
wiatr. Cyklony tropikalne przesuwają się z
prędkością 10-20 km/godz. i po dotarciu do lądu
najczęściej zanikają.
•
trąby (wiry) powietrzne - tworzą się w
niskich
i
umiarkowanych
szerokościach
geograficznych. Są krótkotrwałym zjawiskiem o
niewielkich rozmiarach przestrzennych (kilkaset
metrów średnicy). Różnica ciśnienia między
centrum i skrajem wiru dochodzi do 100 hPa, co
powoduje powstanie silnego ruchu wirowego
powietrza i wiatru o bardzo dużej prędkości. Wiry
powietrzne mogą tworzyć się nad obszarami
lądowymi - (trąby powietrzne) i morskimi - (trąby
wodne). Katastrofalnym dla człowieka wiatrem
tego typu jest tornado powstające w Ameryce
Północnej.
28.
Rozkład ciśnienia na Ziemi
Dążność powietrza do wyrównywania różnic
ciśnienia powoduje, że wyże baryczne słabną, niże
natomiast wypełniają się. Mimo tego procesu w
rozkładzie ciśnień na Ziemi można wyróżnić strefy
obniżonego
lub
podwyższonego
ciśnienia
utrzymujące się na danym obszarze przez dłuższy
okres czasu. Należą do nich:
•
międzyzwrotnikowa (równikowa) strefa
niskiego ciśnienia — w lipcu tworzy rozległą
strefę niżową przesuniętą nieznacznie na północ od
równika,
w
styczniu
niże
Południowoamerykański, Południowoafrykański i
Australijski
łączą
się
w
szerokościach
równikowych, tworząc wyraźny pas niskiego
ciśnienia.
•
podzwrotnikowa strefa wysokiego
ciśnienia - na półkuli północnej tworzą ją w ciągu
całego roku Wyż Azorski i Wyż Hawajski, które w
styczniu łączą się z Wyżem Wschodnioazjatyckim i
Północnoamerykańskim. W lipcu wyże nad
oceanami rozrastają się i przesuwają na północ,
natomiast nad południową częścią Azji tworzy się
ośrodek niżowy. Na półkuli południowej pas
wysokiego ciśnienia tworzą przez cały rok wyże:
Południowopacyficzny,
Południowoatlantycki
i
Południowoindyjski wzmocnione w lipcu przez Wyż
Australijski.
•
strefa
obniżonego
ciśnienia
umiarkowanych i subpolarnych szerokości
geograficznych - jest bardziej zwarta na półkuli
południowej, mimo że nie posiada wyraźnych
ośrodków niskiego ciśnienia. Na półkuli północnej
zwarty pas obniżonego ciśnienia tworzy się jedynie
w
lipcu
niże:
Islandzki,
Aleucki,
Północnokanadyjski,
Północnoamerykański.
W
styczniu strefa ta jest rozerwana wyżami Syberyjskim,
Kanadyjskim
i
Północnoamerykańskim.
• strefa wyżów okolobiegunowych - wyraźnie
zaznaczona w ciągu całego roku - Wyż Grenlandzki
i Wyż Antarktyczny.
Wymienione strefy stałego rozkładu ciśnień na
Ziemi są przyczyną występowania stałych
wiatrów, czyli wiatrów wiejących przez cały rok w
tym samym kierunku. Należą do nich pasaty
wiejące w szerokościach międzyzwrotnikowych,
zachodnie wiatry umiarkowanych szerokości geograficznych i wiatry wiejące od biegunów w
kierunku niższych szerokości.
Kierunek
stałych
wiatrów
wiejących
przy
powierzchni Ziemi jest kształtowany przez ruch
obrotowy Ziemi, który powoduje, że w różnych
szerokościach geograficznych prędkość obrotu
dolnych warstw atmosfery różni się od prędkości
punktów położonych na powierzchni Ziemi. W
niskich szerokościach podłoże porusza się szybciej
od powietrza, co jest przyczyną skręcania pasatów
na południowy zachód na półkuli północnej i
północny zachód na półkuli południowej. W
szerokościach zwrotnikowych prędkość powietrza i
powierzchni Ziemi jest taka sama, natomiast w
wysokich szerokościach powietrze porusza się
szybciej niż podłoże, dlatego wiatry wiejące od
zwrotników w kierunku wyższych szerokości
przybierają
kierunek
zachodni.
W
wyżach
okołobiegunowych przeważa przemieszczanie się
powietrza ze wschodu na zachód.
Stałe wiatry wiejące przy powierzchni Ziemi są
elementem
ogólnej
cyrkulacji
powietrza
atmosferycznego.
29.
Ogólna cyrkulacja atmosfery
Zróżnicowanie ciśnienia (rozkład stałych ośrodków
barycznych) spowodowane różnicą nagrzewania się
powierzchni Ziemi, powoduje krążenie powietrza w
różnych
szerokościach
geograficznych,
co
nazywamy ogólną cyrkulacją atmosfery. Na Ziemi
wyróżniamy
następujące
strefy
cyrkulacji
powietrza atmosferycznego:
•
międzyzwrotnikową - w której silnie
nagrzane powietrze w rejonie równika unosi się do
góry (konwekcja), co powoduje powstanie strefy
obniżonego ciśnienia przy powierzchni Ziemi. W
trakcie
wznoszenia
powietrze
ulega
adiabatycznemu ochłodzeniu do -70 (-80°C) zwiększa się wówczas jego ciężar. W górnej
troposferze powstaje ośrodek wysokiego ciśnienia,
z którego powietrze rozchodzi się w kierunku
północnym i południowym w postaci zimnych
prądów zwanych anty-pasatami. Prądy te, będąc
pod wpływem siły Coriolisa, na szerokościach
podzwrotnikowych (ok. 30°) zmieniają kierunek na
przybliżony do zachodniego. W szerokościach tych
ze względu na stały napływ powietrza znad
równika, mniejszy obwód Ziemi i mniejszą grubość
troposfery powietrze zagęszcza się a zimne jego
masy opadaj ą w dół, tworząc przy powierzchni
Ziemi
zwrotnikowe
strefy
podwyższonego
ciśnienia. Z wyżów zwrotnikowych powietrze
przemieszcza się w kierunku równika - pasaty,
tworząc zamknięty krąg cyrkulacji. Ten zamknięty
układ krążenia zwany cyrkulacją pasatową
przesuwa się w ciągu roku wraz ze zmianami
szerokości geograficznej, w której Słońce góruje w
zenicie, tj. o kilkanaście stopni na północ lub
południe. W górnych warstwach troposfery i w
dolnej
stratosferze,
w
szerokościach
geograficznych 30 - 40° tworzą się tzw. prądy
strumieniowe zasilane powietrzem z antypasatów
i powietrzem napływającym z wyższych szerokości
geograficznych. Okrążają one całą Ziemię z
prędkością ok. 200 - 300 km/godz. z zachodu na
wschód. Uznaje się je jako składową część ogólnej
cyrkulacji atmosfery.
•
dwie strefy umiarkowanych szerokości
geograficznych - w których na szerokości ok. 60°
następuje zetknięcie się zimnego powietrza
napływającego z wyżów okołobiegunowych z
ciepłym strumieniem powietrza pochodzącego ze
zwrotnikowych ośrodków wysokiego ciśnienia.
Zimne, ciężkie powietrze wypycha do góry lżejsze
ciepłe masy - powstaje pionowy prąd wstępujący,
a przy powierzchni Ziemi strefa obniżonego
ciśnienia. Ponieważ zimne powietrze porusza się ze
wschodu na zachód, ciepłe natomiast w kierunku
odwrotnym, w strefie ich styku powstają
zawirowania. Dzielą one strefę niskiego ciśnienia
na pojedyncze ośrodki niżowe, przesuwające się na
wschód. Kierunek wiatru w tych wędrownych
niżach jest zmienny. Krążenie powietrza w strefach
umiarkowanej i międzyzwrotnikowej jest zakłócone
cyrkulacją monsunową (patrz: rozdz. Rodzaje
wiatrów).
•
dwie strefy okołobiegunowe - w których
przy powierzchni Ziemi występuje antycyklonalny
ruch powietrza przesuwającego się z centrum
biegunowego ośrodka wyżowego w kierunku
umiarkowanych szerokości geograficznych.
Ogólna cyrkulacja atmosfery stanie się bardziej
zrozumiała, kiedy uświadomimy sobie, że w
górnych warstwach troposfery rozkład ciśnienia
jest odmienny niż przy powierzchni Ziemi.
Generalnie na dużych wysokościach (8-10 km) nad
obszarami ciepłymi ciśnienie jest względnie pod-
wyższone, nad obszarami chłodnymi względnie
obniżone.
30.
Masy powietrza
Globalna
cyrkulacja
atmosfery
powoduje
powstawanie wokół Ziemi różnorodnych mas
powietrza. Masą powietrza nazywamy wycinek
troposfery
charakteryzujący
się
dużą
jednorodnością cech fizycznych, takich jak temperatura i wilgotność. Masa powietrza zalegająca
dłuższy czas np. kilka dni nad danym obszarem
nabiera cech tego obszaru. Przykładowo masa
formująca się w rejonie bieguna charakteryzuje się
niską temperaturą, masa powietrza kształtująca
się nad podłożem oceanicznym nabiera wilgoci.
Obszary, nad którymi kształtują się masy
powietrza, to obszary źródłowe. Ze względu na
różne cechy fizyczne mas oraz odmienne położenie
obszarów źródłowych istnieją różne klasyfikacje
mas
powietrza:
termiczna,
wilgotnościowa,
geograficzna. Podział mas powietrza ze względu na
temperaturę:
• ciepła masa powietrza (pc) - to powietrze,
które przemieszczając się nad danym obszarem,
oddaje ciepło podłożu - stopniowo się ochładzając.
Równocześnie wzrasta jego wilgotność względna i
obniża się poziom kondensacji pary wodnej, co
powoduje powstawanie chmur warstwowych oraz
niewielkich opadów i mgieł.
•
zimna (chłodna) masa powietrza (pch) powietrze chłodne, które ogrzewa się od podłoża,
pobierając z niego ciepło. Powoduje to powstawanie
prądów
konwekcyjnych,
chmur
kłębiastych, przelotnych opadów i zmiennego
zachmurzenia nieba. Podział mas powietrza ze
względu na zawartość pary wodnej i rodzaj podłoża obszaru źródłowego:
•
morska masa powietrza (pm) - kształtuje
się nad obszarami morskimi, stąd zawiera dużą
ilość wilgoci. Napływ morskich mas powietrza
powoduje
powstawanie
chmur
i
opadów
atmosferycznych, latem ochłodzenie a zimą
podwyższenie temperatury.
•
kontynentalna masa powietrza (pk) sucha masa powietrza kształtująca się nad
obszarami lądowymi, przynosząca bezchmurną
pogodę i duże spadki temperatury w okresie
zimowym. Podział mas powietrza ze względu na
położenie geograficzne obszarów źródłowych:
• powietrze arktyczne i antarktyczne (PA) kształtując się nad obszarami biegunowymi, może
występować w odmianie morskiej (PAm) i
kontynentalnej (PAk). Arktyczne i antarktyczne
masy charakteryzują się niskimi temperaturami i
niewielką wilgotnością oraz dużą przezroczystością
powietrza.
•
powietrze polarne (PP) - powstaje w
umiarkowanych szerokościach geograficznych nad
obszarami morskimi (PPm) i lądowymi (PPk). W
zależności od pory roku PPm i PPk może być masą
ciepłą lub chłodną.
•
powietrze zwrotnikowe (PZ) - obszary
źródłowe tego powietrza występuj ą w strefie
wyżów zwrotnikowych. Niezależnie od odmiany
morskiej (PZm) czy lądowej (PZk) powietrze
zwrotnikowe
jest
ciepłe
i
o
obniżonej
przezroczystości.
• powietrze równikowe (PR) - kształtuje się w
strefie równikowego pasa obniżonego ciśnienia,
posiada
wysoką
temperaturę
i
wilgotność
niezależnie od miejsca tworzenia się (obszary
morskie i lądowe). Masy powietrza równikowego
przynoszą gwałtowny rozwój chmur, ulewy i burze.
Zróżnicowanie oświetlenia Ziemi w ciągu roku
powoduje
zmiany
położenia
głównych
geograficznych mas powietrza oraz wielkość
zajmowanego przez nie obszaru tak na półkuli
północnej, jak i południowej. Przeważający nad
danym
obszarem,
określony
rodzaj
masy
powietrza kształtuje stany pogody tego obszaru i w
konsekwencji cechy jego klimatu.
31.
Rodzaje frontów atmosferycznych
Frontem atmosferycznym - nazywamy strefę
przejściową między dwoma różnymi masami
powietrza, w której obserwuje się dużą dynamikę
atmosfery, tj. szybkie zmiany temperatury,
ciśnienia i wilgotności. Strefa frontowa przy
powierzchni
ziemi
dochodzi
z
reguły
do
kilkudziesięciu kilometrów szerokości, podczas gdy
jej długość może wynosić tysiące kilometrów.
Wyróżnia się fronty:
•
główne - rozdzielające główne (geograficzne)
masy powietrza zalegające nad kulą ziemską,
• wtórne - występujące w tej samej geograficznej
masie powietrza na
styku powietrza, np. morskiego i
kontynentalnego. Główne fronty atmosferyczne
nazywane są również klimatologicznymi. Należą do
nich fronty:
•
arktyczny i antarktyczny - oddzielający
masy powietrza arktycznego lub antarktycznego od
mas powietrza polarnego,
•
polarny - oddzielający powietrze polarne od
zwrotnikowego, występujący na półkuli północnej i
na półkuli południowej,
•
równikowy (międzyzwrotnikowy) rozdziela dwie masy powietrza równikowego, które
w miarę oddalania się od równika nabierają cech
powietrza zwrotnikowego.
Główne fronty atmosferyczne zmieniają swoje
położenie w różnych porach roku, zależnie od
przemieszczania się geograficznych mas powietrza.
Warstwa
powietrza
w
strefie
frontu
atmosferycznego jest nachylona do powierzchni
Ziemi pod bardzo małym kątem. Kształt tego
nachylenia może być jednak różny i zależy od
tego, czy ciepła masa powietrza wślizguje się po
masie powietrza chłodnego (front ciepły) czy też
masa powietrza zimnego wypiera powietrze ciepłe
(front zimny).
Front ciepły - ciepła masa powietrza wślizguje się
po masie chłodnej - linia frontu przesuwa się w
stronę powietrza chłodniejszego. Powietrze ciepłe
wznosi się wolno wzdłuż nachylonej powierzchni
frontu i adiabatycznie się ochładza. Następuje
kondensacja znajdującej się w nim pary wodnej i
tworzenie się chmur - najwcześniej pierzastych
później warstwowych i warstwowo-kłębiastych, z
których tworzy się długotrwały opad o małym
natężeniu, np. mżawka. Ciśnienie atmosferyczne
wolno się obniża a temperatura wzrasta. Strefa
ciepłego frontu atmosferycznego przemieszcza się
nad danym punktem w ciągu kilkunastu godzin.
Front zimny - powietrze chłodne przemieszcza się
w stronę powietrza ciepłego i zajmuje jego
miejsce. Ciężkie, chłodne powietrze (przesuwając
się przy powierzchni ziemi) wypiera ciepłe
powietrze ku górze, które ochładzając się
adiabatycznie, powoduje wzrost kondensacji pary
wodnej i powstawanie chmur, głównie kłębiastych.
Powstaje krótki, ulewny opad atmosferyczny,
któremu latem mogą towarzyszyć burze. Ciśnienie
atmosferyczne wzrasta, a temperatura szybko się
obniża. Czas przemieszczania się frontu zimnego
jest krótszy niż ciepłego i trwa kilka godzin.
Front zokludowany - powstaje w wyniku
nałożenia
się
frontu
zimnego
na
wolniej
przesuwający się front ciepły. W strefie frontu
zokludo-wanego stykają się trzy masy powietrza ciepła wyparta do góry i dwie różniące się
temperaturą masy powietrza chłodnego przy
powierzchni ziemi. Okluzji towarzyszą zjawiska
meteorologiczne charakterystyczne dla frontu
ciepłego lub zimnego.
32.
Wilgotność powietrza
atmosferycznego
Krążenie
powietrza
oraz
jego
temperatura
wpływają na obieg wody w atmosferze. Pod
wpływem temperatury paruje woda z powierzchni
mórz, jezior, rzek, gleby, organizmów żywych i
dostaje się do atmosfery w postaci pary wodnej.
Zawartość pary wodnej w powietrzu określa się
jako jego wilgotność, przy czym wyróżniamy:
• wilgotność bezwzględną - tj. zawartość pary
wodnej w jednostce objętości (g /m3), która zależy
od ilości parującej wody, intensywności parowania
i temperatury. Wzrost temperatury powoduje
wzrost
objętości
powietrza
(powiększenie
przestrzeni między jego cząsteczkami) i możliwość
wchłonięcia większej ilości pary wodnej. Dlatego
największą wilgotność bezwzględną ma ciepłe
powietrze strefy około-równikowej, najmniejszą
zimnych stref okołobiegunowych. Powietrze o
określonej temperaturze może wchłaniać parę
wodną do momentu nasycenia.
•
wilgotność względną - będącą miarą
nasycenia powietrza parą wodną, czyli procentowy
stosunek udziału pary wodnej w powietrzu do
maksymalnej ilości pary, jaką powietrze o danej
temperaturze
może
wchłonąć.
Wilgotność
względna powietrza nasyconego wynosi 100%.
Gdy temperatura powietrza nasyconego spadnie,
nastąpi przesycenie parą wodną. Nadmiar pary
musi być z powietrza usunięty - para wodna ulega
skropleniu, czyli kondensacji. Temperatura, przy
której para wodna skrapla się, nazywana jest
temperaturą punktu rosy. Spadek temperatury
do punktu rosy może wystąpić:
• w czasie nocnego wychłodzenia podłoża, które
pokryje się wtedy osadem atmosferycznym;
• w konwekcyjnych ruchach wznoszących, gdzie
zachodzi
adiabatyczny
spadek
temperatury
powietrza. Wysokość, na której dochodzi do
kondensacji
pary
wodnej,
to
poziom
kondensacji. Jeśli znajdują się tutaj jądra
kondensacji (tj. maleńkie cząsteczki soli, pyłki
roślin i inne aerozole), to para wodna osiada na
nich w postaci małych kropelek wody lub
kryształków lodu - tworzą się chmury. Chmury
mogą powstawać na różnych wysokościach i mieć
bardzo różnorodne kształty. Wygląd zewnętrzny
chmur był podstawą ich podziału na trzy grupy:
•
kłębiaste (Cumulus)
•
warstwowe (Stratus)
• pierzaste (Cirrus)
Poza wymienionymi istnieje wiele różnorodnych
rodzajów chmur mieszanych, będących rozmaitymi
połączeniami
chmur
podstawowych
grup
(wymienionych wyżej).
Ze
względu
na
wysokość
występowania
wyróżniamy chmury:
• wysokie - do których należą chmury pierzaste,
warstwowo-pierzaste i kłębiasto-pierzaste,
•
średnie - wśród których przeważają chmury
warstwowe,
•
niskie - warstwowe i kłębiasto-warstwowe,
•
o budowie pionowej tzw. cumulonimbusy,
rozbudowane pionowo w wymienionych wyżej
piętrach.
Wysokość
chmur
wszystkich
wymienionych
rodzajów nie jest taka sama w różnych
szerokościach geograficznych, gdyż zależy od
zmieniającej się południkowe grubości troposfery.
Specyficzną odmianą chmur są mgły, będące
zbiorowiskiem kropelek wody zawieszonych w
powietrzu tuż nad powierzchnią ziemi. Mgła
powstaje, gdy kondensacja pary wodnej zachodzi
w wychłodzonej, przyziemnej warstwie powietrza.
33. Genetyczne typy i rodzaje opadów
atmosferycznych
Chmury są zbudowane z bardzo drobnych kropelek
wody lub kryształków lodu, które łączą się ze sobą,
powiększając swoje rozmiary i ciężar. Gdy ich
ciężar przewyższa siłę wstępujących prądów
powietrza, krople spadają na powierzchnię ziemi w
postaci
opadu
atmosferycznego.
Opad
atmosferyczny może powstać tylko w warunkach
występujących w wznoszących ruchach powietrza.
Ze względu na różne przyczyny wywołujące ruch
wstępujący wydzielamy następujące genetyczne
typy opadów:
•
konwekcyjne
spowodowane
wznoszeniem się i ochładzaniem powietrza
nagrzanego od podłoża i tworzeniem się ośrodka
niskiego ciśnienia przy powierzchni Ziemi,
•
frontalne - wywołane wznoszeniem
ciepłego
powietrza
w
strefie
frontów
atmosferycznych (patrz: rozdz. Rodzaje frontów
atmosferycznych),
•
orograficzne - wymuszone ukształtowaniem
terenu, gdy powietrze ochładza się w trakcie
wznoszenia po dowietrznych stokach gór. Opady
atmosferyczne powstają tylko z niektórych
rodzajów chmur - warstwowych piętra niskiego i
średniego
oraz
kłębiastych
rozbudowanych
pionowo. Nie pada natomiast z chmur pierzastych i
kłębiastych piętra średniego. W zależności od
wysokości, na której powstaje opad atmosferyczny
i temperatury powietrza przy powierzchni podłoża
opad może mieć postać:
• mżawki - powolnego, gęstego opadu kropelek
wody o średnicy 0,05 - 0,5 mm tworzącego się w
niskich chmurach warstwowych przy słabych
ruchach wstępujących,
• deszczu - kropelek wody o średnicy powyżej
0,5 mm,
•
śniegu - płatków tj. zrośniętych ze sobą
kryształków lodu powstających wtedy, gdy
temperatura w chmurze dającej opad spada
poniżej 0°C - im niższa temperatura, tym płatki
śniegu są mniejsze,
• krupy śnieżnej i lodowej - kulistych,
nieprzezroczystych ziarenek lodowych o średnicy
2-5 mm powstających w niskich chmurach przy
temperaturze ok. 0°C z zamarzających kropelek
wody,
• gradu - nieforemnych bryłek lodu o średnicy 550 mm i większej powstających w ciepłej porze
roku w pionowo rozbudowanych chmurach. Grad
tworzy się na bardzo dużych wysokościach
troposfery, jest opadem przelotnym zazwyczaj
połączonym z burzą.
Kondensacja pary wodnej przy powierzchni ziemi
powoduje powstanie
osadów atmosferycznych:
•
rosy - kropelek wody osadzonych na silnie
chłodzonym podłożu,
•
szronu - kryształków lodu powstających na
podłożu o temperaturze poniżej 0°C,
• szadzi (sadzi) - igiełek lodowych osadzonych
na przedmiotach (drzewach) i gruncie, tworzących
się w trakcie zamarzania przechłodzonej mgły,
•
gołoledzi - warstwy lodu na oziębionej
powierzchni ziemi, tworzącej się w wyniku
natychmiastowego zamarzania kropli deszczu lub
mżawki.
34.
Strefy opadowe na Ziemi
Średnia roczna suma opadów dla całej Ziemi
wynosi ok. 850 mm. Opady przedstawia się na
mapach za pomocą izohiet. Analizując ich układ,
można stwierdzić wyraźną strefowość opadów
nawiązującą do układu temperatur i stałych
ośrodków ciśnienia - ogólnej cyrkulacji atmosfery.
Przesuwając się od równika w kierunku biegunów,
wyróżniamy następujące strefy opadowe:
•
okołorównikową- sięgającą do 10° szerokości
geograficznej północnej i południowej, w której
roczna suma opadów wynosi ponad 2000 mm.
Przeważają tu opady typu konwekcyjnego - stała
strefa obniżonego ciśnienia. W ciągu całego roku
silne prądy wznoszące powodują powstawanie
chmur kłębiastych, z których każdego dnia w
godzinach popołudniowych spada ulewny deszcz.
Intensywność opadów zwiększa się wiosną i
jesienią- deszcze zenitalne.
•
podrównikową (10° - 20°) - z roczną sumą
opadów 500-1000 mm padających w porze
deszczowej trwającej ok. 4 miesięcy. Pora deszczowa przypada na okres najwyższego położenia
Słońca, który na półkuli północnej przypada na
czerwiec, a południowej na grudzień.
• zwrotnikową (20° - 30°) - charakteryzującą się
bardzo małymi opadami - poniżej 250 mm (w
głębi kontynentów ok. 100 mm). Przyczyną
minimalnych opadów są stałe wyże zwrotnikowe, w
których
powietrze
znajduje
się
w
ruchu
zstępującym. Nie ma więc możliwości kondensacji
pary wodnej. Strefa zwrotnikowa to strefa
pustynna, zarówno na półkuli północnej, jak i
południowej.
•
podzwrotnikową (30° - 40°) - z rocznymi
opadami 500 - 1000 mm przypadającymi głównie
jesienią i zimą, co jest spowodowane przesuwaniem się strefy frontu polarnego w kierunku
zwrotników.
•
umiarkowanych szerokości (40° - 60°) - o
rocznej sumie opadów 250 - 1000 mm. Roczne
sumy opadów zmniejszają się w miarę oddalania
od wybrzeży morskich. Największe są na
zachodnich wybrzeżach, gdzie są równomiernie
rozłożone w ciągu całego roku (z niewielką
przewagą
w
okresie
zimy),
najniższe
w
wewnętrznych obszarach lądów (szczególnie na
terenach osłoniętych górami), gdzie przeważaj ą w
cieplej porze roku.
wysokich szerokości geograficznych (ponad
60°) - o niewielkich rocznych sumach opadów poniżej 250 mm, co jest spowodowane małą
wilgotnością bezwzględną powietrza oraz przewagą
stałych postaci opadów, które wykazują znacznie
mniejszą
wydajność.
Nieco
większe
opady
występują na wybrzeżach, wzdłuż których płyną
ciepłe prądy morskie.
Strefowy rozkład opadów na Ziemi jest
zakłócony na obszarach o cyrkulacji monsunowej,
gdzie roczna suma opadów znacznie przekracza
wartości notowane w strefie okołorównikowej.
Okres występowania opadów na tych terenach
pokrywa się z porąmonsunu letniego.
We wszystkich strefach opadowych na obszarach
górskich występuje zwiększona suma opadów,
szczególnie na stokach dowietrznych. Na stokach
zawietrznych, które znajdują się w tzw. ciśnieniu
opadowym, opady są zdecydowanie mniejsze. W
górach notuje się wzrost opadów wraz z wysokością, lecz tylko do wysokości, powyżej której niska
temperatura i wynikająca z niej mała zawartość
pary wodnej w powietrzu powodują spadek ilości
opadów.
Zjawisko
to
nazwano
inwersją
opadową.
Najwyższe opady na świecie zanotowano w
miejscowości Czerrapundżi położonej u podnóża
Himalajów - 22 990 mm w sezonie 1860/61 przy
średniej rocznej sumie opadów ok. 12 000 mm.
Przyczyną takiej dużej sumy opadów jest nałożenie
się tutaj bariery orograficznej gór na działanie
monsunu letniego.
Najniższe średnie roczne sumy opadów - l mm
występują w Chile w miejscowości Arica położonej
na pustyni Atacama.
35.
Pogoda a klimat
Pogoda to ogół fizycznych zjawisk, którym
podlega troposfera nad danym obszarem w
określonym czasie. Składnikami pogody są:
temperatura powietrza, ciśnienie atmosferyczne,
wiatr (kierunek i siła), wilgotność powietrza,
zachmurzenie nieba, opady, nasłonecznienie.
Pogoda zmienia się w czasie, dlatego o określonym
typie pogody możemy mówić wtedy, gdy przez
kilka bądź kilkanaście godzin lub dni poszczególne
składniki pogody utrzymują się w niezmienionej
formie. Przyczyną zmian pogody jest m. in.
Przemieszczanie się mas powietrza, frontów
atmosferycznych i układów ciśnienia. Dominujące
na danym obszarze typy pogody decydując jego
klimacie.
Klimat to wieloletni, charakterystyczny dla danego
obszaru przebieg stanów pogody i poszczególnych
jej składników, ustalony na podstawie pomiarów i
obserwacji meteorologicznych. Minimalny okres
obserwacji konieczny do określenia typu klimatu
wynosi 10 lat. Klimat i pogoda kształtowane są
przez te same uwarunkowania i majątakie same
składniki. Czynniki kształtujące klimat można
podzielić na dwie grupy:
1. Czynniki ogólne (globalne), do których należą:
•
zróżnicowanie oświetlenia Ziemi,
•
proces obiegu ciepła na Ziemi,
•
ogólna cyrkulacja powietrza w troposferze,
•
proces obiegu wilgoci.
2. Czynniki geograficzne, do których zaliczamy:
•
szerokość geograficzną - od której zależy
intensywność i czas naświetlania promieniami
słonecznymi, co wpływa na strefowe zróżnicowanie
temperatury i ciśnienia.
• rozkład lądów i mórz - zakłócający strefowy
rozkład temperatur, ciśnień i opadów ze względu
na różnice w szybkości nagrzewania się i
oddawania ciepła przez wodę i ląd. Jest przyczyną
wydzielenia klimatu morskiego o dużych
opadach równomiernie rozłożonych w ciągu całego
roku, chłodnym lecie, łagodnej zimie, małej
rocznej
amplitudzie
temperatur
powietrza
(poniżej 18°C) i klimatu kontynentalnego o
małej ilości opadów (przeważających latem),
mroźnych zimach, upalnych latach, rocznej
amplitudzie temperatur przekraczającej 23°C.
• odległość od morza - wraz z odległością od
morza
maleje
ilość
opadów,
natomiast
temperatura latem rośnie, zimą- obniża się.
•
wysokość nad poziom morza - wraz z
wysokością
spada
ciśnienie
i
temperatura
powietrza, rośnie natomiast wilgotność względna i
suma
opadów
(do
pewnej
wysokości).
Bezwzględna
wysokość
terenu
decyduje
o
piętrowości klimatycznej - klimat górski, który
może
występować
w
każdej
szerokości
geograficznej.
• rozkład form ukształtowania powierzchni decyduje o możliwości przemieszczania się mas
powietrza, np. obszary górskie są barierami
klimatycznymi. W skali lokalnej ukształtowanie
decyduje o miejscowym krążeniu powietrza, np.
wiatry górskie.
•
szata roślinna - zwarte kompleksy leśne
zmniejszają dobowe i roczne amplitudy temperatur
oraz zwiększaj ą wilgotność powietrza (transpiracja roślin).
•
prądy morskie - zimne prądy ochładzają i
osuszają klimat, ciepłe -podnoszą temperaturę i
zwiększaj ą ilość opadów.
• działalność człowieka - najlepiej widoczna na
obszarach zurbanizowanych, gdzie średnie roczne
temperatury powietrza są wyższe niż na terenach
przyległych o l - 2°C. Podobnie większa ilość jąder
kondensacji
(zapylenie)
przyczynia
się
do
zwiększenia ilości opadów.
36. Strefy klimatyczne na Ziemi
Wymienione w poprzednim rozdziale czynniki
kształtujące klimat spowodowały zróżnicowanie
wysokości temperatur i opadów oraz ich specyficzny rozkład w ciągu roku na różnych
obszarach Ziemi. Pozwoliło to wydzielić strefy
klimatyczne, a w ich obrębie typy klimatów.
•
Strefa klimatów równikowych charakteryzuje się średnią roczną temperaturą
około 25°C, małymi (kilka stopni) dobowymi i
rocznymi amplitudami temperatur, roczną sumą
opadów
powyżej
2000
mm.
W
strefie
podrównikowej pory roku wyznacza rozkład
opadów, zależnie od wysokości Słońca nad
horyzontem - pora sucha i deszczowa. W strefie
klimatów równikowych wyróżnia się klimat
równikowy
wybitnie
wilgotny
oraz
podrównikowy z jedną lub dwiema porami
suchymi.
• Strefy klimatów zwrotnikowych - w których
średnie temperatury najcieplejszych miesięcy są
wyższe niż 25°C, najzimniejszych od 10°C do
20°C. Charakterystyczne dla tej strefy są bardzo
wysokie dobowe amplitudy temperatur. Bardzo
zróżnicowana jest wysokość opadów. Od ponad
2000 mm na obszarach monsunowych, gdzie
występuj ą w ciepłej porze roku, do minimalnych poniżej 100 mm na zachodnich wybrzeżach i w
centralnych częściach kontynentów. W strefie
zwrotnikowej występują klimaty: zwrotnikowy
suchy (pustynny), zwrotnikowy morski i
zwrotnikowy monsunowy.
•
Strefy klimatów podzwrotnikowych - ze
średnimi rocznymi temperaturami 10°C - 20°C i
średnimi
temperaturami,
najchłodniejszego
miesiąca od 0°C do 10°C. Pory roku wyznaczane
są przez temperatury i opady przeważające w
jednej z nich. Występują tu trzy typy klimatu:
śródziemnomorski,
podzwrotnikowy
kontynentalny
suchy
(pustynny)
i
podzwrotnikowy monsunowy.
•
Strefy klimatów umiarkowanych - które
dzielimy na dwie części:
grupę klimatów ciepłych i chłodnych. W ciepłej
części strefy średnie roczne temperatury wynoszą
od 0°C do 10°C, wyraźnie zaznaczają się
termiczne pory roku, a opady mogą przeważać we
wszystkich porach roku. Występują tu klimaty
umiarkowane: morski, lądowy, przejściowy
(między morskim i lądowym) oraz monsunowy.
W chłodnej części strefy średnie temperatury
najzimniejszego miesiąca spadają do ok. -10°C.
Wyróżnia się w niej klimaty morski i lądowy.
Strefy klimatów okołobiegunowych - o
średnich rocznych temperaturach poniżej 0°C i
temperaturach najcieplejszego miesiąca poniżej
10°C - brak termicznego lata, oraz niewielkich
(poniżej 250 mm) opadów, głównie śnieżnych. W
strefach okołobiegunowych wydziela się nieco
cieplejszy klimat subpolarny i klimat polarny z
ujemnymi temperaturami w ciągu całego roku.
Klimatem astrefowym, mogącym występować we
wszystkich strefach jest klimat górski.
37. Przewidywanie pogody
Obserwacje
(pomiary)
meteorologiczne
prowadzone według ustalonych, jednolitych zasad
oraz informacje dostarczane przez satelity
meteorologiczne są podstawą opracowywania map
synoptycznych (map pogody) i prognozowania
pogody. Treść map synoptycznych stanowią
wszystkie składniki pogody oraz występujące nad
danym obszarem masy powietrza i fronty
atmosferyczne. Można zatem na ich podstawie
przewidzieć kierunki przemieszczania się mas
powietrza, zmiany temperatur, kierunek wiatrów i
opady, czyli prognozować pogodę.
Zasoby wody na Ziemi
38.
Postacie wody na Ziemi
Wody występujące na Ziemi tworzą hydrosferę,
czyli wodną powłokę Ziemi. W skład hydrosfery
wchodzą wody skupione w morzach i oceanach,
lądowe wody powierzchniowe i podziemne, wody
uwięzione w lodowcach oraz woda w atmosferze i
biosferze. Oszacowano, że zasoby wodne na Ziemi
wynoszą ok. 1385 min km3, z czego tylko 34 min
km3 stanowią wody słodkie.
Woda na Ziemi występuje w trzech postaciach, z
których główną jest ciekły stan skupienia.
Najwięcej wody w postaci ciekłej skupiają morza i
oceany - 96,5% całych zasobów, natomiast z wód
słodkich najwięcej jest wód podziemnych. Ciekłą
postać ma również część wód atmosferycznych
oraz wody biologiczne, tj. wchodzące w skład
organizmów żywych.
Woda w postaci stałej znajduje się w lądolodach i
lodowcach górskich, stałej pokrywie śnieżnej oraz
wiecznej zmarzlinie, tj. przenikniętej lodem
warstwie gruntu. Stałą postać maj ą również
kryształki lodu w chmurach.
Trzecią
postacią
wody
jest
powszechnie
występująca para wodna. Odgrywa ona zasadnicze
znaczenie w atmosferze i cechuje się bardzo dużą
zmiennością natężenia w przestrzeni geograficznej.
Poza wymienionymi trzema stanami skupienia
woda jest również lotnym składnikiem magmy i
bierze
udział
w
krystalizacji
minerałów
skałotwórczych, np. w skałach zastygających pod
powierzchnią Ziemi zajmuje od 0,5 do 0,8%
ogólnej ich wagi. Są to tzw. wody juwenilne.
Wymienione postacie, w których woda może
występować ulegają ciągłym przemianom, które
zachodzą pod wpływem dwukierunkowej wymiany
ciepła. Pobieranie lub oddawanie ciepła prowadzi
do swobodnej zmiany stanu skupienia wody. Wody
uwięzione w skałach przechodzą w ciekłą postać
jedynie na drodze oddawania ciepła.
39.
Obieg wody w przyrodzie
Przyjmuje się, że całkowita masa wody na Ziemi
jest niezmienna, lecz podlega ciągłej przemianie
stanów skupienia. Stały obieg wody między stanami
skupienia,
powodowany
zmianami
temperatury i siłą ciężkości, nazywamy cyklem
hydrologicznym. Cykl hydrologiczny obejmuje:
• parowanie z powierzchni wszystkich otwartych
zbiorników wodnych (oceanów, mórz, jezior, rzek),
z gruntu i organizmów żywych,
•
unoszenie pary wodnej w troposferze, jej
kondensację a następnie skraplanie i powstawanie
chmur złożonych z kropelek wody lub kryształków
lodu,
• powrót wody na powierzchnię Ziemi w postaci
opadów atmosferycznych, które:
• zasilają otwarte zbiorniki oraz lądolody i lodowce
górskie, pływają po powierzchni terenu (spływ
powierzchniowy) i za pośrednictwem rzek zasilają
ocean światowy, wsiąkają w podłoże, przez co
dostarczają glebie wilgoci i zasilają wody
podziemne, przez ruch wód podziemnych (spływ
podziemny) mogą za pośrednictwem źródeł zasilać
wody
powierzchniowe,
są
pobierane
przez
organizmy żywe, mogą podlegać bezpośredniemu
parowaniu. Przedstawione krążenie wody w
przyrodzie uznaje się jako obieg zamknięty, w
wyniku którego w ciągu roku wymianie ulega ok.
510 tyś. km3 wody.
Uczestniczące w obiegu wody mogą być z niego na
pewien czas wyłączone, np. przez zatrzymanie w
pokrywie śnieżnej i lodowej lub pod powierzchnią
ziemi. Okresowe wyłączenie wody z obiegu
nazywamy retencją. Zretencjonowana woda w
postaci lodowców górskich, lądolodów, pokrywy
śnieżnej, bagien, paku lodowego na oceanach po
pewnym okresie czasu wraca do obiegu. W wyniku
krążenia wód następuje ich wymiana. Obliczono,
że całość hydrosfery ulega wymianie średnio co
2800 lat, woda atmosferyczna i woda w rzekach co
9 - 10 dni, wody jezior co 7 lat, a wody podziemne
co 5000 lat.
40.
Bilans wodny
Straty wody w wyniku parowania są w skali
świata równoważone opadami atmosferycznymi.
Zestawienie zysków i strat wody na określonym
obszarze w ciągu roku nazywamy bilansem
wodnym.
W przypadku obszarów morskich bilans
wodny jest prosty. W ciągu roku ocean światowy
otrzymuje w postaci opadów 411 600 km3 wody
oraz przyjmuje 41 000 km3 wód rzecznych. W tym
samym czasie z powierzchni wszech oceanu
wyparowuje 452 600 km3 wody. Zyski i straty
wody równoważą się.
Bardziej skomplikowany jest bilans wodny
opadów lądowych. Po strome zysków należy w
nim uwzględnić:
• opady atmosferyczne
• kondensację pary wodnej w postaci osadów
•
zasoby wodne z poprzedniego okresu (wody
zretencjonowane)
• spływ powierzchniowy z sąsiednich obszarów
•
podziemne przesiąkanie wody z sąsiednich
obszarów Po stronie ubytków znajdują się:
• straty spowodowane parowaniem
• odpływ powierzchniowy na inne obszary
• podziemne przesiąkanie do sąsiednich obszarów
•
zasoby pozostawione na okres następny
(retencja)
Obszary, na których ilość wody po stronie zysków
jest większa niż jej straty w ciągu roku, mają
dodatni bilans wodny. Nadwyżki gromadzone są
głównie w jeziorach i pod powierzchnią terenu oraz
odpływają rzekami do mórz. Generalnie dodatni
bilans wodny mają obszary, na których roczna
suma opadów przewyższa wartość parowania.
Warunki
takie
występują
w
równikowej,
umiarkowanej
i
podbiegunowej
strefie
klimatycznej.
Na suchych, pustynnych obszarach, gdzie roczna
suma opadów jest mniejsza niż potencjalne
parowanie, bilans wodny jest ujemny. Najwięcej
obszarów o ujemnym bilansie wodnym występuje
w klimatycznej strefie zwrotnikowej i w klimatach
kontynentalnych suchych strefy umiarkowanej.
Wody lądowe
41.
Rodzaje wód podziemnych
Wody wypełniające pory i pęknięcia w skałach,
znajdujące
się
pod
powierzchnią
terenu,
nazywamy wodami podziemnymi. Szczególne
znaczenie dla gromadzenia się i przemieszczania
wód podziemnych ma przepuszczalność skał i
układ warstw skalnych.
Wsiąkająca w powierzchnię terenu woda opadowa
wypełnia warstwę przepuszczalną i gromadzi się
ponad utworami nieprzepuszczalnymi. W ten
sposób tworzy się warstwa wodonośna, tj.
warstwa wypełniana wodą ograniczona od dołu
warstwą skał nieprzepuszczalnych, od góry
zwierciadłem
wód
podziemnych
(tj.
powierzchnią, do której sięga woda). Jeśli woda
wypełnia tylko dolną część warstwy wodonośnej,
tworzy się tzw. zwierciadło swobodne, a gdy
wypełnia całą warstwę tzw. zwierciadło napięte.
Powyżej zwierciadła wody podziemnej znajduje się
strefa napowietrzania (aeracji), czyli sucha
strefa, przez którą przesiąka woda. Strefa aeracji
może mieć różną grubość, może również wcale nie
występować, co ma miejsce w przypadku obszarów
bagiennych.
Wody podziemne mogą występować na różnych
głębokościach i mieć odmienny sposób zalegania.
Dlatego wyróżniamy kilka rodzajów wód podziemnych:
wody zaskórne (wierzchówki) - zalegające
bardzo płytko pod powierzchnią, pozbawione strefy
aeracji lub mające tą strefę w postaci kilkucentymetrowej
warstwy.
Podlegają
wpływom
atmosferycznym – zmieni się ich temperatura w
cyklu rocznym. Są silnie zanieczyszczone przez
gnijące substancje organiczne, dlatego nie nadają
się do picia,
wody gruntowe - występują w pierwszej od
powierzchni ziemi warstwie wodonośnej, lecz na
większej głębokości niż wierzchówki. Ze względu
na grubą warstwę napowietrzania są dobrze
filtrowane, zatem czyste. Cechuje je równowaga
termiczna, tzn. przez cały rok utrzymuje się
średnia roczna temperatura obszaru, Wody
podziemne,
szczególnie
głębinowe,
nie
są
chemicznie czyste. Jeśli zawartość związków
mineralnych w jednym litrze wody przekracza l
gram, wodę nazywamy mineralną. W zależności
od składu chemicznego wyróżnia się:
•
solanki - zawierające sól kamienną i sole
magnezu,
•
wodorowęglanowe - zawierające kwaśne
węglany wapnia i sodu,
• wody siarczanowe - zawierające siarczki sodu i
wapnia,
• wody radoczynne - z zawartością pierwiastków
promieniotwórczych,
• szczawy - zawierające ponad 1000 mg wolnego
CC>2 w l dm3.
wody głębinowe - zalegają pod warstwą
nieprzepuszczalną,
często
na
dużych
głębokościach. Mogą być zasolone lub zawierać
duże ilości rozpuszczonych związków mineralnych.
Często
mają
podwyższoną
temperaturę
spowodowaną ciepłem pochodzącym z wnętrza
Ziemi. Są wtedy wodami termalnymi,
wody artezyjskie - znajdują się w warstwie
wodonośnej położonej między dwoma warstwami
nieprzepuszczalnymi tworzącymi nieckę. Warstwa
wodonośna na skrzydłach niecki dochodzi do
powierzchni, dzięki czemu może być zasilana wodą
opadową. Woda gromadząca się w warstwie
wodonośnej spływa do najniżej położonej części
warstwy i dzięki temu działa na nią ciśnienie
hydrostatyczne wód znajdujących się w wyższych
częściach warstwy. W przypadku przebicia
nadległej
warstwy
nieprzepuszczalnej
woda
samoczynnie wypływa na powierzchnię lub
podniesie się tylko jej poziom bez wypływu na
powierzchnię - wody subartezyjskie.
42.
Charakterystyka źródeł
Źródło to naturalny, samoczynny, skoncentrowany
w jednym miejscu wypływ wody podziemnej na
powierzchnię terenu. Miejsce jego powstania
zależy od budowy geologicznej i rzeźby terenu. W
przyrodzie występuje wiele różnorodnych typów
źródeł, które można pogrupować, biorąc za
podstawę następujące kryteria podziału:
•
przyczynę powodującą wypływ wody
podziemnej na powierzchnię:
- źródło zstępujące - do którego woda spływa z
wyższych poziomów pod wpływem siły ciężkości.
- źródło wstępujące - do którego wody dopływają
z głębi ku górze pod wpływem ciśnienia
hydrostatycznego.
•
ośrodek, z którego wypływa woda:
- źródło warstwowe - które powstaje w miejscu
przecięcia warstwy wodonośnej przez powierzchnię
terenu.
- źródło szczelinowe - w którym woda podziemna
wypływa ze szczeliny przeciętej przez powierzchnię
ziemi. Układ szczelin w skałach decyduje, czy woda
wypływa na powierzchnię pod wpływem siły
ciężkości - źródło szczelinowe zstępujące, czy też
pod wpływem ciśnienia hydrostatycznego - źródło
szczelinowe wstępujące.
- wywierzysko (źródło krasowe) - miejsce
wypływu wody krasowej z kanału krasowego na
powierzchnię terenu lub do jaskini.
- źródło uskokowe - zasilane wodą ze szczeliny
lub strefy uskokowej powstające w miejscu
przecięcia warstwy wodonośnej przez uskok, może
być wstępujące lub zstępujące.
- źródło osuwiskowe - powstające u czoła
osuwiska, zasilane wodą
przepływającą pod osuwiskiem wzdłuż płaszczyzny
ześlizgu.
- źródło przelewowe - powstające w wyniku
wypełniania warstwy wodonośnej do takiego
poziomu, że zwierciadło wód gruntowych przecina
się z powierzchnią terenu.
- gejzer - specyficzny typ źródła, występujący na
obszarach
wulkanicznych,
wyrzucający
w
powietrze gorącą wodę i parę wodną w
regularnych odstępach czasu. W głębi gejzeru
znajduje się kanał wypełniony wodą podgrzewaną
przez pobliskie ognisko magmowe. Podgrzana do
temperatury wrzenia woda zamienia się w parę,
która wyrzuca w powietrze słup wody znajdującej
się wyżej. W jej miejsce napływa woda
chłodniejsza i proces rozpoczyna się od początku.
Najbardziej znane gejzery występują w parku
Yellowstone, w USA, na Islandii, Nowej Zelandii i
Kamczatce.
• położenie w stosunku do formy ukształtowania
powierzchni:
- źródła stokowe - powstające na stoku w miejscu
przecięcia przez stok warstwy wodonośnej.
- źródła dolinne - powstające w dnie doliny.
- źródła terasowe - powstające
częściach teras rzecznych.
w
górnych
- źródło krawędziowe - powstające u podnóża
stoku.
• temperaturę wody:
- źródła zimne - o temperaturze wody niższej od
średniej rocznej temperatury powietrza obszaru,
na którym występuje źródło.
- cieplice (termy) - źródła o temperaturze wody
wyższej od średniej rocznej temperatury powietrza
w miejscu występowania źródła.
• skład chemiczny wody:
- źródła mineralne - których wody zawierają
rozpuszczone substancje mineralne w ilości co
najmniej l g/litr.
źródła słodkie - których wody wykazują
niską mineralizację, poniżej l g/litr.
43.
Systemy rzeczne, dorzecza i
zlewiska
Woda płynąca grawitacyjnie po powierzchni ziemi
zgodnie z nachyleniem
terenu w wyraźnie zaznaczonym korycie to rzeka.
Ogół rzek płynących na
określonym obszarze nazywamy siecią rzeczną.
Tworzą ją skomplikowane
układy, w których można wyróżnić:
rzekę
główną
czyli
rzekę
uchodzącą
bezpośrednio do morza lub jeziora. Najdłuższymi
na świecie rzekami głównymi są: Nil z Kagerą 6670 km, Amazonka z Maranon - 6437 km
(według danych brazylijskich Amazonka ma
długość 7100 km), Missisipi z Missouri - 5970 km,
Jangcy - 6300 km, w Europie Wołga - 3530 km.
dopływ - tj. ciek uchodzący do innej większej
rzeki z jej prawej (dopływ prawobrzeżny) lub lewej
(dopływ lewobrzeżny) strony, licząc od źródeł rzeki
głównej. Najdłuższe dopływy mają: Amazonka,
Kongo, Missisipi z Missouri, Jenisej i Lena.
system rzeczny - obejmujący rzekę główną wraz
z jej wszystkimi dopływami bezpośrednimi i
pośrednimi, czyli dopływami dopływów, zajmujący
określone dorzecze.
dorzecze - obszar, z którego wody spływają do
jednej rzeki. Dorzecza dopływów stanowią części
składowe dorzecza rzeki głównej. Dorzecza mogą
mieć wyraźnie zróżnicowaną wielkość po prawej i
lewej stronie rzeki głównej. Mówimy wtedy o
asymetrii dorzeczy, np. asymetryczne są
dorzecza Wisły i Odry, w których stosunek lewej do
prawej części wynosi odpowiednio 27 : 73 i 30 :
70. Największe na świecie dorzecza mają:
Amazonka - 7,18 min km2, Kongo 3,69 min km2 i
Missisipi z Missouri - 3,26 min km2.
zlewisko - obszar, z którego wody spływają do
jednego morza lub oceanu, składający się z
dorzeczy rzek głównych uchodzących do tego
morza. Zlewiska mórz są częściami składowymi
zlewisk oceanów. Największe jest zlewisko Oceanu
Atlantyckiego zajmujące ponad połowę powierzchni
lądów.
obszar bezodpływowy - czyli obszar, z którego
wody powierzchniowe nie spływają do żadnego
morza, lecz kończą swój bieg w bezodpływowym
jeziorze lub bagnie albo wysychaj ą w swym biegu.
dział wodny - graniczna linia na powierzchni
ziemi oddzielająca sąsiednie dorzecza, zlewiska lub
obszary bezodpływowe.
Rzeki można podzielić ze względu na regularność
przepływu wody na:
• stałe - prowadzące wodę przez cały rok,
•
okresowe - płynące regularnie w okresach
deszczowych, wysychające w porze suchej,
•
epizodyczne - płynące sporadycznie, np. po
ulewnych deszczach.
44.
Zasilanie rzek. Typy reżimów
rzecznych
Rzeki mogą być zasilane wodami podziemnymi,
wodami spływającymi powierzchniowo, opadami
oraz wodami pochodzącymi z topniejącego śniegu i
lodowców oraz wodami jezior i bagien. Na zasilanie
rzek mają przede wszystkim wpływ warunki
klimatyczne oraz budowa geologiczna, rzeźba
terenu i roślinność.
Zasilanie decyduje o tzw. przepływie rzeki, czyli
ilości wody przepływającej przez przekrój koryta
rzeki w jednostce czasu, np. w m3/sek lub w
km3/rok. Największe na świecie przepływy
mierzone przy ujściu rzeki ma Amazonka-175 000
m3/sek, Kongo - 42 000 m3/sek i Jangcy - 35 000
m3/sek. Przepływ rzeki zmienia się w ciągu roku,
co powoduje zmianę poziomu wody w korycie rzeki
określanego jako stan wody. Rzeka może mieć
stany wody niskie - mało wody w korycie, średnie -
woda wypełnia koryto i wysokie - podczas których
woda może płynąć korytem i terasą zalewową rzeki
(patrz: Egzogeniczne procesy rzeźbotwórcze,
rozdz.8). Wezbranie wód powyżej górnej granicy
stanów wysokich i zalanie doliny poza korytem i
terasą zalewową oznacza powódź.
Roczny rytm przepływu rzeki, jej stanów wody
oraz przebiegu zasilania nazywamy ustrojem lub
reżimem rzecznym. Wyróżniamy następujące
typy ustrojów (reżimów) rzecznych:
deszczowy równikowy - o wysokich stanach
wód w ciągu całego roku z dwukrotnym maksimum
przepływów przypadających na okresy obfitszych
deszczów zenitalnych, np. Amazonka, Kongo.
deszczowy zwrotnikowy - o wysokich stanach
wód w porze deszczu zeni-talnego i bardzo niskich
stanach, aż do wysychania rzeki, w porze suchej,
np. rzeki Australii i Afryki Północnej.
deszczowy monsunowy - z dużymi wahaniami
stanów wody i maksimum przepływów w czasie
monsunu letniego, np. Jangcy, Ganges, Me-kong.
deszczowy śródziemnomorski - ze względu na
rozkład opadów w ciągu roku maksimum
przepływów przypada na okres zimny, w czasie
lata rzeki mogą wysychać, np. Tyber, Ebro.
deszczowy oceaniczny - o wyrównanych
przepływach w ciągu całego roku z niewielkim
wzrostem stanów wód zimą, gdy parowanie jest
mniejsze, np. Tamiza, Loara.
śnieżny - z najwyższymi stanami wód wiosną - w
czasie topnienia śniegów i pokrywy lodowej - oraz
najniższymi w okresie jesieni i zimy. Przez kilka
miesięcy w roku rzeki o tym ustroju są
zamarznięte, np. Lena, Mackenzie, Indygirka.
śnieżno-deszczowy - z dwoma okresami
wysokich stanów wód wyższym wiosennym
związanym z topnieniem śniegów i lodów oraz letnim
niższym,
wynikającym
z
maksimum
opadowego, np. Wisła, Dniepr.
lodowcowy
z
wahaniami
stanu
wód
wynikającymi z topnienia lodowców w porze
letniej. Ustrój ten mają górne odcinki rzek
wypływających z lodowców górskich, np. Ren,
Rodan, Syr-daria.
45.
Jeziora - ich klasyfikacja i
ewolucja
Jezioro to naturalny śródlądowy zbiornik wody
tworzący się w zagłębieniach terenu. Z uwagi na
różny sposób powstawania zagłębień, w których
mogą
gromadzić
się
wody,
wyróżniamy
następujące typy jezior:
tektoniczne - wypełniające zagłębienia powstałe
w wyniku ruchów skorupy ziemskiej, tj. rowy i
zapadliska tektoniczne. Jeziora tego typu są
bardzo głębokie, często maj ą wydłużony kształt i
strome stoki, np. Bajkał, Malawi, Tanganika,
Wiktorii, Morze Martwe.
wulkaniczne - powstające w kraterach wygasłych
wulkanów lub w zagłębieniach pól lawowych.
Jeziora wulkaniczne mają niewielką powierzchnię,
często okrągły kształt i dość dużą głębokość. Jeziorami tego typu są: Albano koło Rzymu, Crater Lakę
w USA, My-vatn na Islandii oraz liczne jeziora na
Jawie.
polodowcowe
w
zagłębieniach
terenu
utworzonych w wyniku rzeźbotwór-czej działalności
lodowców górskich i lądolodów (patrz: Egzogeniczne procesy rzeźbotwórcze, rozdz. 10, rozdz.
11). Ze względu na różny sposób powstawania
zagłębień
wśród
jezior
polodow-cowych
wyróżniamy jeziora:
•
cyrkowe (karowe) - niewielkie, głębokie
jeziora o kolistym kształcie, zajmujące dno cyrku
lodowcowego (dawne pola firnowe), np. Czarny
Staw Gąsienicowy w Tatrach;
•
rynnowe - długie, wąskie jeziora o stromych
brzegach i licznych przegłębieniach w dnie,
powstające w rynnach wyżłobionych przez wody
podlodowcowe, np. Gopło Wigry, Jeziorak,
Drawsko;
•
morenowe - duże, płytkie jeziora o różnych
kształtach, powstające w wyniku zatamowania
odpływu wody przez osady morenowe, np.
Śniardwy, Mamry, Roś;
•
wytopiskowe (oczka) - małe, okrągłe lub
owalne jeziora o głębokości kilku metrów, powstałe
w wyniku wytapiania się brył martwego lodu
zalegających w osadach polodowcowych.
przybrzeżne - powstające w wyniku odcięcia
zatoki od otwartego morza przez mierzeję. Są to
jeziora stosunkowo duże, płytkie, często o
zabagnionych brzegach, np. Gardno, Łebsko,
Jamno.
reliktowe - będące pozostałością dawnego morza
lub większego jeziora oraz jeziora oddzielone od
morza na skutek ruchów tektonicznych albo
obniżenia poziomu wody. Jeziorami reliktowymi są:
Morze Kaspijskie, J. Aralskie.
krasowe - powstające na skutek zapadania się
stropów
jaskiń
krasowych
lub
w
innych
zagłębieniach krasowych (patrz: Egzogeniczne procesy rzeźbotwórcze, rozdz. 2). Jeziora tego typu
występuj ą na obszarach zbudowanych ze skał
wapiennych lub gipsowych, np. w Chorwacji i na
Polesiu Lubelskim.
deltowe - tworzące się w płytkich obniżeniach
między licznymi odgałęzieniami rzecznymi na
obszarze delty. Jeziora deltowe są płytkie i mają
bagniste brzegi, np. Drużno.
starorzecza (rzeczne) - są fragmentem dawnego
zakola rzeki odciętego od obecnego koryta, mają
kształt wydłużony, sierpowaty, są wąskie i płytkie.
wydmowe
(eoliczne)
tworzą
się
w
zagłębieniach międzywydmowych powstałych na
skutek wywiewania piasku. Jeziora wydmowe są
niewielkie, płytkie i okresowo wysychają.
osuwiskowe - powstające w wyniku zatamowania
odpływu
wody
przez
osuwisko
(patrz:
Egzogeniczne procesy rzeźbotwórcze, rozdz. 3) lub
obrywy
skalne,
np.
jeż.
Duszatyńskie
w
Bieszczadach.
kosmiczne
tworzące
się
w
kraterach
meteorytowych. Okrągłe i stosunkowo
płytkie jeziora, np. Clearwater West w Kanadzie.
poligenetyczne (o złożonej genezie) - np. jeziora
tektoniczno-polodowcowe
(wielkie
jeziora
w
Ameryce Północnej), tektoniczno-eoliczne, np.
Czad.
sztuczne (antropogeniczne) - utworzone przez
człowieka, najczęściej w wyniku przegrodzenia
rzeki zaporą.
Woda zgromadzona w jeziorach pochodzi z
opadów, zasobów wód podziemnych oraz rzek
uchodzących do jezior. Jeśli jezioro położone jest
na obszarach o klimacie suchym i gorącym i jest
jeziorem bezodpływowym, woda może ulec
zasoleniu, np. Jezioro Aralskie, Morze Martwe
(zasolenie do 23%). W suchym i gorącym klimacie
może
również
dochodzić
do
intensywnego
wysychania, przez co okresowo zmniejsza się
powierzchnia jeziora, np. Czad z 26 tyś. km2 do 7
tyś. km2 czy Eyre z 15 tyś. km2 do 0.
W skali czasu geologicznego jeziora są formami
krótkotrwałymi. Wraz z rozwojem w nich życia
organicznego ulegaj ą zarastaniu i wypełnianiu misy jeziornej szczątkami organizmów oraz osadami
mineralnymi (nanoszonymi przez rzeki uchodzące
do jeziora). Proces ten prowadzi do wypły-cenia i
w konsekwencji zaniku jeziora. W zależności od
stopnia zarastania zmienia się temperatura wody,
jej skład chemiczny i możliwości napowietrzania. W
zależności od tych warunków wyróżniamy jeziora:
oligotroficzne - z wodami bogatymi w tlen, o
niebieskiej lub zielonkawej barwie i dużej
przejrzystości (do 10 m). Są to jeziora głębokie o
piaszczystym lub żwirowym dnie. Ze względu na
małą ilość substancji odżywczych flora i fauna
jezior oligotroficznych jest uboga.
eutroficzne - w których wody powierzchniowe są
bogate w tlen i substancje odżywcze, natomiast w
warstwach przydennych tlenu jest niewiele. Wody
tych
jezior
mają
barwę
zielonkawą
lub
żółtozielonkawą i przezroczystość do 3 m. Ze
względu na korzystne warunki do rozwoju życia
organicznego flora i fauna jest obfita. Intensywnie
rozwijają się procesy gnilne, jezioro zarasta od
dna, które staje się muliste i od brzegów.
dystroficzne - o wodach ubogich w tlen i
substancje odżywcze. Kolor wody jest brunatny, co
wynika z daleko posuniętego rozkładu szczątków
organicznych. Mała jest również przezroczystość
wód - dochodzi do l m. Jezioro zarasta od góry.
Często sąsiaduj ą z nim torfowiska, które w
przeszłości stanowiły część jeziora.
Proces zaniku jezior położonych w klimacie
wilgotnym prowadzi stopniowo do powstawania
bagien i torfowisk. Natomiast w klimacie gorącym i
suchym,
po
odparowaniu
wody,
jeziora
przekształcają się w solniska. Do zaniku jezior
może dochodzić również przez zasypywanie
materiałem niesionym przez rzeki, np. obliczono,
że Jezioro Bodeńskie zostanie zasypane w ciągu 25
000 lat. Największymi jeziorami na świecie są:
Morze Kaspijskie o powierzchni 371 tyś. km2,
Górne - 82 tyś. km2, Wiktorii - 68 tyś. km2.
Natomiast największe głębokości występują w
jeziorach: Bąjkał - 1620 m, Tanganika - 1463 m i
Kaspijskim - 1025 m.
46.
Bagna i torfowiska
Bagna to obszary o trwałym nadmiernym
nawilgoceniu gruntu (80 - 95%), wynikającym z
utrudnionego odpływu wód podziemnych. Tereny
zabagnione spotyka się we wszystkich strefach
klimatycznych oraz na wszystkich wysokościach
nad poziomem morza (do granicy wiecznego
śniegu). Bagna są więc astrefowym elementem
środowiska geograficznego.
Bagna powstają przez zarastanie jezior, płytkich
zatok morskich, staro-rzeczy oraz na terenach
zbudowanych z trudno przepuszczalnych skał i na
obszarach o wysokim poziomie wód zaskómych,
gdzie powierzchniowy odpływ wód jest utrudniony.
Porośnięte są specyficzną roślinnością przekształcającą się w torf. Powstawanie torfowiska
rozpoczyna się od obumierania roślin wodnych. Na
tych osadach roślinnych zaczyna rosnąć mech torfowiec. Przy słabym dopływie tlenu, ze szczątków
roślinnych tworzy się torf, który stopniowo
zapełnia całe jezioro. Na warstwie torfu wyrastają
drzewa, głównie olchy. Powstaje torfowisko zwane
torfowiskiem niskim, gdyż wypełnia wklęsłą
powierzchnię terenu i drenuje wody gruntowe.
Znajdujący się w podłożu lasu torf nie dopuszcza
do korzeni drzew wody gruntowej. Drzewa czerpią
wodę zawartą w torfie (pozostałość wód jeziora).
Po jej wyczerpaniu las obumiera i powstaje
warstwa torfu drzewnego, a torfowisko zaczynaj ą
porastać mchy. Szybko narastające mchy powodują, że powierzchnia torfowiska zaczyna się
wznosić ponad otaczający je obszar - torfowisko
wysokie zasilane wodami opadowymi.
Zarastanie i przekształcanie jeziora w bagno
zachodzi od brzegów ku środkowi zbiornika, z
czego wynika strefowość kolejno obumierającej
roślinności. Najbliżej brzegu tworzy się torf
turzycowy z turzyc i tataraku. Na głębokości l - 3
m z obumierających trzcin i oczeretów powstaje
torf
trzcinowy,
natomiast
najgłębiej
torf
sapropelowy z grzybieni i grązeli. W profilu
pionowym torfowiska można spotkać wszystkie
rodzaje torfu.
Innym rodzajem bagien są nitaki, czyli niewielkie,
pokryte roślinnością podmokłe obszary tworzące
się w miejscu wycieku na powierzchnię wód
gruntowych.
47.
Warunki powstawanie lodowców
Współcześnie występujące na Ziemi lodowce
skupiają ok. 24 min km3 wody, co stanowi 1,74%
ogólnych zasobów i 68,7% zasobów wody
słodkiej.
Lodowce
pokrywają
ok.
10,5%
powierzchni
lądów.
Stopnienie
wszystkich
lodowców spowodowałoby podniesienie poziomu
wody w oceanie światowym o ok.70 m.
Lodowiec to nagromadzona na powierzchni duża
masa lodu poruszająca się w jednym lub kilku
kierunkach pod wpływem własnego ciężaru.
Powstaje
na
obszarach,
gdzie
płaskie
ukształtowanie terenu sprzyja gromadzeniu się
śniegu a niskie temperatury nie pozwalają na jego
stopnienie w ciągu całego roku. Drugi z
wymienionych warunków występuje powyżej
granicy
wiecznego
śniegu.
Za
granicę
wiecznego śniegu przyjmuje się wysokość nad poziomem morza, powyżej której w ciągu roku
przybywa więcej śniegu niż topnieje. Wysokość, na
której znajduje się granica wiecznego śniegu
zależy od warunków klimatycznych, głównie
temperatury powietrza i opadów atmosferycznych.
Granica ta jest położona najwyżej w gorących
szerokościach zwrotnikowych - ok. 6000 m n.p.m.,
w strefie równikowej ze względu na dużą ilość
opadów na wysokości ok. 5000 m n.p.m., w
średnich szerokościach geograficznych - ok. 2500
m n.p.m., a na obszarach podbiegunowych schodzi
do poziomu morza. Jeśli powyżej granicy
wiecznego śniegu nie ma płaskich powierzchni,
śnieg zsuwa się pod wpływem własnego ciężaru po
stromych stokach i lodowiec nie powstanie.
Sytuacja taka jest w Tatrach, gdzie teoretycznie
granica wiecznego śniegu przebiega na wysokości
2300 m n.p.m. Śnieg zalegający trwale powyżej
granicy wiecznego śniegu stopniowo przekształca
się w lód w wyniku zamarzania i rozmarzania
wywołanego własnym ciężarem oraz wahaniami
temperatury.
Aby
doszło
do
procesu
przekształcania w lód, warstwa śniegu musi mieć
grubość powyżej 30 m. Proces zamiany śniegu w
lód, dający początek lodowcom, przebiega według
następujących etapów;
1. śnieg - zawiera ok. 90% powietrza i posiada
ciężar objętościowy 85 kG/m3
2. firn - drobne ziarna o wielkości ok. l mm luźno
nagromadzone, zawierające ok. 50% powietrza, o
ciężarze objętościowym ok. 300 - 400 kG/m3
3. lód firnowy - spojone ziarna lodowe o ciężarze
ok. 600 kG/m3 i zawartości powietrza ok. 20 -30%
4. lód lodowcowy - gruboziarnisty, bardzo
twardy i zbity lód o niewielkiej zawartości
powietrza i ciężarze objętościowym ok. 800 kG/m3.
Warstwa lodu lodowcowego o grubości l mm
powstaje z pokrywy śnieżnej o grubości 15 mm.
Miejsce, gdzie zachodzi proces przekształcania
śniegu w lód lodowcowy
nazywane jest polem firnowym.
48.
Lodowce górskie
Lodowce górskie składaj ą się z pola firnowego i
jęzora lodowcowego. Pole firnowe położone
powyżej granicy wiecznego śniegu stopniowo
wypełnia się lodem lodowcowym. Gdy lodu jest już
tak dużo, że nie mieści się w polu firnowym, dolna
jego warstwa pod naporem leżącej wyżej pokrywy
jest wyciskana i spływa jęzorami w dół,
wykorzystując naturalne obniżenia terenu, tj.
doliny górskie.
Ruch lodu w jęzorach lodowcowych następuje
przez ześlizgiwanie się po nachylonym podłożu jęzor płynie, gdyż lód lodowcowy pod wpływem
ciśnienia zachowuje się jak ciało plastyczne.
Prędkość tego ruchu bywa różna, np.w Alpach
jęzory spływaj ą z prędkością 80-150 m/rok, a w
Himalajach 700 - 1300 m/rok. Jęzor lodowcowy
nie spływa z taką samą prędkością na całej swej
szerokości, prędkość ruchu jest największa w
środkowej części, znacznie mniejsza przy zboczach
doliny. Dlatego w lodowcu tworzą się spękania szczeliny.
Jęzor lodowcowy, spływając w dół, przekracza
granicę wiecznego śniegu, poniżej której ulega
ablacji (topnieniu) i sublimacji (parowanie lodu).
Jeśli dopływ lodu z pola firnowego przewyższa
topnienie, czoło lodowca przesuwa się do przodu,
co nazywamy transgresją lodowca. Przy
zachowanej równowadze między topnieniem a
dostawą lodu, lodowiec nie zmienia swojego
zasięgu. Jeśli topnienie jest szybsze niż dopływ
lodu z pola firnowego, następuje cofanie się czoła,
czyli regresja.
W zależności od cech ukształtowania powierzchni z
pola firnowego może spływać jeden lub kilka
jęzorów. Lodowce górskie mogą zatem mieć różne
kształty i rozmiary, co jest podstawą wyróżnienia
kilku ich rodzajów, a mianowicie lodowca typu:
alpejskiego - z dużym, wklęsłym polem
firnowym, z którego spływa jeden długi jęzor
wypełniający
dolinę.
Lodowce
alpejskie
są
charakterystyczne dla obszarów górskich strefy
umiarkowanej.
himalajskiego - o licznych długich jęzorach
łączących się ze sobą. W lodowcach tego typu
może dochodzić do łączenia się jęzorów pochodzących z różnych pól firnowych.
cyrkowego (pirenejskiego) - niewielkiego lodowca
ograniczonego do pola firnowego.
norweskiego (fieldowego) - o charakterystycznej
dużej czapie lodowej położonej na rozległych
płaskich terenach, z której spływa kilka krótkich i
szerokich jęzorów.
piedmontowego ( podgórskiego) - tworzącego
zwartą pokrywę lodową na równinnym przedpolu
gór, powstającą z połączenia kilku jęzorów
spływających z różnych pól firnowych. Lodowce
tego typu występują na Alasce.
49.
Lodowce kontynentalne - lądolody
Lodowiec kontynentalny - lądolód - to gruba
pokrywa lodowa o ogromnej powierzchni. Tworzy
ona płaską lub lekko wypukłą tarczę zbudowaną z
lodu i śniegu, rozpływającą się we wszystkich
kierunkach niezależnie od rzeźby powierzchni
podłoża, które pokrywa. Ruch lodu jest wolny i
dochodzi do 20 - 30 m w ciągu roku. Współczesne
lądolody pokrywają Antarktydę i Grenlandię.
Lądolód Antarktydy - zajmuje powierzchnię ok.
14 min km2 i pokrywa kontynent czaszą o średniej
grubości 1880 m. W wielu miejscach grubość
lądolodu przekracza 4000 m. Lądolód narasta od
centrum, z którego spływa we wszystkich
kierunkach z różną prędkością. Najszybciej
przesuwa się wzdłuż tzw. strumieni lodowych (20 30 m w ciągu roku). Dochodząc do wybrzeży
morskich kontynentu i przesuwając się dalej w
morze, pozbawiony jest stałego podłoża - tworzy
lód szelfowy, czyli „zawieszony" w wodzie. Lód
szelfowy to pływająca płyta lodowa o głębokości
300 - 700 m, połączona z lądem. Otacza ona część
wybrzeży Antarktydy. Największą powierzchnię 540 tyś. km2 - zajmuje lód szelfowy schodzący do
Morza Rossa położonego na granicy półkuli
wschodniej i półkuli zachodniej. Czoło lodu
szelfowego pod wpływem własnego ciężaru pęka i
odłamują się od niego bryły tworzące góry
lodowe. Proces ten nazywamy cieleniem
lodowca. Góry lodowe mają różnorodne kształty kopulaste, ostrosłupów lub płaskiej bryły lodu, a
ich wielkość dochodzi do kilku tysięcy km 2. Góry
lodowe pływaj ą po oceanie, przy czym nad
powierzchnią wody znajduje się tylko ok. 1/7 ich
całkowitej objętości. Prądy morskie mogą unosić
góry lodowe nawet do zwrotnikowych szerokości
geograficznych, gdzie ulegają stopnieniu.
Lądolód Grenlandii -jest znacznie mniejszy od
antarktycznego i zajmuje ok. 1,8 min km2
powierzchni. Jego grubość dochodzi do 3300 m w
części centralnej, gdyż ukształtowanie Grenlandii
charakteryzuje się pasmami górskimi otaczającymi
najniżej położone wnętrze wyspy. Lądolód opada
łagodnie ku wybrzeżom, a narastanie lodu w części
środkowej powoduje ruch strumieni lodowych w
kierunku wybrzeży. Znajdujące się w strefie
brzeżnej pasma górskie powodują, że w doliny
górskie wciskają się jęzory lodowcowe, które cielą
się, tworząc góry lodowe po dotarciu do zatok lub
otwartego morza.
50.
Wieloletnia zmarzlina
Wieloletnia zmarzlina to warstwa gruntu
przeniknięta stale lodem gruntowym znajdującym
się w porach między ziarnami mineralnymi i w
szczelinach. Nazywana jest również marzłocią,
wieczną
zmarzliną
lub
podziemnym
zlodowaceniem.
Współcześnie wieloletnia zmarzlina obejmuje ok.
24% ogólnej powierzchni lądów i występuje
głównie w wysokich szerokościach geograficznych.
Przyjmuje się, że zmarzlina obejmująca północne
części Kanady, Alaski i Eurazji jest pozostałością
zlodowaceń plejstoceńskich (patrz: Dzieje Ziemi,
rozdz. 4). Obecnie wieloletnia zmarzlina powstaje
na obszarach o średniej rocznej temperaturze
powietrza poniżej -10°C i niewielkich opadach.
W wysokich szerokościach geograficznych wieczna
marzłość tworzy strefę ciągłą. Może również
występować wyspowo, tzn. wewnątrz warstwy
wiecznie zamarzniętej znajdują się obszary nie
zamarzniętego gruntu. Wieczna zmarzlina sięga
bardzo dużych głębokości, np. na Alasce 120 m, w
delcie Mackenzie - 91 m, w Jakucku 250 m, we
wschodniej Syberii średnio ponad 600 m, a w
niektórych miejscach Azji północno-wschodniej
1500 m.
Latem grunt rozmarza do niewielkiej głębokości,
np. na Syberii do ok. 2 m. Rozmarznięta warstwa
wypełniona jest wtedy całkowicie wodą, a
nasiąknięty grunt spływa nawet przy małym
nachyleniu terenu. Ponieważ woda nie ma
możliwości wsiąkania (w podłożu zamarznięty
grunt), na powierzchni tworzą się bagna. Zimą
warstwa ta szybko zamarza. Powierzchniową
warstwę gruntu rozmarzającą w ciągu lata
nazywamy warstwą czynną zmarzliny.
Oceany i morza świata
51. Podział oceanu światowego
Ocean Światowy (Wszech ocean) stanowi 71%
powierzchni całego globu i zajmuje 361 min km2
powierzchni. Podzielono go na trzy oceany. Granice
między oceanami są wyraźne na półkuli północnej,
natomiast na półkuli południowej, gdzie oceany
łączą
się,
wyznaczono
granice
umowne.
Przebiegają
one
wzdłuż
południków
przechodzących przez punkty najdalej wysunięte
na południe kontynentów. Między Oceanem
Atlantyckim i Indyjskim jest to 20°E, Indyjskim i
Pacyfikiem 148°E, Pacyfikiem i Atlantykiem 68°W.
Na każdym z oceanów wydzielono morza. Są nimi
części oceanu oddzielone od wód otwartych
półwyspami
lub
łukami
wysp,
progami
podwodnymi lub prądami morskimi. Ze względu na
cechy położenia wyróżniamy morza:
otwarte - oddzielone podmorskim progiem lub
układem prądów morskich, szeroko połączone z
oceanem, np. morza: Arabskie, Norweskie,
Sargassowe;
przybrzeżne - oddzielone od oceanu wyspami lub
półwyspami, np. morza:
Ochockie, Japońskie, Żółte;
międzywyspowe - otoczone archipelagami wysp,
np. morza: Celebesa, Jawajskie, Nowogwinejskie,
Sulu;
śródlądowe (wewnętrzne) - połączone z
oceanem tylko cieśninami, prawie całkowicie
otoczone lądem. Jeśli morze otoczone jest lądem
jednego kontynentu, nazywamy je wewnątrz
kontynentalnym (np. Morze Bałtyckie), jeśli
dwoma kontynentami – międzykontynentalnym
(np. Morze Czerwone i Morze Śródziemne).
52. Fizyczne i chemiczne właściwości
wód morskich
Temperatura wody morskiej w jej powierzchniowej
warstwie zmienia się wraz z szerokością
geograficzną.
Najwyższa
jest
w
strefie
międzyzwrotnikowej ok. 30°C, najniższa na
obszarach podbiegunowych ok. -2°C. Średnia
temperatura warstwy powierzchniowej wszystkich
wód
oceanicznych
wynosi
17,4°C.
Roczne
amplitudy temperatury wód oceanicznych są niższe
niż amplitudy temperatury powietrza nad lądami,
co wynika z dużych możliwości utrzymywania
ciepła przez wodę.
Temperatura wody zmienia się również wraz z
głębokością. Najogólniej w wodach oceanicznych
wyróżnia się trzy warstwy termiczne:
• powierzchniową - sięgającą średnio do 400
m
głębokości,
w
której
temperatury
są
zróżnicowane zależnie od czynników zewnętrznych.
W
szerokościach
umiarkowanych
warstwa
powierzchniowa
dochodzi
do
mniejszych,
natomiast w równikowych do znacznie większych
głębokości.
•
przejściową- na głębokości 400 - 1200 m,
gdzie następuje spadek temperatury do ok. 5°C.
•
głębinowąz
powolnym
spadkiem
temperatury do 0°C.
Woda morska jest roztworem niemal wszystkich
pierwiastków chemicznych. W jej skład wchodzą
głównie:
•
chlorek sodu - ok. 78% składników
mineralnych
•
chlorek magnezu - ok. 11 %
•
siarczan magnezu - ok. 5%
•
siarczan wapnia - ok. 3%
• węglany i pozostałe składniki - ok. 3%.
Chlorek sodu nadaje wodzie słony smak. Stężenie
soli to zasolenie, które średnio dla wszystkich
wód morskich wynosi 35%o (35 gramów/l litr
wody).
Wielkość
zasolenia
zależy
od:
intensywności parowania i dopływu słodkiej wody z
rzek, opadów i topniejących lodowców. Największe
zasolenie ok. 38%o mają wody obszarów
zwrotnikowych, co wynika z dużego parowania i
niewielkiej ilości opadów, najmniejsze - morza w
strefach okołobiegunowych ok. 30 - 32%o, co jest
spowodowane małym parowaniem i topnieniem lodowców. W otwartym oceanie zasolenie jest mało
zróżnicowane, waha się między 32 - 38%o.
Natomiast w morzach zamkniętych wykazuje duże
różnice. Najwyższe jest w Morzu Czerwonym do
45%o, najniższe w Bałtyku - średnio 6 - 7%o,
wykazując tendencję malejącą w miarę oddalania
się od Cieśnin Duńskich, np. w Zatoce Botnickiej
wynosi ok. 2,5%o. Zasolenie zmienia się również
wraz z głębokością. W warstwie do 400 m
głębokości podlega opisanym wyżej wpływom
zewnętrznym, poniżej wynosi ok. 34-35%o
niezależnie od szerokości geograficznej.
Na mapach stężenie soli w wodach morskich
przedstawia się za pomocą linii jednakowego
zasolenia, tzw. izohalin.
53.
Falowanie
Ruch
wody
morskiej
wywołany
głównie
uderzeniami
wiatru
o
powierzchnię
wody
nazywamy falowaniem. Wielkość fal zależy od
siły wiatru - zwiększa się wraz z siłą wiatru. Na
otwartym morzu fale wiatrowe dochodzą średnio
do 2 - 6 m wysokości i 50 - 100 m długości.
Falowanie odczuwane jest do pewnej głębokości
nazywanej podstawą falowania. Przyjmuje się,
że znajduje się ona na głębokości równej połowie
długości fali. W czasie sztormu wysokość fal może
się zwiększyć nawet do 20 m, a długość do 400 m.
Wyciszenie sztormu nie oznacza natychmiastowego
powrotu powierzchni morza do pierwotnego stanu.
Przez długi czas utrzymuje się na wodzie tzw.
martwa fala, przemieszczająca się na bardzo
duże odległości.
Fale, docierając do wybrzeża, w wyniku zmiany
głębokości zbiornika ulegają zniekształceniu, tzn.
zmniejsza się ich długość i zwiększa wysokość.
Może wtedy powstać:
kipiel - burzliwy ruch wody wywołany uderzaniem
fali przyboju o stromy brzeg,
fala przyboju - fala załamana w wyniku
oddolnego hamowania na przybrzeżnej płyciźnie,
co powoduje wzrost jej wysokości i wytworzenie
się pienistej grzywy. Siła niszcząca fali przybojowej
jest bardzo duża, gdyż jej nacisk może dochodzić
do 30 t/m2 wybrzeża.
Na morzach poza falami wiatrowymi mogą również
powstać fale wywołane podwodnymi wstrząsami
sejsmicznymi lub wybuchami wulkanów. Są to
tsunami. Mają one wysokość kilkadziesiąt
metrów, długość do 200 km i poruszają się z
prędkością nawet 900 km/godz. Tsunami po
dotarciu do wybrzeża mogą powodować ogromne
zniszczenia, gdyż osiągają tam największe
wysokości - do 40 m.
54. Pływy morskie
Pływy morskie to podnoszenie się - przypływ - i
opadanie - odpływ - poziomu wody na skutek
przyciągania Ziemi przez Księżyc i Słońce. Siła
przyciągania przez ciała niebieskie zależy od ich
masy - im większa masa tym przyciąganie
silniejsze, oraz od odległości - zmniejsza się wraz z
kwadratem
odległości.
Niewielka
odległość
powoduje, że siła przyciągania Księżyca, mimo
jego małej masy, jest znacznie większa niż Słońca.
Wynika stąd, że wpływ Księżyca na powstawanie
pływów
jest
zdecydowanie
większy.
Jego
przyciąganie
wywołuje
spiętrzenie
wody
przypływ, ściągając ją z innych miejsc, w których
poziom wody obniża się - odpływ. Na powierzchni
Ziemi przypływ rozchodzi się z prędkością ok. 900
km/godz. W danym miejscu Ziemi dwa razy w
ciągu doby księżycowej (24 godz. 54 min.)
występuje
zjawisko
przypływu,
rozdzielone
dwukrotnie odpływem. Czas, który upływa między
dwoma kolejnymi przypływami lub dwoma
kolejnymi odpływami wynosi 12 godz. 27 min.
Zjawisko przypływu występuje równocześnie na
dwóch obszarach, tj. w miejscach położonych na
Ziemi od strony Księżyca oraz na terenach
znajdujących się dokładnie po przeciwnej stronie
globu.
Wyjaśnienie
tego
faktu
wymaga
następującego uzupełnienia. Każda cząsteczka
położona na powierzchni Ziemi znajduje się pod
wpływem działania dwóch sił - siły przyciągania
(omówionej
wyżej)
i
siły
odśrodkowej
spowodowanej obrotem układu Ziemia-Księżyc
dookoła wspólnego środka masy. Gdy punkt
położony na powierzchni Ziemi znajduje się od
strony Księżyca, jest pod bezpośrednim wpływem
siły jego przyciągania. W efekcie woda odciągana
jest od Ziemi, podnosi się jej poziom, czyli
powstaje przypływ. W tym samym momencie po
przeciwnej stronie globu siła przyciągania jest
niewielka, gdyż odległość od Księżyca zwiększyła
się o ponad 12 000 km (2 x promień Ziemi). W
sumie woda przyciągana jest słabiej niż sama
Ziemia, faktycznie Ziemia odciągana jest od wody.
Ponadto przy minimalnej sile przyciągania zaczyna
przeważać siła odśrodkowa, która powoduje
„odrzucanie" wody od Ziemi, tak jak pasażera
środka lokomocji na zakręcie, co wywołuje efekt
przypływu. Należy również pamiętać, że to nie
spiętrzone przypływem wody „obiegają" dookoła
Ziemię, która wiruje wokół własnej osi, lecz Ziemia
obraca się niejako pod nimi. Podniesione
przypływem wody są bowiem „przytrzymywane"
przez przyciąganie Księżyca. Prostopadle do linii
przypływu notowany jest odpływ.
Największe przypływy i odpływy występują
wtedy, gdy siła przyciągania Księżyca i Słońca
sumują się, tzn. kiedy Księżyc i Słońce położone są
wzdłuż jednej linii. Do takiego położenia dochodzi
w czasie nowiu i pełni Księżyca. Tworzą się wtedy
tzw. pływy syzygijne. Znacznie mniejsze są
plywy
kwadrowe
powstające,
gdy
siły
przyciągania Księżyca i Słońca działaj ą w dwóch
różnych kierunkach.
Na otwartym oceanie wysokość pływów jest
niewielka i wynosi 0,5 - l m. Natomiast w strefach
przybrzeżnych, szczególnie w przewężeniach (tj.
cieśninach i kanałach morskich), notuje się
znacznie większe różnice poziomu wód dochodzące do kilku metrów. Najwyższe pływy
występują w Zatoce Fundy w Kanadzie, gdzie
dochodzą do 20 m.
55. Powierzchniowe i głębinowe
prądy morskie
Prąd morski przypomina ogromną rzekę płynącą w
powierzchniowych wodach oceanów i mórz.
Główną przyczyną powstawania prądów powierzchniowych są stałe wiatry. Poza nimi ruch wody
morskiej może być spowodowany różnicą gęstości
wody wynikającą z różnic temperatury i zasolenia.
Prądy powierzchniowe mają szerokość od kilku do
kilkuset kilometrów i płyną z prędkością ok. 10 km
/godz.
Na powierzchni Wszechoceanu prądy tworzą
skomplikowany system cyrkulacji, nawiązujący do
układu stałych wiatrów wiejących w dolnych
warstwach troposfery. Na ostateczny kierunek
prądów wpływa również siła Coriolisa oraz
rozmieszczenie kontynentów. W uproszczeniu
można powiedzieć, że na każdym z oceanów prądy
powierzchniowe tworzą zamknięte kręgi cyrkulacji.
Tworzenie się i rozkład prądów przebiega wg
następującego schematu:
• W strefie zbieżności pasatów, w szerokościach
równikowych, w ciągu całego roku wiatr wieje w
kierunku zachodnim. Ten stały wiatr powoduje
powstanie
prądów
Północnoi
Południowo
równikowego, płynących ze wschodu na zachód.
Prądy te uznaje się za podstawowe - dające
początek globalnej cyrkulacji prądów morskich.
•
Ogromne masy wody przenoszone na zachód
przez prądy równikowe powodują ubytek wody we
wschodnich
częściach
oceanów,
który
jest
wyrównywany przez Prąd Równikowy Wsteczny
płynący z zachodu na wschód między prądami
Północno równikowym i Południowo-równikowym.
•
Na wszystkich oceanach prądy południowo
równikowe,
docierając
do
przeszkody
kontynentu, zmieniają kierunek na południowy i
opływają wschodnie wybrzeża lądów do szerokości
geograficznych ok. 45°S.
• Na szerokościach ok. 45°S prądy wkraczaj ą w
strefę przeważających wiatrów zachodnich. Ze
względu na brak naturalnych granic między
oceanami tworzy się prąd morski - Dryf Wiatrów
Zachodnich, który opływa całą Ziemię z zachodu
na wschód. Prądy, o których była mowa w
poprzednim punkcie, łączą się z Dryfem Wiatrów
Zachodnich po wschodnich stronach kontynentów.
•
W pobliżu południowych granic kontynentów,
po ich zachodniej strome, od Dryfu Wiatrów
Zachodnich oddzielają się odnogi prądów, które
płyną na północ wzdłuż zachodnich wybrzeży
lądów. W okolicy równika łączą się z Prądem
Południoworównikowym, tworząc zamknięty krąg
cyrkulacji na każdym z oceanów.
• Dryft Wiatrów Zachodnich, opływając Ziemię z
zachodu na wschód, tworzy zamknięty obieg
wspólnie z Antarktycznym Prądem Okołobiegunowym płynącym w przeciwnym kierunku, gdyż
jest pod wpływem stałych wschodnich wiatrów
biegunowych.
•
Na półkuli północnej (z wyjątkiem Oceanu
Indyjskiego)
prądy
pół-nocnorównikowe,
po
dotarciu do przeszkody - kontynentu, zmieniaje
kierunek i płyną na północ wzdłuż wybrzeży lądów
do szerokości w których przeważaj ą wiatry
zachodnie, tj. ok. 45°N.
•
Na szerokościach ok. 45°N zaczynają płynąc
przez oceany na wschód (kierunek wiatru z
zachodu) do zachodnich wybrzeży kontynentów,
gdzie rozdzielają się na dwie części: północną i
południową;
a) południowe strumienie prądów, jako zimne
płyną wzdłuż zachodnich wybrzeży kontynentów do
szerokości równikowych, gdzie łączą się z prądami
północno równikowymi i zamykają kręgi cyrkulacji
b) północne strumienie prądów jako ciepłe płyną
wzdłuż wybrzeży w kierunku bieguna. Stałe wiatry
wiejące z wyżu biegunowego w kierunku
zachodnim powodują powstanie prądów płynących
z obszarów arktycznych na południe (wzdłuż
wschodnich wybrzeży), tj. w stronę umiarkowanych
szerokości
geograficznych,
gdzie
przeważają wiatry zachodnie. Po osiągnięciu 45°N
prądy te łączą się z prądami płynącymi z południa i
płyną dalej wspólnie na wschód. Zamyka się w ten
sposób drugi krąg cyrkulacji na półkuli północnej.
• Na Oceanie Indyjskim, na północ od równika,
prądy morskie zmieniają swój kierunek dwa razy w
roku, gdyż znajdują się pod wpływem cyklicznej
cyrkulacji monsunowej.
Powierzchniowe prądy morskie mogą mieć różną
temperaturę. Jeśli płyną z obszarów cieplejszych,
tj. z niższych w kierunku wyższych szerokości
geograficznych, niosą wody cieplejsze od wód
otaczających - są prądami ciepłymi. W
przypadku gdy prądy płyną z wyższych szerokości
geograficznych w kierunku równika, ich wody mają
temperaturę niższą niż wody otaczające. Takie
prądy nazywamy zimnymi. Ciepłe i zimne prądy
morskie są jednym z czynników kształtujących
klimat (patrz: Atmosfera Ziemska, rozdz. 4)
W
oceanie
światowym
poza
prądami
powierzchniowymi występują prądy głębinowe.
Przyczyną ich powstania jest zróżnicowany ciężar
wody spowodowany różnicą ich temperatur. W
szerokościach geograficznych 50° - 60° dochodzi
do zapadania się zimnych wód powierzchniowych
płynących z wyższych szerokości pod lżejsze ciepłe
wody. Są to tzw. strefy konwergencji, które
występują na półkuli północnej i południowej.
Wody, które zapadły się w głąb oceanu, płyną dalej
bardzo wolno jako prąd głębinowy w stronę
równika. W niskich szerokościach geograficznych
są wynoszone na powierzchnię oceanu z
prędkością ok. l cm w ciągu doby. Ten powolny
wznoszący ruch wód głębinowych to upwelling.
Wynoszone na powierzchnię wody są bogate w
substancje odżywcze, dlatego na obszarach, gdzie
zachodzi upwelling, występują najbogatsze łowiska
morskie. Zjawisko upwellingu zachodzi głównie w
strefie międzyzwrotnikowej, tam gdzie wiatry
odpychają od lądów wody powierzchniowe.
Zaobserwowano je w pobliżu zachodnich wybrzeży
Afryki - w prądach Benguelskim i Kanaryjskim oraz
Ameryki Północnej (Prąd Kalifornijski) i Ameryki
Południowej (Prąd Peruwiański). Cyklicznie co kilka
lat, we wschodniej części Oceanu Spokojnego
następuje okresowe osłabienie lub zanik zjawiska
upwellingu. Powierzchnia oceanu w tym rejonie
nagrzewa się wtedy silniej o 2 - 5°C, co powoduje
powstanie łagodnego prądu ciepłej wody płynącego
w kierunku Peru. Prąd ten nazwano El Nino
„Dzieciątko" ponieważ pojawia się w okresie
Bożego Narodzenia. El Nino wywołuje szereg
negatywnych następstw - ulewne deszcze w
Ameryce Południowej, długotrwałe susze w
Australii i Afryce, znikanie ryb u wybrzeży Peru
itd.. Zjawisko El Nino jeszcze dokładnie nie
rozpoznano.
Budowa Ziemi
56.
Budowa wnętrza Ziemi
Wnętrze
Ziemi,
ze
względu
na
wysoką
temperaturę, jest niedostępne do prowadzenia
bezpośrednich badań. Dlatego wiedzę o budowie
Ziemi zdobywa się metodami pośrednimi, głównie
metodą sejsmiczną. Polega ona na śledzeniu
rozchodzenia się fal sejsmicznych powstających w
czasie trzęsień ziemi lub wywoływanych sztucznie.
Fale sejsmiczne zmieniają szybkość i kierunek
rozchodzenia się w zależności od temperatury,
ciśnienia, stanu skupienia i gęstości materii, w
której się rozchodzą. Na tej podstawie wydzielono
we wnętrzu Ziemi trzy koncentryczne warstwy
zwane geosferami:
skorupę ziemską, płaszcz Ziemi i jądro Ziemi.
Geosfery są od siebie oddzielone wąskimi strefami
przejściowymi - powierzchniami nieciągłości, w
których fale sejsmiczne ulegają częściowemu
załamaniu lub odbiciu i gwałtownej zmianie
prędkości.
Skorupa ziemska - jest najbardziej zewnętrzną,
sztywną powłoką Ziemi, zbudowaną głównie z
lekkich pierwiastków. Składa się z dwóch warstw zewnętrznej granitowej (skorupa kontynentalna)
i zalegającej pod nią warstwy bazaltowej
(skorupa oceaniczna). Skorupa kontynentalna
tworzy tylko lądy i ma grubość średnio 30-40 km,
a pod obszarami górskimi - 80 km. Wiek tej
warstwy określa się na 3,8 mld lat. Skorupa
kontynentalna zbudowana jest głównie ze skał
zasobnych w krzem (Si) i glin (Al), stąd jej nazwa
sial.
Gęstość warstwy granitowej wynosi ok. 2,7 g/cm3.
Dolną granicę warstwy stanowi powierzchnia
nieciągłości
Conrada
przebiegająca
na
głębokości 0-50 km. Poniżej nieciągłości Conrada
znajduje się warstwa bazaltowa o grubości 6-11
km obejmująca całą kulę ziemską. Budują ją
głównie krzem (Si) i magnez (Mg), stąd jej nazwa
sima. Gęstość skał w warstwie bazaltowej jest
większa niż warstwy granitowej i wynosi 3 - 3,4
g/cm3. Dolną granicę warstwy bazaltowej stanowi
powierzchnia nieciągłości Moho przebiegająca
pod oceanami na głębokości 5-8 km, a pod
kontynentami na głębokości 30 - 80 km. Cała
skorupa ziemska wraz z nieciągłością Moho i
cienką, górną warstwą płaszcza Ziemi nazywana
jest litosferą, ponieważ jest sztywna (lita).
Litosfera pod oceanami osiąga grubość 50-100 km,
natomiast pod kontynentami 300 - 400 km.
Płaszcz Ziemi - wypełnia przestrzeń między
skorupą i jądrem Ziemi. Ze względu na różnice w
składzie chemicznym został podzielony na płaszcz
górny i dolny. Płaszcz górny tworzy, zaliczana do
litosfery, cienka warstwa zbudowana głównie ze
skał zwanych perydotytami, leżąca pod nią
astenosfera oraz położona najniżej strefa przejściowa. Astenosfera sięga do głębokości ok. 350 400 km, tj. do powierzchni nieciągłości
Golicyna. Cechą charakterystyczną astenosfery
jest jej plastyczność - ugina się pod ciężarem
skorupy ziemskiej. Poniżej astenosfery rozciąga się
strefa przejściowa sięgająca do głębokości ok.
1000 km, tj. do powierzchni nieciągłości
Repettiego.
Wszystkie
wymienione
części
płaszcza górnego łącznie nazywane są crofesimą,
ponieważ zbudowane są głównie z chromu (Cr),
żelaza (Fe), krzemu (Si) i magnezu (Mg). Gęstość
crofesimy wynosi 4,5 g/cm3. Płaszcz dolny leży
poniżej 1000 km głębokości i zbudowany jest
głównie z niklu (Ni), żelaza (Fe), krzemu (Si) i
magnezu (Mg), dlatego nazywany jest nifesimą.
Gęstość materii budującej płaszcz dolny wzrasta
do 6,6 g/cm3. Pod płaszczem dolnym rozciąga się
kolejna powierzchnia nieciągłości oddzielająca go
od jądra Ziemi - powierzchnia WiechertaGutenberga. Materia budująca strefę przejściową
płaszcza górnego i płaszcz dolny ma cechy stałego
stanu skupienia. W obrębie całego płaszcza Ziemi
zachodzi stała konwekcja termiczna.
Jądro Ziemi - zajmuje centralną część wnętrza
Ziemi
poniżej
powierzchni
nieciągłości
Wiecherta-Gutenberga położonej na głębokości
ok. 2900 km. Jądro Ziemi najprawdopodobniej
składa się z dwóch części - jądra zewnętrznego
rozciągającego się na głębokości od ok. 2900 km
do ok. 5200 km i wewnętrznego leżącego poniżej
tej głębokości. Jądro zewnętrzne i wewnętrzne
rozdziela powierzchnia nieciągłości Lehmana.
Jądro zbudowane jest głównie ze stopu żelaza (Fe)
i niklu (Ni) stąd nazwa nife, oraz domieszki
lżejszych pierwiastków (siarka, węgiel, krzem,
potas, tlen). Gęstość materii budującej jądro
wynosi ok. 12 g/cm3 w części zewnętrznej i ok.
17g/cm3 w części wewnętrznej. Jądro wewnętrzne
jest prawdopodobnie ciałem stałym, natomiast
zewnętrzne jest w stanie płynnym. Budowa jądra
Ziemi umożliwiła powstanie magnetyzmu ziemskiego, który jest podtrzymywany przez stałe
przemieszczanie się gorącej materii (stopione
żelazo) jądra zewnętrznego w kierunku sfer wyżej
położonych.
57.
Zmiana temperatury i ciśnienia w
głębi Ziemi
Przesuwając się od powierzchni Ziemi w kierunku
jej
jądra,
notowane
są
wyraźne
zmiany
temperatury i ciśnienia.
Powierzchnia Ziemi nagrzewana jest przez Słońce,
co
decyduje
o
zróżnicowaniu
termicznym
powierzchni w zależności od szerokości geograficznej. Dobowe zmiany temperatur wywołane tym
nagrzewaniem sięgają do różnych głębokości (w
zależności od intensywności nagrzewania). W
średnich szerokościach geograficznych dochodzą
do 1,5 m głębokości. Poniżej, do głębokości 20 25 m, notuje się roczne zmiany temperatur.
Głębiej zalega strefa neutralna, której temperatura
równa
jest
średniej
rocznej
temperaturze
powierzchni Ziemi.
Dopiero poniżej strefy neutralnej temperatura
zaczyna systematycznie rosnąć. Średnio dla całej
Ziemi wzrost temperatury o 1°C następuje przy
przesunięciu się w głąb Ziemi o 33,3 m. Ten
przyrost głębokości, jakiemu towarzyszy wzrost
temperatury
o
1°C,
nazywamy
stopniem
geotermicznym.
Wielkość
stopnia
geotermicznego jest zróżnicowana i zależy od
budowy geologicznej obszaru. Na terenach
wulkanicznych jest niewielki, np. w pobliżu
Florencji we Włoszech wynosi 1,5 m, na Nowej
Zelandii 1,5 - 2,0 m, natomiast na obszarach
starych tarcz i platform kontynentalnych wyraźnie
wzrasta, np. w Nigrze - 200 m, na Wyspach
Bahama - 180,2 m, na Półwyspie Kola - 170 m.
Poniżej skorupy ziemskiej przyrost temperatury
wraz
z
głębokością
jest
mniejszy.
W
poszczególnych geosferach temperatura wynosi:
•
płaszcz górny - ok. 1000°C
•
płaszcz dolny - ok. 2300°C
• jądro zewnętrzne - ok. 4500°C
• jądro wewnętrzne - ponad 6000°C
Podobnie jak w przypadku temperatury, wraz ze
wzrostem głębokości rośnie ciśnienie, gdyż rośnie
nacisk warstw nadległych. Obliczono, że średnio
ciśnienie wzrasta o l atmosferę co 3,7 m. W
przybliżeniu
na
głębokościach
zalegania
poszczególnych powierzchni nieciągłości ciśnienie
wynosi:
• Moho(5-80km)
- l,4Gpa* =
• Golicyna (400 km)
atmosfer
• Repettiego(lOOOkm)
atmosfer
14 tyś. atmosfer
- 15 GPa
- 40 GPa
= 148 tyś.
= 394 tyś.
• Gutenberga (2900 km) - 150 GPa = 1400 tyś.
atmosfer
• Lehmana(5100km)
- 330 GPa =3200 tyś.
atmosfer
• centrum jądra wewnętrznego (6371 km) - 361
GPa =3579 tyś. atmosfer
58. Teoria płyt litosfery
Sztywna warstwa litosfery nie jest jednolita, uległa
pionowym spękaniom, które podzieliły jąna
kilkanaście kier zwanych płytami litosfery.
Pęknięcia
litosfery
zostały
spowodowane
przemieszczaniem się materii w obrębie płaszcza
Ziemi. Ogrzana na dużej głębokości magma unosi
się pionowo i w górnej części plastycznej
astenosfery rozpływa się na boki. „Płynąc" wzdłuż
podstawy litosfery, ulega ochłodzeniu przez co
zwiększa swój ciężar, co powoduje jej zapadanie
się w głąb płaszcza. Są to tzw. prądy konwekcyjne. W miejscu, gdzie prąd konwekcyjny
pionowo przesuwa magmę w górę, podgrzana
litosfera rozszerza się i powstaje grzbiet, który jest
rozciągany
przez
prądy
konwekcyjne
w
przeciwnych kierunkach. Powoduje to pęknięcie
litosfery i powstanie w niej szczeliny - ryftu, w
który wlewa się magma. Z kolei w miejscach, gdzie
pionowy prąd konwekcyjny zstępuje w dół, wciąga
on skompę w głąb astenosfery - subdukcja, gdzie
litosfera ulega stopieniu. mchu płyt litosfery
widoczne są głównie na ich obrzeżach, podczas
gdy wnętrze płyt nie ulega prawie żadnym
deformacjom. Oto czym charakteryzują się zmiany
zachodzące wzdłuż granic płyt litosfery:
(* l Gpa (gigapaskal) = l miliard paskali ( l O9 Pa))
Konsekwencje ruchu płyt litosfery widoczne są
głównie na ich obrzeżach, podczas gdy wnętrze
płyt nie ulega prawie żadnym deformacjom. Oto
czym charakteryzują się zmiany zachodzące
wzdłuż granic płyt litosfery:
Ryfty - prawie wszystkie przebiegają na obszarach
oceanicznych,
gdzie
tworzą
grzbiety
śródoceaniczne. Oś grzbietu stanowi dolina ryftowa, tj. pęknięcie, przez które wydobywa się na
powierzchnię lawa bazaltowa, czemu towarzyszą
wybuchy wulkanów i trzęsienia ziemi. W osi
grzbietu lawa jest najmłodsza, a w miarę oddalania
się od osi coraz starsza. Przyrastające w ten
sposób nowe dno oceaniczne powoduje odsuwanie
się od siebie kontynentów położonych po obu
stronach oceanu. Szybkość odsuwania się płyt na
ry-ftachjest zróżnicowana i wynosi w ciągu roku
np. wzdłuż grzbietu Środkowo atlantyckiego 10-20
mm, w strefie Morza Czerwonego - 100 mm, na
grzbiecie Wschodnio pacyficznym - 150 mm. Oś
grzbietów oceanicznych nie jest linią prostą, lecz
przesuwa się wzdłuż poprzecznych stref spękań.
Poza obszarami morskimi ryfty przebiegaj ą
jedynie przez wschodnią Afrykę i Islandię. Strefy
subdukcji - stała objętość Ziemi powoduje, że
nadmiar
litosfery
spowodowany
jej stałym
przyrastaniem na ryftach jest niszczony w strefach
subdukcji - wciąganie i przetapianie w płaszczu
Ziemi. Gdy strefa subdukcji przebiega na oceanie,
tworzą się w jego dnie głębokie rowy oceaniczne,
w których gromadzone są osady. Obniżające się
dno rowu powoduje liczne trzęsienia ziemi i czynny
wulkanizm. Z wulkanów wydobywają się lawy
andezytowe o składzie chemicznym pośrednim
między skałami kontynentalnymi a oceanicznymi.
Gdy dochodzi do napierania płyty oceanicznej na
kontynentalną, ta druga jako lżejsza pozostaje na
wierzchu, a subdukcji (wciąganiu) ulega płyta
oceaniczna.
Przy
zderzeniu
dwóch
płyt
kontynentalnych nie dochodzi do subdukcji żadnej
z nich. Krawędzie obu płyt ulegają wtedy
sfałdowaniu. W taki właśnie sposób wykształciło się
pasmo Himalajów.
59. Minerały i skały
Skorupa ziemska zbudowana jest z minerałów
wchodzących w skład skał. Minerały to związki
chemiczne lub pierwiastki o jednorodnej budowie
fizycznej, powstające w skorupie ziemskiej w
wyniku działania procesów geologicznych. Minerał
jest ciałem stałym o krystalicznej budowie, tzn.
atomach lub jonach uporządkowanych w sposób
charakterystyczny dla danego minerału. Minerały
mogą powstawać w czasie krzepnięcia magmy,
wytrącać
się
z
roztworów
zawierających
rozpuszczone substancje, tworzyć się w wyniku
procesu wietrzenia chemicznego lub przekształceń
zachodzących pod wpływem wysokich temperatur i
ciśnienia. Minerały różnią się twardością, tj.
odpornością na ścieranie. Najmniej twardym
minerałem jest talk, najbardziej twardym diament. Twardość minerałów ma znaczenie w
wykorzystaniu ich do celów praktycznych.
Obecnie znamy ponad 3000 minerałów, lecz
tylko ok. 200 z nich odgrywa dużą rolę w budowie
skał, są to minerały skałotwórcze. Należą do
nich:
• kwarc - dwutlenek krzemu
•
skalenie - glinokrzemiany sodu, potasu i wapnia
• mika (łyszczyk) - uwodnione glinokrzemiany
potasu, żelaza i magnezu
•
kalcyt - węglan wapnia.
Minerały występujące w skorupie ziemskiej
w postaci kryształów niezwykle rzadko, to
kamienie szlachetne, np. diament, beryl, topaz,
oliwin, opal. Naturalny zespół jednorodnych lub
różnych minerałów to skała.
Skały można dzielić według różnych kryteriów, a
mianowicie ze względu na:
•
skład chemiczny - kwaśne (duża zawartość
krzemionki), zasadowe, obojętne
• stan zespolenia okruchów - lite, zwięzłe, luźne
• rozmiar i kształt minerałów (struktura skały) jawnokrystaliczne, skrytokrystaliczne, porfirowe
• warunki powstawania - magmowe, osadowe,
przeobrażone.
60. Skały magmowe
Skały magmowe powstają w wyniku krzepnięcia
magmy, czyli gorącego stopu krzemianów
występującego w płaszczu górnym i lokalnie w
skorupie ziemskiej. W magmie znajdują się
również gazy - dwutlenek węgla, chlor, para
wodna. Magma po wydostaniu się na powierzchnię
Ziemi pozbawiona jest większości składników
lotnych i nazywana jest lawą. W zależności od
miejsca krzepnięcia, a tym samym różnych
warunków krystalizacji minerałów, wyróżniamy
skały:
•
głębinowe - powstające pod powierzchnią
ziemi, gdzie magma stygnie wolno, a znajdujące
się w niej minerały krystalizują się w widoczne
gołym
okiem
kryształy
budowa
jawnokrystaliczna. Jeśli magma zawiera ponad
60% krzemionki, powstaje z niej skała kwaśna
(np. granit), przy mniejszej zawartości krzemionki
- skała obojętna (np. sjenit, dioryt, gabro).
Natomiast gdy zawartość krzemionki w magmie
jest niewielka, powstają skały zasadowe (np.
perydotyt).
• wylewne - zastygające na powierzchni ziemi.
Proces krystalizacji minerałów w związku z
szybkim krzepnięciem lawy zachodzi gwałtownie.
Dlatego
skały
wylewne
maja
budowę
skrytokrystaliczną. W zależności od składu
chemicznego mogą być kwaśne (np. riolit),
obojętne (bazalt, melafir, andezyt) lub zasadowe
(bazalt oliwinowy). Skały wylewne mogą mieć
również budowę porfirową, powstającą gdy
proces krystalizacji rozpoczął się pod powierzchnią
ziemi - wyraźne kryształy, a zakończył na jej
powierzchni - masa drobnokrysta-liczna, tzw.
ciasto skalne. Budową porfirową charakteryzuje się
andezyt i porfir.
•
żyłowe - powstające w szczelinach skał już
istniejących.
Mają
najczęściej
budowę
jawnokrystaliczna, np. pegmatyt będący skałą
kwaśną. Skały magmowe mają przede wszystkim
zastosowanie w budownictwie, w tym również w
budownictwie drogowym.
61.
Skały osadowe
Skały osadowe mogą powstawać w bardzo
różnorodnych warunkach, w wyniku działania
różnych procesów. Ze względu na odmienny
sposób powstawania, skały osadowe dzielimy na
trzy grupy:
•
okruchowe - powstające z okruchów skał
starszych (już istniejących) mszczonych przez
procesy
zewnętrzne.
W
pierwszej
fazie
powstawania wszystkie skały okruchowe są luźne,
później mogą zostać spojone lepiszczem i stać się
skałami zwięzłymi. Wielkość okruchów budujących
skały może być różna.
Taką samą wielkość ziaren jak muły ma less,
zbudowany z pyłu kwarcowego z otoczkami
węglanu wapnia, będący skałą słabo zwięzłą.
• organogeniczne - powstałe z nagromadzenia
szczątków
zwierzęcych
lub
roślinnych.
Ze
szkieletów i muszli obumarłych organizmów mor-
skich powstały wapienie, np. z muszli małży i
ślimaków - wapień muszlowy, z koralowców wapień koralowy, z otwomic i szczątków glonów kreda.
Rozkład substancji roślinnej bez dostępu powietrza
(proces uwęglania) doprowadził do powstania:
torfu - z mchu i roślin bagiennych, węgla
kamiennego i brunatnego - z drzewiastych roślin
paprotnikowych. Pochodzenia organicznego są
także mieszaniny węglowodorów - ropa naftowa,
gaz ziemny, wosk ziemny, asfalt.
• chemiczne - tworzące się w wyniku procesu
wytrącania związków chemicznych z wody. Proces
ten zachodzi intensywnie w warunkach dużego
parowania. Z wody morskiej wytrącają się kolejno:
gips, anhydryt, sól kamienna, sól potasowa. Z
wody nasyconej węglanem wapnia wytrącają się w
jaskiniach nacieki wapienne - trawertyny. Skałą
pochodzenia chemicznego jest również siarka,
osadzana w szczelinach z wyziewów wulkanicznych
lub powstająca z przemiany gipsu w siarkowodór a
następnie w siarkę - proces ten zachodzi pod
wpływem bakterii.
62.
Skały przeobrażone
Skały
przeobrażone,
zwane
inaczej
metamorficznymi,
powstały
w
wyniku
przekształcania skał magmowych lub osadowych.
W przypadku gdy przeobrażenie następuje pod
wpływem wysokiej temperatury wynikającej z sąsiedztwa ogniska magmy, mamy do czynienia z
metamorfizmem kontaktowym. Jeśli przyczyną
przeobrażenia skał jest wysokie ciśnienie np.
podczas fałdowania, mówimy o metamorfizmie
dynamicznym. Natomiast gdy już ukształtowane
skały pogrążają się w głębi skorupy ziemskiej gdzie wpływa na nie zarówno wysoka temperatura,
jak i wysokie ciśnienie - zachodzi metamorfizm
regionalny.
W
wyniku
metamorfizmu
dochodzi
do
przeobrażenia:
•
wapienia w marmur
• piaskowca w kwarcyt
•
granitu w gnejs
•
skał ilastych w łupki ilaste
•
mułowców w fyllity
•
węgla w grafit
63.
Złoża minerałów i skał
Złożem
mineralnym
nazywany
naturalne
nagromadzenie użytecznych
minerałów lub skał w ilości nadającej się do
eksploatacji. Złoża powstają
w wyniku różnorodnych procesów geologicznych.
Ze względu na sposób
powstawania wyróżniamy złoża pochodzenia:
magmowego - tworzące się w czasie krzepnięcia
ogniska magmowego. Spadająca temperatura
zastygającej
magmy
powoduje
krystalizację
różnych związków chemicznych, np. chromu,
platyny, magnetytu. W szczelinach zastygłych już
skał krążą gorące roztwory, z których krystalizują
minerały stopniowo wypełniające szczeliny. W ten
sposób powstają tzw. złoża hydrotermalne, złota,
srebra, żelaza, miedzi, rtęci, cynku i ołowiu.
Natomiast z gorących gazów i pary może
powstawać siarka. Tworzące się z zastygłej magmy
skały również tworzą złoże surowcowe (granit,
gabro, bazalt).
osadowego - czyli złoża powstające w takich
samych warunkach jak skały osadowe. Najwięcej
złóż tworzy się w wysychających zbiornikach
morskich oraz w przybrzeżnych strefach morza,
np. sól kamienna, sól potasowa, siarka, miedź,
gips.
W
wyniku
nagromadzenia
substancji
organicznej powstają węgle, ropa naftowa i gaz
ziemny.
metamorficznego - powstające z innych,
wcześniej utworzonych złóż, w wyniku procesów
metamorficznych. Przykładem jest grafit przeobrażony
z
węgla
oraz
magnetyt
(wysokoprocentowa ruda żelaza) powstający z
syderytu lub limonitu (rud niskoprocentowych).
Złoża minerałów i skał mogą zalegać pod lub na
powierzchni ziemi w różny sposób.
Dzieje Ziemi
64.
Bezwzględny i względny wiek
Ziemi
Ziemia jako planeta istnieje prawdopodobnie ok.
5-6 miliardów lat. Powstała z chmury pyłu
krążącej wokół Słońca, z której tworzyły się różnej
wielkości bryły, łączące się w końcowej fazie
tworzenia planety w jedną całość - kulę.
Pozostałością po tym okresie są meteoryty,
których wiek określa się na ponad 4,5 mld lat.
Powierzchnia powstałej kuli zaczęła się w pewnym
momencie topić, co doprowadziło do wytworzenia
pierwotnej skorupy ziemskiej. W najstarszych na
Ziemi skałach budujących część La-bradoru i
Grenlandii znaleziono ziarna cyrkonu osiągające
wiek 4,3 mld lat, które musiały powstać w skałach
jeszcze starszych. Dlatego bezwzględny wiek
skorupy ziemskiej określa się na ok. 4,5 miliarda
lat.
W geologii poza bezwzględnym wiekiem skał
określa się również wiek względny, czyli
kolejność powstawania skał (wskazuje się, które
skały są starsze, a które są młodsze).
W odtwarzaniu dziejów skorupy ziemskiej za
najważniejszą uznaje się zasadę aktualizmu,
która zakłada, że w przeszłości zachodziły takie
same procesy jak współcześnie i przebiegały
według identycznych zasad - „te same przyczyny,
w tych samych warunkach prowadzą do takich
samych skutków". Przykładem mogą być złoża soli
powstające obecnie w płytkich zatokach morskich
w warunkach ciepłego, suchego klimatu. Jeśli na
jakimś obszarze występują złoża soli datowane na
kilkadziesiąt milionów lat, znaczy to, że
kilkadziesiąt milionów lat temu na tym obszarze
znajdowało się morze oraz, że klimat był wtedy
suchy i ciepły.
65. Metody badania bezwzględnego i
względnego wieku skał
Określenie bezwzględnego i względnego wieku skał
dokonywane jest na podstawie wielu metod
badawczych. Wiek bezwzględny określamy za
pomocą pierwiastków promieniotwórczych, które
ulegają rozpadowi w określonym czasie, w którym
połowa jego atomów przekształca się w inny pierwiastek. Jest to tzw. okres połowicznego
rozpadu. Badając w skale zawartość pierwiastka
promieniotwórczego oraz zawartość produktów
jego rozpadu, możemy określić bezwzględny wiek
skały. Ponieważ okres połowicznego rozpadu jest
inny dla każdego pierwiastka, stąd do datowania
skał
wykorzystujemy
wiele
pierwiastków
promieniotwórczych. Od pierwiastków tych biorą
się nazwy następujących izotopowych metod
datowania:
• uranowo-otowiowa - w której wykorzystuje
się uran 238 rozpadający się połowicznie po 4,47
mld lat na ołów 206. Metodę wykorzystuje się do
datowania najstarszych skał.
• rubidowo-strontowa - izotop rubidu 87
przekształca się w izotop strontu 87 w ciągu 49
mld lat, stąd metoda jest przydatna zwłaszcza do
datowania granitów liczących powyżej 100 min lat.
• potasowo-argonowa - wykorzystywana jest
do datowania skał liczących kilka milionów lat
(zwłaszcza bazaltów). Promieniotwórczy potas 40
przekształca się w argon 40 w ciągu 1,3 min lat.
•
węgla radioaktywnego ("C) - służy do
określania wieku tylko szczątków organicznych,
gdyż radioaktywny węgiel bierze udział w
procesach życiowych organizmów żywych. Po ich
śmierci izotopu C ubywa - przechodzi on w azot
14. Okres połowicznego rozpadu węgla wynosi
5370 lat, dlatego metoda może być stosowana
tylko w przypadku osadów młodych - liczących od
kilkuset do 50 tyś. lat. Bezwzględny wiek skał
określa się również wykorzystując magnetyzm
ziemski. Skały magmowe i niektóre osadowe w
czasie
powstawania
uzyskują
stałe
namagnesowanie zgodne z polem magnetycznym.
Pole magnetyczne Ziemi regularnie zmienia swój
kierunek co ok. 700 tyś. lat - magnetyczna północ
staje się magnetycznym południem i na odwrót.
Badając magnetyzm skał datowanych metodami
radiometrycznymi, można potwierdzić ich bezwzględny wiek na podstawie cyklicznej zamiany
biegunów magnetycznych.
W badaniach względnego wieku skał
wykorzystuje się następujące metody:
•
stratygraficzną - polegającą na ustaleniu
kolejności zalegania warstw skalnych, przyjmując
zasadę, że w skałach ułożonych poziomo
najstarsze skały leżą najgłębiej, natomiast w
skałach sfałdowanych lub pociętych uskokami
wszystkie skały są starsze niż sama deformacja;
•
petrograficzną - uwzględniającą warunki
powstawania poszczególnych skał i na tej
podstawie wyjaśnianie wydarzeń geologicznych,
np. bazalt świadczy o wulkanizmie, wapień o
istnieniu morza;
•
tektoniczną - która pozwala ustalać
wydarzenia na podstawie niezgodności w ułożeniu
warstw skalnych;
• geomorfologiczną - polegającą na ustalaniu
wydarzeń w oparciu o badanie form powierzchni
Ziemi;
•
paleontologiczną - polegająca na ustalaniu
wieku i warunków powstawania skał na podstawie
śladów
szczątków
roślin
i
zwierząt,
czyli
skamieniałości.
Szczególnie
ważne
są
skamieniałości przewodnie, tj. szczątki tych
organizmów, które w porównaniu z wiekiem Ziemi
żyły w krótkim okresie czasu, lecz występowały na
dużych obszarach, np. na całym globie. Metoda
paleontologiczna pozwoliła na podział dziejów
Ziemi na jednostki czasu, tj. ery i okresy.
66. Podział dziejów Ziemi na ery i
okresy
Wyniki badań bezwzględnego i względnego wieku
skał były podstawą podziału dziejów Ziemi na
jednostki czasu geologicznego. Najdłuższymi
jednostkami są ery geologiczne wydzielone na
podstawie wielkich mchów skompy ziemskiej lub
radykalnych zmian w świecie organicznym. Nazwy
er zaczerpnięto z języka greckiego (patrz: tabela
8.). Ery podzielono na okresy (systemy), tj.
jednostki czasu, w których nie wystąpiły większe
zmiany świata organicznego. Nazwy okresów
geologicznych
pochodzą
głównie
od
nazw
miejscowości, w których po raz pierwszy opisano
skały tego systemu (okresu). Okresy geologiczne
dzieli się na epoki, epoki na piętra, w których
wydzielono jeszcze krótsze jednostki czasu
geologicznego. Podstawą podziału er na mniejsze
jednostki były głównie skamieniałości przewodnie,
natomiast
długość
trwania
poszczególnych
okresów i epok ustalono w oparciu o wyniki badań
radiometrycznych.
67.
Najważniejsze wydarzenia w
dziejach Ziemi
Era prekambryjska jest najstarszą i najdłuższą
erą w dziejach Ziemi. Wtedy powstała skorupa
ziemska, pierwotna atmosfera i hydrosfera. W
krzepnącej skorupie jako pierwsze powstały skały
magmowe - granity, gabra i porfiry, które później
uległy przeobrażeniu w gnejsy, kwarcyty, łupki
krystaliczne. Ze stygnącej skorupy ziemskiej
uchodziły gazy - powstawała pierwotna atmosfera
o składzie zbliżonym do składu chemicznego gazów
wulkanicznych, nie było w niej tlenu. Dominująca
w atmosferze para wodna dała początek
hydrosferze. Cienka skorupa ziemska podlegała
częstym ruchom górotwórczym. Intensywny był
także wulkanizm. Obszary górskie niszczone przez
procesy zewnętrzne dały początek powstawaniu
skał osadowych - zlepieńce.
Na początku proterozoiku uformowały się sztywne
cokoły współczesnych kontynentów, które nie
podlegały późniejszym ruchom górotwórczym.
Stanowiąje:
• tarcze krystaliczne - obszary zbudowane z
krystalicznych silnie zmetamorfizowanych skał,
nieco wgiętych w części środkowej, które do dziś
nie zostały przykryte młodszymi osadami lub
osady zostały z nich zdarte;
•
platformy - obszary skał krystalicznych
pokryte młodszymi skałami
osadowymi
ułożonymi
poziomo lub prawie
poziomo. W prekambrze powstały następujące
tarcze i platformy:
•
w Europie - Platforma Wschodnioeuropejska,
tarcze Bałtycka i Ukraińska
• w Azji - tarcze: Dekańska, Arabska. Ałdańska i
platformy: Syberyjska, Chińska
•
w Afryce - Platforma Saharyjska i
Południowoafrykańska oraz tarcze Gwinejska,
Rodezyjska i inne
•
w Ameryce Północnej - tarcze: Kanadyjska i
Grenlandzka
•
w Ameryce Południowej - tarcze: Gujańska i
Brazylijska
•
w Australii - Platforma Australijska z tarczami
Yilgam i Kimberley
• Platforma Wschodnioantarktyczna
Pod koniec prekambru wszystkie kontynenty były
ze sobą połączone w jeden wielki obszar lądowy. W
późniejszych
erach
uległ
on
rozbiciu
na
poszczególne
kontynenty
zmieniające
swoje
położenie.
Pierwsze organizmy żywe pojawiły się między 3 a
4 mld lat temu. Były to bakterie beztlenowe oraz
sinice wzbogacające atmosferę w tlen. Pod koniec
prekambru
pojawiły
się
organizmy
wielokomórkowe nie posiadające
szkieletów.
Dlatego ich ślady zachowały się tylko w postaci
odcisków. Najstarsze ślady życia datowane na 3,8
mld lat znaleziono na Grenlandii i w Australii.
Era palcozoiczna - w ciągu jej trwania
dwukrotnie miały miejsce ruchy górotwórcze:
• kaledońskie (pod koniec syluru) - w czasie tej
orogenezy wypiętrzyły się: Góry Skandynawskie,
Góry Szkocji, częściowo Góry Świętokrzyskie,
północna część Appalachów, północno-wschodnia
Grenlandia, Sajany i Góry Jabłonowe, część Ałtaju;
• hercyńskie (w karbonie) - Ardeny, Ural, Harz,
Wogezy,
Schwarz-wald,
Rudawy,
Masyw
Centralny, Sudety, Góry Świętokrzyskie, część
Ałtaju, Tien-szan, Góry Przylądkowe, południowa
część Appalachów, Góry Wododziałowe.
Świat organiczny reprezentowany jest głównie
przez skorupiaki, małże, gąbki i inne zwierzęta
morskie. Skamieniałościami przewodnimi dla
kambru i ordowiku są trylobity, dla syluru graptolity. W sylurze pojawiają się pierwsze
kręgowce, w dewonie - płazy, w permie - gady.
Pierwsze rośliny lądowe pojawiły się w sylurze,
natomiast karbon to okres bujnego rozwoju
drzewiastych widłaków, skrzypów i paproci.
Era mezozoiczna - to era, w której były
największe zmiany zasięgów lądów i mórz. Wielkie
zalewy morskie wystąpiły w jurze i kredzie.
Powstały ogromne pokłady skał osadowych wapieni, margli, dolomitów i piaskowców. Pod
koniec kredy rozpoczynają się ruchy górotwórcze orogeneza alpejska, której główna faza przypada
jednak na okres trzeciorzędu. W kredzie wyfałdowały
się
góry
wschodniej
Azji
Wierchojańskie, Czerskiego, Stanowe, Sichote Alin
oraz Kordyliery.
W mezozoiku nastąpił gwałtowny rozwój roślin
iglastych, a w świecie zwierząt - gadów, które
dostosowały się do życia we wszystkich rodzajach
środowiska (woda, ląd, powietrze). W erze
pojawiają się pierwsze uzębione ptaki i ssaki.
Skamieniałością przewodnią ery mezozoicznej są
amonity i belemnity.
Era kenozoiczna - najkrótsza era, trwająca do
chwili obecnej. Z geologicznego punktu widzenia
najważniejszymi wydarzeniami kenozoiku są: orogeneza alpejska (trwająca przez dolny i
środkowy trzeciorzęd) oraz zlodowacenia półkuli
północnej w plejstocenie.
W czasie orogenezy alpejskiej wyfałdowały się:
•
w Europie - Alpy, Pireneje, Karpaty, Góry
Dynarskie, Apeniny, Góry Betyckie, Bałkany
•
w Azji - Kaukaz, Himalaje, Taurus, Zagros,
Hindukusz, Pamir
•
w Afryce - Atlas
• w Ameryce Południowej - Andy
• zachodnia część Antarktydy
W plejstocenie znacznie ochłodził się klimat, co na
półkuli północnej doprowadziło do kilku zlodowaceń
Europy, Ameryki Północnej i Azji. Oziębienie
spowodowało również obniżenie granicy wiecznego
śniegu na terenach górskich nie objętych
lądolodami - we wszystkich większych górach
powstały lodowce górskie. Po ustąpieniu ostatniego
zlodowacenia w Europie powstało Morze Bałtyckie
(holocen).
W świecie organicznym zaszły również istotne
zmiany. Przede wszystkim pojawiły się ssaki, a pod
koniec trzeciorzędu - człowiek pierwotny.
68.
Wewnętrzne procesy geologiczne
Zarówno powierzchnia skorupy ziemskiej, jak i jej
wnętrze ulegają ciągłym zmianom, które są
rezultatem działania złożonych procesów geologicznych. Jeśli przyczyny procesów tkwią w
litosferze
lub
głębszych
warstwach
Ziemi,
nazywamy
je
procesami
endogenicznymi
(wewnętrznymi). Zaliczamy do nich zjawiska
plutoniczne, wulkaniczne i sejsmiczne oraz procesy
górotwórcze,
izostatyczne
i
epejrogeniczne.
Przyjmuje się, że mechanizmem wymuszającym
zjawiska i procesy endogeniczne jest ruch płyty
litosfery.
Generalnie procesy endogeniczne prowadzą do
podnoszenia powierzchni Ziemi, w przeciwieństwie
do procesów egzogenicznych (zewnętrznych)
dążących do wyrównywania powierzchni.
69.
Zjawiska plutoniczne
Plutonizm to przemieszczanie się magmy w
obrębie skorupy ziemskiej bez jej wydostania się
ponad powierzchnię. Gorąca magma przesuwa się
w zastygłych już skałach litosfery w kierunku
powierzchni ziemi. Wciskając się między skały,
tworzy intruzje, które mogą mieć różne rozmiary i
kształty. Intruzjami magmowymi są:
batolit - intruzja ogromnych rozmiarów - może
osiągać
kilkaset
kilometrów
długości
lub
szerokości. Dno batolitu stopniowo przechodzi
w płynne ognisko magmowe.
lakkolit
intruzja
w
kształcie
soczewki
wypełniająca przestrzeń między
warstwami skał, co często prowadzi do powstania
nabrzmienia na
powierzchni ziemi. silla (żyła pokładowa) warstwa magmy wciśnięta między skały zgodnie
z ich ułożeniem.
dajka - żyła magmowa przecinająca skały
niezgodnie
z
ich
uwarstwieniem.
Magma
zastygająca
w
intruzjach
tworzy
skały
jawnokrystaliczne.
Temperatura
magmy
wciskającej się w skały już istniejące jest bardzo
wysoka,
co
powoduje
ich
przeobrażenie
(metamorfizm kontaktowy).
70.
Zjawiska wulkaniczne
Wulkanizmem nazywamy zjawiska związane z
wydobywaniem się magmy i towarzyszących jej
gazów na powierzchnię ziemi. Lawa wulkaniczna
składa
się
z
tlenków
krzemu,
glinu,
glinokrzemianów i gazów, a jej temperatura
dochodzi do 1400°C. W zależności od zawartości
krzemionki, lawy dzielimy na kwaśne - bogate w
krzemionkę i zasadowe - z małą zawartością
krzemionki. Lawa kwaśna odznacza się dużą
lepkością, dlatego tworzy krótkie potoki płynące z
prędkością kilku kilometrów na godzinę. Natomiast
lawa zasadowa, posiadająca niewielką lepkość,
płynie szybko - kilkanaście lub kilkadziesiąt
kilometrów na godzinę. W czasie wybuchu
wulkanu, tzw. erupcji, na powierzchnię ziemi
wydobywają się również gazy, głównie para
wodna, tlenki węgla, chlor, siarkowodór i azot oraz
różnej wielkości produkty stałe, powstałe z
zakrzepniętej lawy. Należą do nich:
•
bomby wulkaniczne - wrzecionowate kawałki
zakrzepłej w powietrzu lawy o wielkości powyżej
60 mm,
• lapille - kamyki różnego kształtu o średnicy 260 mm,
49
• piasek i popiół wulkaniczny - ziarna o średnicy
poniżej 2 mm, które po scementowaniu tworzą
skały zwane tufami,
• pył wulkaniczny - ziarna o średnicy poniżej 0,05
mm.
Produkty wybuchu wulkanu mogą wydobywać się
wzdłuż szczeliny (wulkanizm szczelinowy), np.
wulkany na Islandii i Nowej Zelandii, gdzie
szczeliny dochodzą do 20 km długości. Mogą
wydobywać się także kraterem - otworem
kończącym komin wulkaniczny, czyli połączenie
wulkanu
z
ogniskiem
magmy
(wulkanizm
centralny). W wyniku erupcji centralnych dochodzi
do powstania stożka wulkanicznego, który może
być płaski i rozległy, tzw. wulkan tarczowy
zbudowany z lawy zasadowej, lub wysoki o
stromych stokach - wulkan stożkowy powstający
z law kwaśnych. Szczyt stożka wulkanicznego w
wyniku kolejnych erupcji może zostać rozerwany
lub zapaść się. Powstaje wtedy rozległe zagłębienie
zwane kalderą, w której może wyrosnąć nowy
stożek.
Wulkany można również podzielić ze względu na
strukturę wyrzucanych produktów. Wyróżniamy
wtedy wulkany:
•
efuzywne (lawowe) - gdy wydobywa się
tylko lawa, np. wulkany na Hawajach (Mauna Loa),
w Islandii, Merapi na Jawie;
• eksplozywne (tufowe) - wyrzucające gazy i
produkty stałe, np. Aguan w Gwatemali, Mayon na
Filipinach, Krakatau u wybrzeży Japonii;
•
stratowulkany (mieszane) - w których
występuje erupcja gazów i produktów stałych na
przemian z wylewami lawy, np. Wezuwiusz, FudżiJama, Kilimandżaro.
Innym kryterium podziału wulkanów jest ich
aktywność. Wyróżniamy wulkany:
•
czynne - czyli systematycznie przejawiające
swoją działalność,
•
drzemiące - o wybuchach bardzo rzadko
występujących np. co kilkaset lat,
• wygasłe - w których działalność wulkaniczna już
się zakończyła
i wulkan nie wybuchał w czasach historycznych.
Obecnie na Ziemi znanych jest ponad 450
czynnych wulkanów. Ich rozmieszczenie jest ściśle
związane z krawędziami płyt litosfery, ponieważ w
sferach subdukcji i wzdłuż ryftów skorupa ziemska
jest słabsza i występują liczne jej spękania
ułatwiające magmie przemieszczanie się w
kierunku powierzchni ziemi. Na terenach objętych
działalnością wulkaniczną występują gorące źródła,
których szczególną odmianą są gejzery.
71.
Trzęsienia ziemi
Trzęsieniem ziemi nazywamy drgania skompy
ziemskiej, obserwowane na jej powierzchni,
wywołane czynnikami wewnętrznymi. W zależności
od przyczyny powodującej drgania wyróżniamy
trzęsienia ziemi:
• tektoniczne - spowodowane przesunięciem się
mas skalnych w skorupie ziemskiej. Trzęsienia
tego typu świadcząc braku stabilności litosfery i
występują przede wszystkim wzdłuż granic płyt
litosfery (ryfty, strefy subdukcji), na obszarach
fałdowań alpejskich oraz w strefach uskoków
(Kalifornia - uskok San Andreas). Tektoniczne
trzęsienia ziemi są najgroźniejsze dla człowieka i
stanowią ok. 90% wszystkich trzęsień.
•
wulkaniczne - towarzyszące wybuchom
wulkanów, powodowane ruchami magmy w
skorupie ziemskiej. Stanowią ok. 7% ogólnej liczby
trzęsień i są zdecydowanie mniej groźne niż
trzęsienia typu tektonicznego.
• zapadliskowe - spowodowane zapadaniem się
stropów
jaskiń
bądź
wyrobisk
górniczych
(tąpnięcia). Mają niewielki zasięg i stanowią ok.
3% wszystkich trzęsień.
Rocznie na całym globie rejestruje się 8 - 12 tyś.
trzęsień, z czego na szczęście tylko niewielka część
odczuwana jest przez człowieka.
Trzęsienie ziemi powstaje w hipocentrum
(ognisku), skąd rozchodzą się we wszystkich
kierunkach fale sprężyste zwane sejsmicznymi.
Najszybciej docierają do epicentrum (ośrodka)
położonego na powierzchni ziemi bezpośrednio nad
hipocentrum. Fale sejsmiczne, dochodząc do
epicentrum, zmieniają swój kierunek na poziomy i
rozchodzą się promieniście jako tzw. fale
powierzchniowe z prędkością 3,5 - 3,8 km/s. Im
dalej od ośrodka trzęsienia, tym siła fal
sejsmicznych jest mniejsza. Stąd największe
zniszczenia
na
powierzchni
występują
w
epicentrum lub jego najbliższym sąsiedztwie.
Ognisko trzęsienia ziemi może występować na
różnych głębokościach. Jeśli jest to głębokość do
70 km, mamy do czynienia z trzęsieniem płytkim,
których jest najwięcej.
Gdy hipocentrum znajduje się na głębokości 70 300 km, mówimy o trzęsieniu średnim, natomiast
trzęsienia głębokie mają miejsce, gdy ognisko
położone jest na głębokości 300 - 700 km.
Głębokie trzęsienia ziemi są charakterystyczne dla
strefsubdukcji otaczających Pacyfik.
Prędkość rozchodzenia się fal sejsmicznych oraz
ich siła notowane są przez specjalne urządzenia
zwane sejsmografami. Siłę trzęsienia określa się za
pomocą skali Richtera, w której każdy następny
stopień oznacza wstrząs 10-krotnie silniejszy od
poprzedniego. Skala Richtera liczona jest od O do
9 stopni. Skutki trzęsień ziemi przedstawia się za
pomocą 12-stopniowej skali Mercallego. Według
tej skali trzęsienie ziemi o sile 6 stopni jest trzęsieniem silnym, a powyżej 10 stopni ma skutki
katastrofalne.
Częstotliwość
występowania
trzęsień
jest
kryterium podziału Ziemi na obszary:
sejsmiczne
charakteryzujące
się
dużą
częstotliwością silnych trzęsień ziemi, np. w strefie
sejsmicznej wokół Pacyfiku zachodzi ok. 80%
wszystkich trzęsień,
asejsmiczne - czyli tereny pozbawione trzęsień.
Są to stare tarcze i platformy kontynentalne oraz
dna oceanów poza strefami grzbietów i rowów
oceanicznych,
penscjsmicznc - obszary słabych, rzadko
występujących trzęsień ziemi (jako epicentra)
pokrywające się z obrzeżami platform i orogenów.
72.
Procesy górotwórcze orogeniczne
Ruchy górotwórcze to długotrwały, liczący miliony
lat, proces prowadzący do powstawania łańcuchów
górskich. Używany, zamiennie z górotwórczością,
termin orogeneza rozumieć należy jako proces
fałdowania,
nasuwania,
me-tamorfizmu
i
wypiętrzenia górotworu. Terminu orogeneza używa
się również dla określenia okresu o dużym
natężeniu ruchów górotwórczych, np. orogeneza
alpejska (patrz: Dzieje Ziemi, rozdz. 4.) Powstanie
50
orogenu (gór) tłumaczy się obecnie tektoniką płyt
litosfery. Proces górotwórczości zachodzi na
krawędziach zderzających się płyt, czyli w strefach
subdukcji, przebiegając według następujących
etapów:
l.
W strefie ścierania się płyty oceanicznej z
kontynentalną (łańcuchy górskie otaczające Ocean
Spokojny)
•
w miejscach, gdzie płyta oceaniczna podsuwa
się pod płytę kontynentalną, tworzy się głęboki
rów oceaniczny, tzw. geosynklina systematycznie
wypełniana osadami morskimi i lądowymi;
• pod wpływem ciężaru osadów dno geosynkliny
obniża się;
• ruch płyty oceanicznej w kierunku kontynentu
powoduje zgniatanie (sfałdowanie) osadów w
geosynklinie;
•
w wyniku ruchu płyt zostaje zaburzona
równowaga grawitacyjna skorupy ziemskiej, co
powoduje wypiętrzenie sfałdowanych osadów;
•
wciągana w głąb płyta oceaniczna ulega
częściowemu stopieniu i na głębokości 100 - 120
km tworzą się magmowe ogniska wulkanów.
W strefie kolizji dwóch płyt kontynentalnych
(alpejski system górski od Pirenejów po Himalaje)
płytki zbiornik morski znajdujący się między
dwoma płytami kontynentalnymi wypełnia się
osadami morskimi i lądowymi;
zbliżające się do siebie płyty kontynentalne
powodują zwężanie położonego między nimi
zbiornika morskiego;
w wyniku zwężania się zbiornika morskiego
zalegające w nim osady ulegaj ą sfałdowaniu i
nasuwaniu;
subdukcja zanika po całkowitym zniknięciu
zbiornika morskiego;
sfałdowane pasmo górskie tworzy tzw. szew
tektoniczny, łączący dwa odrębne kiedyś lądy w
jeden kontynent;
w uformowany
górotwór
intruduje magma
(obecnie istnieją dwa sprzeczne wyjaśnienia
przyczyn intruzji magmowych).
Opisane wyżej procesy prowadzą do powstawania
gór fałdowych. Zachodził on kilka razy w
przeszłości geologicznej Ziemi. Starsze łańcuchy
górskie, na skutek wzmożonych pionowych ruchów
skorupy ziemskiej, zachodzących na przedpolu
fałdujących się nowych łańcuchów górskich,
ulegały popękaniu i licznym przesunięciom wzdłuż
linii pęknięć. W ten sposób z gór fałdowych
powstały góry zrębowe (patrz: rozdz. Układy
warstw skalnych).
Innym rodzajem gór są góry wulkaniczne
powstające w wyniku erup-cji wulkanicznej. Mają
charakterystyczny kształt stożków i nie tworzą, tak
jak góry fałdowe i zrębowe, łańcuchów. Góry
wulkaniczne większe zespoły tworzą na Wyspach
Japońskich, Jawie, Kamczatce.
Specyficznym
typem
gór
są
grzbiety
śródoceaniczne
współcześnie
największe
łańcuchy górskie na Ziemi. Występują w dnach
wszystkich oceanów. Szerokość grzbietów waha się
od kilkuset do 2 tyś. km, natomiast łączna ich
długość wynosi ponad 60 tyś. km. Najwyższe
szczyty tych łańcuchów górskich wznoszą się
ponad poziom oceanu, tworząc wyspy (np. Azory).
Grzbiety śródoceaniczne charakteryzują się dużą
ilością płytkich trzęsień ziemi i intensywnymi
procesami wulkanicznymi (patrz: Budowa Ziemi,
rozdz. 3.)
73.
Układy warstw skalnych
Spotykane obecnie układy skał w większości nie
odpowiadają pierwotnemu położeniu, które zostało
zmodyfikowane przez różnorodne procesy geologiczne. Wzajemne ułożenie skał, w szczególności
ich warstw, to tektonika.
Skały, szczególnie osadowe, ułożone są w
warstwach. Warstwa to jednolity typ skały
(osadu) ograniczony od góry i od dołu warstwami
innych utworów. Dolną granicę warstwy stanowi
spąg, górną - strop. Odległość między stropem i
spągiem to miąższość warstwy.
Układ warstw skalnych jest obrazem dziejów
geologicznych obszaru, na którym są położone.
Jeśli nastąpiła zmiana pierwotnego układu i przemieszczenie warstw, mówimy o dyslokacji.
Wyróżniamy dyslokacje ciągłe, gdy nie nastąpiło
przerwanie ciągłości warstwy, i nieciągłe w
przypadku
przemieszczenia
połączonego
z
przerwaniem ciągłości warstwy. Ze względu na
układ warstw i różny stopień deformacji możemy
wyróżnić obszary o budowie płytowej, zrębowej i
fałdowej.
Budowa płytowa - warstwy skalne zachowały
swoje pierwotne poziome ułożenie - skały
najstarsze położone są najniżej, a ku górze
występują skały coraz młodsze. W wyniku
deformacji budowy płytowej powstaje:
• monoklina - w której zgodnie ułożone warstwy
skalne są łagodnie nachylone w jednym kierunku.
Monoklina powstaje, gdy podnoszenie obszaru z
jednej strony było silniejsze.
• niecka - w której warstwy łagodnie zapadają
się
ku
środkowi
obszaru
w
wyniku
nierównomiernego podnoszenia się terenu. Przy
zniszczonej powierzchni na brzegach niecki
odsłaniają się coraz starsze warstwy skalne.
• platforma - składa się ze starszego
fundamentu, często sfałdowanego, i leżących na
nim płytowo, młodszych osadów (tzw. pokrywy
platfor-mowej). Jeśli podłoże platformy tworzą
stare utwory prekambryjskie, które dochodzą do
powierzchni (brak pokrywy platformowej), mówimy o tarczy prekambryjskiej. W najnowszej
literaturze platformy prekambryjskie nazywane
sąkratonami.
Budowa zrębowa - warstwy skalne uległy
przemieszczeniu a ich ciągłość została przerwana i
części tej samej warstwy leżą na różnych
poziomach. Dyslokacje powodujące taki układ
warstw to uskoki, które zwykle występują całymi
seriami. Uskok to przesunięcie warstw skalnych
wzdłuż
pęknięcia,
spowodowane
bocznym
naciskiem lub rozciąganiem. Jeśli przesunięcie
nastąpiło w pionie, mamy do czynienia z uskokiem
zrzutowym, a jeśli w poziomie - z uskokiem
przesuwczym. Uskoki powstają na obszarach o
sztywnym podłożu (np. platformach) i mogą
doprowadzić do utworzenia:
• zrębu tektonicznego - bloku odciętego ze
wszystkich
stron
uskokami,
wyniesionego
względem sąsiednich obszarów,
• rowu tektonicznego - obszaru odciętego
dwoma
podłużnymi
uskokami,
obniżonego
względem otaczającego terenu. Jeśli obsunięcie
znajdujące się między uskokami jest dużych
rozmiarów, mówimy o zapadlisku.
Poprzecinane uskokami warstwy skalne mogą leżeć
ukośnie lub nasunąć się na inne wyżej położone
warstwy. W efekcie warstwy starsze mogą leżeć na
młodszych. System zrębów i rowów tektonicznych
może doprowadzić do powstania gór zrębowych.
Budowę zrębową mają m.in. Sudety, Wogezy,
Ural, Harz.
Budowa fałdowa - tworzy się wówczas, gdy
warstwy skalne ulegają nachyleniu i powyginaniu
pod wpływem bocznego ciśnienia o kierunku poziomym, ale ich ciągłość nie zostaje przerwana.
Powstające w ten sposób fałdy, czyli powyginane
warstwy, składają się z części wypukłej nazwanej
antykliną i części wklęsłej, czyli synkliny. Przez
miejsce
największego
przegięcia
warstw
przechodzi oś fałdu. W zależności od ustawienia osi
wyróżniamy:
• fałd prosty (symetryczny) - którego skrzydła są
symetryczne względem osi ustawionej prostopadle
do podłoża,
• fałd pochylony - w którym jedno skrzydło jest
pochylone łagodnie, drugie stromo, a kąt
nachylenia osi do podłoża jest dość znaczny,
•
fałd leżący - czyli fałd o skrzydłach i osi
ułożonych poziomo do płaszczyzny podłoża.
Najbardziej skomplikowaną formą dyslokacji
ciągłych jest płaszczowina, czyli ogromnych
rozmiarów fałd leżący, oderwany od podłoża i
przesunięty poziomo o kilka lub kilkadziesiąt
kilometrów.
Przesuwanie
się
płaszczowiny
powoduje jej wtórne fałdowanie i liczne spękania.
74. Ruchy epejrogeniczne lądotwórcze
Ruchy epejrogeniczne to powolne pionowe ruchy
skorupy ziemskiej obejmujące duże obszary. W ich
wyniku całe kontynenty lub morza ulegają
wydźwiganiu i obniżaniu bez istotnych deformacji
wewnętrznych.
O
istnieniu
ruchów
epejrogenicznych świadczą bardzo grube pokłady
skał, które powstawały w płytkich morzach, a dziś
na skutek pionowych ruchów dna morskiego znaj
duj ą się na obszarach lądowych. Dowodem są
również występujące w dnie morskim formy
wklęsłe, będące przedłużeniem dolin rzecznych na
lądzie - obniżający ruch kontynentu spowodował,
że dolne odcinki dolin zostały zalane wodą.
Skutkiem ruchów epejrogenicznych jest zmiana
zarysu lądów i mórz. Gdy kontynent ulega
pionowemu ruchowi obniżającemu, to na obszar
lądowy
wkracza
morze
transgresja.
Podnoszenie
się
kontynentu
powoduje
wycofywanie się morza z lądu - regresja. Ze
względu na procesy zachodzące wzdłuż wybrzeży
morskich ruchy epejrogeniczne najłatwiej obserwować w tych właśnie strefach.
Pionowy ruch kontynentów powoduje również
zmiany bazy erozyjnej rzek, czyli poziomu, do
którego może zachodzić wcinanie się wód
płynących w podłoże.
Współcześnie ruchom obniżającym ulegają m in.:
północno-zachodnie wybrzeża Afryki, południowowschodnie wybrzeże Chin, południowa Grenlandia,
wschodnie wybrzeże Ameryki Południowej (między
Amazonką
i
Orinoko),
północna
Holandia,
południowe wybrzeże Bałtyku. Podnoszą się
natomiast m. in.: północno-wschodnie wybrzeże
Syberii, wybrzeża Morza Żółtego, Sumatra, Jawa,
wschodnia część Półwyspu Indyjskiego, wybrzeże
Chile, wybrzeże Zatoki Meksykańskiej, wschodnia
część Labradoru, północne i środkowe wybrzeże
Norwegii, wał kujawsko-pomorski w Polsce.
Przyjmuje się, że ruchy epejrogeniczne są
spowodowane wyłącznie procesami zachodzącymi
pod powierzchnią Ziemi.
75.
Izostazja
Utrzymanie równowagi grawitacyjnej mas skalnych
w skorupie ziemskiej jest możliwe dzięki
plastyczności astenosfery. Poszczególne fragmenty
skorupy ziemskiej, stanowiące wyodrębnione
całości, są bardziej zagłębione w astenosferze gdy
maj ą większą masę, natomiast gdy ich ciężar jest
mniejszy, „zanurzenie" w astenosferze jest również
niewielkie. Dążność do zachowania osiągniętej w
ten sposób równowagi nazywamy izostazją.
Równowaga
izostatyczna
poszczególnych
fragmentów skorupy ziemskiej może zostać
zachwiana przez różne procesy geologiczne, np.
fałdowanie
gór,
gromadzenie
osadów
w
obniżeniach, rozwój lub zanik pokrywy lodowej.
Powstające góry obciążają dodatkowo kontynent,
natomiast procesy zewnętrzne niszczące jego
powierzchnię, powodują, że ląd staje się lżejszy,
gdyż pochodzący z tego niszczenia materiał jest
osadzany w zbiornikach morskich. W efekcie
zostaje zaburzona równowaga grawitacyjna skorupy ziemskiej. Jej przywrócenie jest możliwe
dzięki ruchom izostatycznym, czyli pionowym
powolnym ruchom fragmentów skorupy ziemskiej.
Klasycznym przykładem ruchów izostatycznych
jest podnoszenie się Skandynawii o ok. 10 mm
rocznie. Skandynawia, będąca ośrodkiem zlodowacenia w plejstocenie, została wgnieciona w
astenosferę, co było spowodowane wielkim
ciężarem lądolodu. Po jego stopnieniu skorupa,
dążąc do stanu równowagi, zaczęła się podnosić.
Od czasu ustąpienia lądolodu Skandynawia
podniosła się o 350 m.
Ruchy izostatyczne są wypadkową wewnętrznych i
zewnętrznych czynników zmienności.
Egzogeniczne procesy rzeźbotwórcze
76. Wietrzenie skał
Wietrzenie
zachodzące
w
powierzchniowej
warstwie skorupy
ziemskiej jest
procesem
wyjściowym, przygotowującym i ułatwiającym
działanie wszystkich
zewnętrznych procesów
geologicznych.
Wietrzeniem
nazywamymechaniczny rozpad i chemiczny rozkład skał,
zachodzący pod wpływem działania atmosfery,
hydrosfery i biosfery. Końcowym efektem procesu
wietrzenia jest powstanie zwietrzeliny, czyli
rozluźnionej, niezbyt grubej warstwy bardzo
podatnej na przemieszczanie. Zasięg wietrzenia w
głąb skorupy zależy od budowy geologicznej,
klimatu oraz głębokości występowania wód
gruntowych i dochodzi z reguły do kilku lub
kilkunastu metrów.
W zależności od czynników biorących udział w
procesie niszczenia, wietrzenie dzielimy na:
fizyczne (mechaniczne) - w którym skały
ulegają kruszeniu i rozpadowi, lecz bez zmiany ich
składu mineralnego. Podstawowym czynnikiem
niszczącym są dobowe zmiany temperatury. W
skałach zbudowanych z minerałów o różnych
współczynnikach
rozszerzalności
cieplnej,
poddawanym wielokrotnym zmianom temperatury,
na skutek rozszerzania i kurczenia się kryształów
zmniejsza się ich spoistość. W efekcie skały
rozsypują się na poszczególne ziarna mineralne,
np. granit. W innych przypadkach dochodzi do
zróżnicowanego
rozszerzania
się
części
nasłonecznionych i części wewnętrznych, co
powoduje tzw. łuszczenie, czyli odpadanie warstw
powierzchniowych. Łuszczenie jest wynikiem
powstawania pęknięć równoległych do powierzchni
skały. Wahania temperatury powyżej i poniżej 0°C
powodują
zamarzanie
wody
w
szczelinach
skalnych, która zwiększając swoją objętość,
rozsadza skałę na pojedyncze bloki. Rozkruszanie
skał w wyniku zamarzającej wody nazywamy
zamrozem lub wietrzeniem mrozowym. Do
rozpadu skał dochodzi również na skutek wzrostu
w szczelinach kryształów soli oraz w wyniku
pęcznienia pod wpływem wody skał ilastych.
W skład wietrzenia fizycznego wchodzi także tzw.
wietrzenie
biogeniczne,
polegające
na
rozpadaniu się skał na skutek wciskających się w
szczeliny korzeni roślin, głównie drzew. Produktami
wietrzenia fizycznego są: gruz i rumosze skalne,
gołoborza, wykwity solne, lakier pustynny.
chemiczne - powodujące rozpad skał oraz zmianę
ich składu mineralnego i chemicznego. Podstawą
tego typu wietrzenia jest woda opadowa
zawierająca tlen, azot i dwutlenek węgla. Woda,
wsiąkając w podłoże, rozpuszcza minerały i tworzy
nowe związki chemiczne, tym szybciej im wyższa
jest jej temperatura. Wietrzenie chemiczne może
polegać na:
•
rozpuszczaniu minerałów - całkowitym
(chlorki, gips, wapienie, dolomity) lub częściowym
(margiel i less, w których rozpuszcza się węglan
wapnia).
Rozpuszczanie
jest
przyczyną
powstawania zjawisk krasowych (patrz: rozdz.
Zjawiska krasowe).
• utlenianiu, czyli łączeniu minerałów z tlenem
atmosferycznym (np. utlenianiu związków żelaza),
czemu towarzyszy zmiana barwy z szarej na żółtą
lub czerwoną.
• hydrolizie prowadzącej do rozkładu minerałów
na części zasadowe i kwaśne. Szczególnie podatne
na hydrolizę są skalenie, w których magnez, potas
i wapń są rozpuszczane, a krzemionka ulega
krystalizacji w postaci ilastego minerału - kaolinitu.
W wyniku hydrolizy w warunkach gorącego,
okresowo suchego klimatu powstają lateryty
złożone z wodorotlenków i tlenków żelaza oraz
glinu, nadających im czerwoną barwę. Kopalnym
laterytem jest boksyt - surowiec do produkcji
aluminium.
•
uwodnieniu,
czyli
przemianie minerału
bezwodnego w uwodniony, np. przejście anhydrytu
w gips.
• uwęglanowieniu zachodzącym pod wpływem
kwasu węglowego.
W wietrzeniu chemicznym, poza wodą, biorą
również udział kwasy wydzielane przez korzenie
roślin.
Wymienione rodzaje wietrzenia mają różną
intensywność
w
poszczególnych
strefach
klimatycznych. I tak w klimacie:
•
polarnym - dominuje wietrzenie fizyczne,
głównie zamróz
• umiarkowanym - występują wszystkie typy
wietrzenia
• gorącym pustynnym - przeważa
mechaniczne
• gorącym wilgotnym - dominuje
chemiczne.
77.
wietrzenie
wietrzenie
Zjawiska krasowe
Zjawiska krasowe to proces rozpuszczania skał
przez
wody
powierzchniowe
i
podziemne.
Chemiczne działanie wody na skały zachodzi
wskutek reakcji dwutlenku węgla znajdującego się
w wodzie z węglanem wapnia, co w efekcie daje
kwaśny węglan wapnia Ca(HC03)2 - związek
bardzo łatwo rozpuszczalny w wodzie. Zjawiska
krasowe występują zatem w skałach zbudowanych
z węglanu wapnia. Należą do nich: wapień,
dolomit, kreda, gips. Mogą również powstawać w
innych skałach, np. piaskowcach o spoiwie
wapiennym. W wyniku procesu krasowienia
powstaje zespół form na powierzchni oraz pod
powierzchnią ziemi.
Powierzchniowe formy krasowe są głównie
skutkiem rozpuszczania skał przez wody opadowe.
Należą do nich:
żłobki i żebra krasowe - bruzdy o głębokości do
2 m, szerokości kilkudziesięciu centymetrów i
długości od kilku do kilkunastu metrów, o
przebiegu zgodnym ze spadkiem powierzchni. Z
reguły występują seryjnie i są rozdzielone przez
żebra krasowe, czyli ostre lub zaokrąglone
grzbiety.
leje i studnie krasowe - okrągłe zagłębienia o
średnicy do kilkunastu metrów powstałe w wyniku
rozpuszczania skały przez wodę wpadającą do
szczeliny.
uwaty - zagłębienia powstałe z połączenia kilku
lejów krasowych. poija - ogromne bezodpływowe
zagłębienia,
powstałe
z
połączenia
lejów
krasowych i uwałów. Ich powierzchnia może
dochodzić do kilkuset km2, a głębokość nawet do
800 m. Maj ą strome stoki i prawie płaskie dno. Z
reguły
odwadniane
są
ponorami,
czyli
szczelinami, w które wpada pod ziemię woda
powierzchniowa.
doliny krasowe - mogą powstawać przez
połączenie
lejów
lub
przez
rozpuszczającą
działalność
wody
płynącej.
Często
są
bezodpływowe a płynące w nich rzeki z reguły giną
w ponorach.
ostaóce krasowe - pozostałości pierwotnej
powierzchni w postaci izolowanych wyniesień
ostańcowych, pagórków zwanych mogotami.
Podziemne formy krasowe to przede wszystkim
jaskinie, tworzące się poprzez poszerzanie
podziemnych szczelin przez wody dostające się
pod powierzchnię ponorami. W jaskiniach z wód
krasowych, na skutek uwalniania się dwutlenku
węgla, wytrąca się węglan wapnia, tworząc formy
naciekowe. Należą do nich m.in.:
stalaktyty - narastające ze stropu jaskini sople
pełne lub z kanalikiem w środku, przez który
spływają krople wody. Szybkość narastania
stalaktytów może być różna, od 3 mm rocznie do l
cm na kilkanaście tysięcy lat. stalagmity narastają z dna jaskini ku górze, bezpośrednio pod
stalaktytem - wytrącają się z wody skapującej ze
stalaktytu.
stalagnaty - czyli kolumny powstałe z połączenia
stalaktytu i stalagmitu.
draperie - nacieki o bardzo cienkich ściankach i
dużej powierzchni, zwisające ze stropu jaskini w
miejscach wylotu szczelin.
perły jaskiniowe (pizolity) - powstają w
zagłębieniach dna jaskini wypełnionych wodą. Są
to kuleczki wytrącanego koncentrycznie węglanu
wapnia wokół okruchu skalnego. Węglan wapnia
może wytrącać się również w miejscu wypływu
wód
krasowych na powierzchnię - tworzy wtedy osad
zwany martwicą wapienną
lub trawertynem.
78.
Grawitacyjne ruchy masowe
Zalegające na powierzchni ziemi luźne skały oraz
zwietrzelina mogą w pewnych sytuacjach być
przemieszczane. Warunki takie zachodzą na nachylonych powierzchniach - stokach, gdzie luźny
materiał znajduje się pod wpływem działania siły
ciężkości. Do jego przesunięcia w dół - tj.
grawitacyjnych ruchów masowych - dochodzi
tylko wtedy, gdy zostanie naruszona równowaga
stoku, czyli równowaga między siłą grawitacji a siłą
tarcia i spoistości materiału. Zachwianie równowagi
stoku może wystąpić gdy:
•
zwiększy się nachylenie stoku,
• zmniejszy się spoistość zalegającego na stoku
materiału,
• zmniejszy się siła tarcia, np. przez nasączenie
luźnego materiału
wodą. W zależności od wielkości materiału
skalnego oraz szybkości jego
przemieszczania się wzdłuż stoku, wyróżniamy
następujące ruchy masowe:
obryw - jednorazowe gwałtowne oderwanie się i
runięcie w dół dużych mas skalnych, które u
podnóża
stromej
ściany
tworzą
bezładnie
nagromadzone bloki skalne. Obrywy tworzą się
najczęściej w górach w miejscach podcinania
stoków przez rzekę.
odpadanie - powstaje na skutek zmniejszenia
spoistości skał. Okruchy skalne w czasie odpadania
większą część drogi pokonują w powietrzu.
Materiał, nagromadzony w ten sposób u podnóża
stoku, tworzy stożek usypiskowy, w Tatrach
zwany
piargiem.
Do
powstania
stożka
usypiskowego prowadzą również lawiny gruzowobłotne,
powstające
w
wyniku
nasączenia
zwietrzeliny wodą opadową lub z topniejącej
pokrywy śnieżnej.
osuwisko - to osunięcie się dużej partii materiału
wzdłuż linii poślizgu. Osuwiska powstają, gdy
płaszczyzna
ześlizgu
przebiega
na
granicy
zwietrzeliny z litą skałą lub wzdłuż warstw
skalnych budujących stok. Po intensywnych
opadach lub roztopach śniegu strefa kontaktu
nasycona jest wodą, co ułatwia osuwanie. W
wyniku osunięcia się materiału w górnej części
stoku
powstaje
zagłębienie,
tzw.
nisza
osuwiskowa, natomiast u jego podnóża tzw. jęzor
osuwiskowy. Osuwiska powstają nie tylko w
górach, często tworzą się również w dolinach
rzecznych, w których jęzory osuwiskowe utrudniają
swobodny przepływ wody.
spelzywanie - powolne przemieszczanie się
powierzchniowych
partii
gruntu
w
wyniku
nasączenia go wodą. Oznaką pełznięcia gruntu po
stoku są pochylone drzewa i płoty.
spływy ziemne lub błotne - szybkie (kilka
metrów
na
sekundę),
krótkotrwałe
przemieszczanie się materiału przesyconego wodą
w dół stoku.
79. Rzeźbotwórcza działalność wiatru
Rzeźbotwórcza działalność wiatru zachodzi przede
wszystkim na obszarach suchych i pozbawionych
szaty roślinnej, ponieważ zarówno wilgoć, jak i
pokrywa roślinna uniemożliwiają przenoszenie
przez wiatr drobnych cząstek mineralnych. Wiatr
jako czynnik rzeźbotwórczy może niszczyć powierzchnię ziemi - erozja eoliczna, transportować
drobny materiał oraz osadzać go - akumulacja
eoliczna. Każda z tych rodzajów działalności
rzeźbotwórczej prowadzi do powstania innych form
powierzchniowych.
Erozja eoliczna przejawia się działalnością
dwojakiego rodzaju, przy czym każda z nich jest
ściśle powiązana z transportem eolicznym cząstek
mineralnych. Niszczącą działalnością wiatru j est:
deflacja - czyli wywiewanie cząstek mineralnych.
Na terenach pozbawionych roślinności deflacja
prowadzi do powstania zagłębień, które w
zależności od kształtu nazywamy misami lub
rynnami defla-cyjnymi. Wywiewanie zachodzi do
momentu powstania bruku deflacyjnego, tj.
warstwy żwiru lub gruboziarnistego piasku,
którego wiatr nie jest w stanie przetransportować.
Bruk deflacyjny chroni przed wywiewaniem
zalegające poniżej jego poziomu drobniejsze
cząstki mineralne. Jeśli na obszarach pustynnych
dno zagłębienia deflacyjnego dochodzi do poziomu
wód gruntowych, to w miejscu tym powstaje oaza.
W wyniku nierównomiernego wywiewania mogą
powstać ostańce deflacyjne, czyli pagóry o
stromych stokach i płaskich szczytach, tworzące
się na obszarach piaszczystych i pyłowych, na
które wkracza roślinność.
korazja - niszczenie powierzchni skał przez
uderzające w nią ziarenka piasku niesione przez
wiatr. Powierzchnie te są rysowane, ścierane,
polerowane lub drążone. W wyniku działania
korazji powstają:
• żłobki i jamy korazyjne, czyli zagłębienia w
skałach
zbudowanych z warstw o różnej
odporności na niszczenie,
•
wyglądy eoliczne, tj. wyszlifowane i
wygładzone przez nawiewany piasek powierzchnie
litych skał,
• graniaki - czyli różnej wielkości okruchy skalne
o
ściętych,
wypolerowanych
powierzchniach
oddzielonych od siebie wyraźnymi krawędziami,
• grzyby skalne - powstające przez niszczenie
głównie przyziemnej części skały, gdyż korazja
przy powierzchni ziemi - do wysokości ok. 30 cm jest najsilniejsza.
Transport eoliczny uzależniony jest od siły wiatru
oraz od wielkości cząstek mineralnych. Może się
odbywać w postaci toczenia i przesuwania ziaren
po powierzchni, przemieszczania skokowego (czyli
saltacji)
oraz
unoszenia
w
powietrze
i
transportowania na duże odległości drobnych
cząstek (poniżej 0,2 mm) tj. suspensji.
Przykładem
działania
suspensji
może
być
osadzenie w Polsce w 1979 r. pyłu pochodzącego z
Sahary. Nagromadzenie materiału w wyniku
uderzeń wiatru powoduje powstawanie zmarszczek
eolicznych, tzw. riplemarków.
Akumulacja eoliczna następuje na tych
obszarach, gdzie siła nośna wiatru spada, czyli w
obniżeniach lub za przeszkodami terenowymi.
Głównymi formami akumulacyjnej działalności
wiatru są wydmy i pokrywy lessowe.
Wydmy - piaszczyste wzniesienia o łagodnych
stokach od strony dowietrznej i stromych od
zawietrznej. Po stoku łagodnym wiatr wtacza
ziarenka piasku pod górę, które po przekroczeniu
najwyższego miejsca spadają grawitacyjnie w dół,
budując stok stromy. W ten sposób wydma może
się przesuwać zgodnie z kierunkiem wiatru z
prędkością zależną od własnej wielkości i siły
wiatru (od kilku metrów do kilku kilometrów w
ciągu roku). Wydmy mogą mieć różne kształty,
które zależą od stałości i siły wiatru oraz ilości i
wilgotności piasku. Na obszarach pustynnych
tworzą się barchany mające kształt półksiężyca.
Ramiona barchanu ze względu na mniejszą ilość
piasku przesuwają się szybciej niż centralna część
wydmy, dlatego są wyciągnięte zgodnie z
kierunkiem wiatru. Barchany z reguły tworzą całe
pola wydmowe, na których często dochodzi do ich
połączenia
i
tworzenia
ogromnych
wałów
piaszczystych. Na obszarach o klimacie bardziej
wilgotnym oraz na terenach nadmorskich lub w
dolinach rzecznych tworzą się wydmy paraboliczne. Tak jak barchany mają kształt
półksiężyca, lecz ich ramiona skierowane są pod
wiatr,
ponieważ
są
przytrzymywane
przez
roślinność lub duże zawilgocenie.
Pokrywy lessowe - tworzą się przez osadzanie
materiałów pyłowych nawiewanych przez tysiące
lat z terenów pustynnych. Mogą osiągać grubość
ponad 100 m. Współcześnie pokrywy lessowe
tworzą się w Chinach i Mongolii, gdzie less
nawiewany jest z pustyni Gobi. Natomiast obszary
lessowe w Europie i Ameryce Północnej powstały w
plejstocenie w wyniku nawiewania pylastego
materiału z przedpola lądolodu.
80.
Główne rodzaje pustyń
Pustynie są obszarami, na których rzeźbotwórcza
działalność wiatru jest najlepiej widoczna. Ze
względu na rodzaj podłoża wyróżniamy pustynie:
kamienistą (hamada) - całkowicie pozbawioną
drobnego materiału skalnego, wywianego przez
wiatr. Tworzą ją nagie, lite skały, których
powierzchnia bywa jednolita i płaska. Tam, gdzie
wietrzenie mechaniczne zniszczyło mniej odporne
skały, pozostały ostańce świadczące o dawnym
wyższym poziomie powierzchni pustyni. Silnie
działająca korazja przekształciła niewielkie ostańce
w grzyby skalne. Pustynia tego typu występuje w
centralnej części Sahary - masywy: Ahaggar,
Tibesti, Dar Fur.
żwirową (serir) - zbudowaną z materiału nieco
grubszego, wygładzonego przez wiatr - graniaki.
Pustynie żwirowe występują na bardzo dużych
obszarach Sahary i pustyni Gibsona w Australii.
piaszczystą (erg) - pokrytą piaskami stale
przemieszczanymi przez wiatr. Charakterystyczną
cechą rzeźby tych pustyń są wędrujące wydmy
oraz suche doliny rzek epizodycznych, tzw. uedy
(wadi). Pustyniami piaszczystymi są w większości
pustynie: azjatyckie, australijskie, amerykańskie i
najbardziej zewnętrzna część Sahary.
ilastą (takyr) - której powierzchnia pokryta jest
stwardniałym, spękanym iłem. Częste bywają
wykwity węglanu wapnia, gipsu i soli. Pustynia
ilasta (pyłowa) po deszczu zmienia się w grząskie
błoto.
81. Działalność wód płynących
Wody płynące po powierzchni ziemi są bardzo
ważnym czynnikiem rzeźbotwórczym. Już wody
opadowe, spływając strugami po stoku, żłobią
bruzdy erozyjne, lecz znacznie większe znaczenie
dla rozwoju rzeźby mają stale płynące rzeki. Ich
rzeźbotwórcza działalność polega na erozji, tj.
niszczeniu podłoża i brzegów doliny, transporcie
materiału różnej wielkości oraz jego akumulacji
(osadzaniu). Intensywność tych procesów zależy
od ilości wody w rzece oraz prędkości, z jaką ona
płynie.
Końcowym
efektem
rzeźbotwórczej
działalności rzeki jest dolina, która w swoim profilu
podłużnym - od źródła do ujścia - zmienia kształt i
wygląd. Jest to między innymi efektem zmiany
prędkości płynącej wody, co zależy od spadku.
Spadek rzeki to mierzony w promilach stosunek
różnicy wysokości lustra wody w rzece na pewnym
jej odcinku do rzutu długości tego odcinka (różnica
wysokości między poziomem źródła i poziomem
ujścia rzeki). W zależności od wielkości spadku
rzekę można podzielić na trzy odcinki:
•
bieg górny - duży spadek powodujący szybki
nurt,
•
bieg środkowy - spadek znacznie mniejszy,
woda płynie wolniej,
• bieg dolny - o bardzo małym spadku i leniwie
płynącej wodzie.
W każdym z wymienionych odcinków
przeważa inny rodzaj rzeźbotwórczej działalności
rzeki i powstają inne formy ukształtowania powierzchni.
82.
Transportująca działalność rzek
Woda płynąca przemieszcza bardzo dużo
rozdrobnionego materiału, np. Wisła w ciągu roku
ok. 1,5 min ton. W zależności od spadku rzeki oraz
wielkości
przenoszonych
okruchów transport
materiału może odbywać się w różny sposób.
Wyróżniamy trzy rodzaje transportu rzecznego:
•
trakcję - czyli toczenie i wleczenie po dnie
kamieni, żwiru i piasku,
• saltację - ruch skokowy żwirów i piasków,
• suspensję - zawieszone w wodzie cząsteczki o
średnicy poniżej l mm.
Siła
transportowa
rzeki
maleje
wraz
ze
zmniejszającym się spadkiem i prędkością płynącej
wody. Dlatego w górnym odcinku przeważa trakcja
i saltacja. Wleczone po dnie ostrokrawędziste
okruchy
skalne
ulegają
rozkru-szeniu
i
zaokrągleniu - przez uderzanie o dno koryta i
wzajemnie o siebie. W ten sposób powstają
otoczaki. W miejscu gwałtownego załamania się
spadku (granica między górnym i środkowym
biegiem rzeki) grubszy materiał jest osadzany.
Dalej rzeka niesie drobniejsze okruchy. Do ujścia
dociera
tylko
najdrobniejszy
materiał,
transportowany w postaci zawiesiny. Można zatem
powiedzieć, że w czasie transportu rzecznego
przenoszony materiał jest sortowany. Możliwości
transportu okruchów skalnych różnej wielkości, w
zależności
od
szybkości
płynącej
wody,
przedstawia poniższe zestawienie
Prędkość wody
Przenoszony
materiał
1,7 m / sęk
otoczki o wadze do
1,5 kg
0,9 m / sęk
żwir wielkości grochu
0,7 m / sęk
żwir drobny
0,3 m / sęk
piasek gruboziarnisty
0,2 m / sęk
piasek
drobnoziarnisty
83.
Erozja rzeczna
Wywołany siłą ciężkości ruch wody w rzece
sprawia, że transportowany przez nią materiał
niszczy powierzchnię ziemi. Ze względu na różnorodny przebieg i skutki niszczenia, erozję rzeczną
dzielimy na: wgłębną (denną), wsteczną i boczną.
Erozja wgłębna (denna) polega na pogłębianiu
koryta doliny rzeki i działa przede wszystkim w
górnym jej odcinku. Toczone dnem okruchy skalne
trą o podłoże, niszcząc je, co powoduje pogłębianie
koryta. Rzeka wcina się również w głąb, w wyniku
kruszenia i wyrywania z dna okruchów skalnych. W
zagłębienia dna wpadają głazy, które obracane
przez wodę z dużą prędkością pogłębiają je. W ten
sposób tworzą się przegłębienia zwane kotłami
eworsyjny-mi. Efektem dennej erozji rzeki jest
głęboko wcięta dolina o stromych stokach i
przekroju poprzecznym zbliżonym do litery V.
Nazywamy ją
V-kształtną czyli
wciosową.
Poziom, do którego rzeka może erodować
wgłębnie, nazywamy bazą erozyjną. Baza
erozyjna rzeki to poziom jej ujścia. Teoretycznie
może dojść do zrównania poziomu jej źródeł z
poziomem ujścia, co spowoduje, że rzeka
przestanie płynąć. W rzeczywistości jednak nigdy
do tego nie dochodzi, dzięki pionowym ruchom
skorupy ziemskiej. Podniesienie się źródeł lub
obniżenie ujścia obniża poziom bazy crozyjnsj, a
tym samym zwiększa spadek rzeki i erozję
wgłębną. Rzeka zaczyna silniej wcinać się w
podłoże, a w stokach doliny powstają terasy
(schodki) będące pozostałością dawnego dna.
Terasy mogą być wycięte w skałach budujących
stoki doliny (terasy erozyjne) lub w materiale
naniesionym przez rzekę (terasy akumulacyjne).
Gdy w dolinie jest kilka poziomów terasowych,
świadczy to o kilku zmianach poziomu bazy
erozyjnej.
Erozja wsteczna - prowadzi do cofania się źródeł
i progów skalnych. Działa głównie w górnym biegu
rzeki, natomiast w środkowym i dolnym tylko przy
progach i wodospadach. Cofanie się progu
skalnego spowodowane jest podcinaniem podstawy
progu przez spadającą z dużą siłą wodę. Z czasem
skały leżące wyżej ulegną spękaniu i oberwaniu
pod wpływem własnego ciężaru. Erozja wsteczna,
przebiegająca według tego samego schematu, u
źródeł rzeki może doprowadzić do przecięcia działu
wodnego i połączenia się z rzeką płynącą w innym
dorzeczu.
Nastąpi
wówczas
przechwycenie
„słabszej" rzeki przez rzekę o większym spadku i
silniejszej erozji. Zjawisko takie nazywamy
kaptażem.
Erozja boczna - powoduje poszerzanie koryta
rzeki. Zachodzi głównie w biegu środkowym, gdzie
spadek maleje, wzrasta natomiast ilość wody
wskutek przyjmowania dopływów. Dolina rzeki
staje się płytsza (zanik erozji wgłębnej) i szersza.
Nurt rzeki, czyli strefa, gdzie woda płynie
najszybciej, przemieszcza się od jednego do
drugiego brzegu, ponieważ może być spychany
przez wody dopływów, obrywy i osuwiska.
Zepchnięty nurt uderza o brzeg, niszczy go i
zgodnie z prawem fizyki (kąt padania jest równy
kątowi odbicia) przerzuca się na drugą stronę
rzeki.
Materiał
pochodzący
z
niszczenia
podcinanego brzegu jest osadzany po stronie
przeciwnej, gdzie brzeg rzeki narasta. W ten
sposób tworzą się zakola (meandry), a dolina
rzeki znacznie się rozszerza. Ciągłe podcinanie
tych samych brzegów może doprowadzić do
przerwania meandru i powstania starorzecza.
Przerwanie meandru może również nastąpić w
czasie wysokich stanów wody, gdy jej olbrzymia
siła niszcząca spowoduje powstanie nowego,
prostego koryta.
84.
Akumulacyjna działalność rzek
Akumulacja materiału transportowanego przez
rzekę następuje w wyniku
zmniejszenia prędkości płynącej wody - rzeka traci
siłę nośną. Materiał
osadzany przez rzekę to aluwia, które mogą być
składowane w korycie lub
w ujściu rzeki. W wyniku akumulacji rzecznej
powstają:
mielizny korytowe - gruboziarnisty materiał
tworzący podłużne nasypy, których dłuższa oś jest
równoległa do kierunku prądu rzeki. Przy niskich
stanach wody mogą tworzyć się wyspy aluwiame.
Mielizny są stopniowo przemieszczane wzdłuż
koryta rzeki.
odsypy meandrowe - mielizny powstające na
wewnętrznych stronach zakoli.
mady - aluwia osadzone podczas wysokich stanów
wody na najniższej terasie, tzw. terasie zalewowej.
Jest to materiał drobnoziarnisty zawierający dużo
substancji organicznych.
stożki napływowe - stożek rozpościerający się
wachlarzowato
w
kierunku
płynięcia rzeki,
zbudowany z materiałów źle wysortowanych różna wielkość ziaren. Powstają w miejscach
załamania się spadku (tj. na granicy górnego i
środkowego biegu rzeki wkraczającej z terenów
górskich na obszary nizinne) oraz u ujścia dopływu
do rzeki głównej, gdy ta ostatnia ma mniejszy
spadek niż przyjmowany dopływ.
delta - materiał zrzucony przy ujściu rzeki do
zbiornika
wodnego.
Delta
jest
stożkiem
napływowym, który może powstać, gdy zbiornik
nie jest zbyt głęboki oraz gdy przy ujściu nie
działają silne pływy lub prądy morskie mogące
usuwać nanoszony materiał. Większa część delty
znajduje się pod wodą, lecz stale nadbudowywana
przekracza poziom zbiornika. Osady delty na
powierzchni stanowią przeszkodę dla płynących
wód rzecznych, dlatego rzeka rozgałęzia się na
liczne ramiona. W zagłębieniach powierzchni delty
tworzą się jeziora i rozlewiska. Delty narastają z
różną
prędkością
szybciej
na
morzach
śródlądowych i jeziorach. Roczny przyrost delty
może dochodzić do kilkuset metrów.
W przypadku gdy rzeka wpada do morza o silnym
prądzie przybrzeżnym lub wysokich pływach,
tworzy
się ujście typu lejkowatego, tzw.
estuarium. Estuarium rozszerza się w kierunku
otwartego morza. W ujściu tego typu następuje
mieszanie się wód morskich z rzecznymi.
85.
Rzeźbotwórcza działalność
lodowców górskich
Skutki działania lodowców górskich jako
czynnika rzeźbotwórczego widać dopiero po ich
ustąpieniu. Tak jak wszystkie inne zewnętrzne
czynniki rzeźbotwórcze lodowiec górski eroduje,
transportuje i osadza rozdrobniony materiał.
Do erozyjnych form polodowcowych należą:
cyrk (kar) lodowcowy - nieckowate zagłębienie
otoczone z trzech stron stromymi zboczami
górskimi a z czwartej wygładzonym progiem
skalnym. Cyrk powstaje w miejscu dawnego pola
firnowego w wyniku intensywnie działającego
wietrzenia mrozowego oraz przez niszczenie
podłoża wtopionymi w lód okruchami skalnymi. Po
ustąpieniu lodowca zagłębienie może wypełnić się
wodą
- jezioro cyrkowe, np. jeziora w Tatrach tzw.
stawy.
rysa lodowcowa - zadrapanie na powierzchni
skał w dnie i zboczach dolin, spowodowane
żłobieniem podłoża przez materiał skalny wtopiony
w lodowiec. Rysy lodowcowe mają kierunek
zgodny z kierunkiem ruchu lodu.
wygląd lodowcowy (baranieć, muton) powierzchnie litej skały wyszli-fowane przez
przesuwający się lód. Mają kopulasty, nieco wydłużony kształt.
dolina U-kształtna - dolina o płaskim, szerokim
dnie i prawie pionowych stokach wyrzeźbiona
przez jęzor lodowcowy zwana inaczej doliną
żłobową. Powstała z przekształcenia górskiej
doliny rzecznej
- V-kształtnej - w wyniku intensywnego wietrzenia
mrozowego oraz tarcia o podłoże i stoki doliny
materiału skalnego wtopionego w jęzor lodowcowy.
Gdy jęzory lodowcowe spływają bezpośrednio do
morza, po ustąpieniu lodowca, doliny U-kształtne
tworzą typ wybrzeża zwanego fiordowym.
dolina wisząca (zawieszona) - boczna dolina
polodowcowa o dnie położonym na wyższym
poziomie niż dno głównej doliny polodow-cowej.
Powstają w wyniku połączenia się dwóch jęzorów
lodowcowych - większego i mniejszego o mniejszej
sile niszczenia. Podstawową formą akumulacji
lodowcowej jest morena, czyli wzniesienie
zbudowane
z
materiału
pochodzącego
z
niszczonego przez lodowiec podłoża i zboczy gór,
wtopionego w lód i przemieszczanego pod jego
naciskiem. W zależności od miejsca tworzenia się
moreny wyróżniamy kilka jej typów:
morena boczna - wał położony wzdłuż bocznych
krawędzi jęzora lodowcowego. Po jego stopieniu
osadza się w dnie doliny przy krawędzi stoku. Jest
zbudowana z ostrokrawędzistych okruchów pochodzących z niszczenia otaczających zboczy górskich.
morena środkowa - powstaje w wyniku
połączenia moren bocznych dwóch zlewających się
jęzorów lodowcowych.
morena denna - lekko faliste wzniesienie
zbudowane z okruchów skalnych
różnej wielkości wtopionych w dno lodowca i
osadzonych na
dnie doliny. morena czołowa - wzniesienia
powstające u czoła jęzora lodowcowego
z materiału wytapianego z lodowca podczas jego
dłuższego postoju.
Bardzo
szybko
rozmywana
przez
wody
topniejącego jęzora.
86.
Kształtowanie rzeźby przez
lądolody
W
przypadku
rzeźbotwórczej
działalności
lądolodów zmiany w rzeźbie powierzchni zachodzą
w wyniku działania samego lądolodu oraz wód
pochodzących
z
jego
topnienia
tzw.
fluwioglacjalnych. Wielkość lądolodów sprawia,
że krajobraz polodowcowy zajmuje duże obszary i
cechuje się wielką różnorodnością form erozyjnych
i akumulacyjnych.
Najbardziej charakterystycznymi formami
ukształtowania powierzchni powstałymi w wyniku
erozyjnej działalności wód lodowcowych są:
rynna - długie i wąskie obniżenie wyrzeźbione w
podłożu przez rzeki pod-lodowcowe płynące pod
ciśnieniem. Ich głębokości są duże, dochodzą do
100 m. Po stopieniu lądolodu wypełnione wodą
rynny tworząjeziora rynnowe, np. Gopło, Jeziorak,
Drawsko. garniec polodowcowy (marmit) kocioł eworsyjny o głębokości do kilku metrów,
utworzony przez wody płynące pod czaszą
lądolodu. pradolina - bardzo szeroka dolina o
płaskim, często zabagnionym dnie, utworzona
przez wody roztopowe i wody rzeczne obszarów,
które nie były pokryte lodem. Pradolina tworzy się
na przedpolu lądolodu, równolegle do jego czoła.
W
Polsce
występuje
kilka
pradolin,
np.
Wrocławsko-Magdeburska, Warszawsko-Berlińska,
Toruńsko-Eberswaldzka, Narwi i Biebrzy i inne.
Działalność
akumulacyjna
lądolodu
i
wód
polodowcowych
doprowadziła
do
powstania
następujących form:
morena denna - powstaje identycznie jak w
przypadku lodowca górskiego. Zbudowana jest z
tzw.
gliny
zwałowej
(morenowej),
czyli
mieszaniny iłów, piasków, żwirów i głazów. Tworzy
faliste równiny. W zagłębieniach moreny dennej
mogą tworzyć się rozległe, płytkie jeziora lub
oczka polodowcowe, tj. małe, lecz dość głębokie
jeziora o zaokrąglonym kształcie powstałe z
wytopienia się brył martwego lodu, które były
zagrzebane w osadach.
morena czołowa - powstaje przed czołem
lądolodu w czasie jego dłuższego postoju. Gdy
czoło lądolodu cofa się etapami, może powstać kilka wałów morenowych. Jeśli czoło lądolodu
przesuwa się do przodu po powstaniu wału
morenowego, materiał morenowy jest spychany i
piętrzony - powstaje morena spiętrzona. Moreny
czołowe tworzą dość wysokie pagórki, np. Wieżyca
329 m. n.p.m. głazy narzutowe (eratyki) - głaz
o
średnicy
do
kilkudziesięciu
metrów
przetransportowany w lodowcu i osadzony na
powierzchni terenu po stopieniu lodu.
drumlin - wzgórze wydłużone zgodnie z
kierunkiem ruchu lodowca, dochodzące do 50 m
wysokości i l km długości. Zbudowane z gliny lub
osadów fluwioglacjalnych z pokrywą gliniastą.
Przyjmuje się, że powstaje pod wpływem
osadzania materiału transportowanego przez
lądolód przy udziale nacisku lodu i wód
roztopowych. Drumliny występuj ą najczęściej
grupowo, np. w Polsce koło Lipna na Pojezierzu
Dobrzyńskim.
kem - pagórek o wysokości od kilku do
kilkudziesięciu metrów zbudowany z piasków i
żwirów. Powstał w otwartej szczelinie w czasie
zatrzymania lądolodu lub gdy lądolód rozpadał się
na odosobnione bryły czyli bryły martwego lodu.
oz - długi do kilkudziesięciu kilometrów wał
zbudowany z piasków i żwirów, zwykle kręty,
osadzony przez wody podlodowcowe płynące w
szczelinie lądolodu. Ozy mają kierunek zgodny z
ruchem lodowca.
sandr - rozległy stożek napływowy zbudowany z
piasków i żwirów na przedpolu lodowca przez
wypływające spod lądolodu wody. W Polsce
sandrami są m.in. Równina Tucholska, Równina
Kurpiowska.
jezioro zastoiskowe - powstaje, gdy wody
wypływające spod lodowca mają zatamowany
odpływ. Na dnie jeziora składowany jest materiał.
Latem przy szybko topniejącym lodowcu osadzany
jest drobnoziarnisty materiał kwarcowy o jasnej
barwie. Zimą, gdy topnienie nie występuje lub jest
bardzo wolne, osadzają się minerały ilaste o
ciemnej barwie. Osady powstające z zastoisku,
mające na przemian warstewki jasne i ciemne,
nazywamy iłami warwowymi.
jezioro morenowe - powstające w wyniku
zatamowania odpływu wód przez wały moren
czołowych.
Obszary
pokryte
w
przeszłości
lądolodem charakteryzują się
typem krajobrazu. Ze względu na znaczne różnice
wyróżniał
o rzeźbie:
młodoglacjalncj - charakteryzujący się dużą
różnorodnością fc cyjnych (morena czołowa, ozy,
kemy, drumliny i obecnością licznych jezior
polodowcowych różnego
staroglacjalnej
o mniejszych
różnicach
wysokości względ morenowych i generalnie
łagodniejszych
formach
akl
(bardziej
zniszczonych). Na obszarach o tym typie jezior
polodowcowych.
klasyfikowania form polodowcowych na erozyjne i
akumulacyjne oraz na powstające przy udziale
lodowca lub tworzone przez wody fluwioglacjalne,
rozpoznawania form polodowcowych na podstawie
ich opisu, schematycznych rysunków i rysunków
poziomicowych, określania warunków powstawania
poszczególnych form polodowcowych.
87.
Niszcząca i budująca działalność
morza
Woda morska znajdująca się w ciągłym mchu
kształtuje granicę lądu i morza, tj. wybrzeże.
Zaznacza się na nim zarówno działalność niszcząca
abrazjaJak
i
akumulacyjna.
Możliwość
bezpośredniej obserwacji wybrzeży sprawia, że
działalność
wód
morskich
bardzo
często
ograniczamy do strefy przybrzeżnej. Tymczasem
niewspółmiernie większe znaczenie ma akumulacja
różnego rodzaju osadów na dnie mórz i oceanów.
Zachodząca
na
wybrzeżach
rzeźbotwórcza
działalność mórz polega na niszczeniu wybrzeży
wysokich, głównie przez falowanie i pływy, oraz
nadbudowywaniu wybrzeży niskich przy udziale fal
i przybrzeżnych prądów morskich.
Wybrzeże wysokie jest silnie niszczone przez fale.
Nacisk fal na Im2 stromego brzegu jest bardzo
duży, np. na Bałtyku dochodzi do 10 ton. Powoduje to podcinanie brzegu i w konsekwencji
obrywanie i stopniowe jego cofanie. W ten sposób
tworzy się klif (faleza), czyli strome nadbrzeżne
urwisko. Pochodzący z obrywu materiał skalny,
leżący u podnóża klifu, jest stale rozdrabniany i
przenoszony do morza przez fale. Tworzy się tzw.
platforma abrazyjna, czyli niemal pozioma
powierzchnia lekko nachylona w kierunku morza.
Równocześnie od strony morza tworzy się
platforma akumulacyjna, budowana z materiału
przeniesionego z lądu przez fale. Klif cofa się,
dopóki docierają do niego fale sztormowe. Gdy
znajduje się poza ich zasięgiem, stopniowo
zamiera - jest przekształcany przez grawitacyjne
ruchy masowe. Nazywany jest wtedy martwym
klifem.
Wybrzeża wysokie cofają się z różną prędkością,
która zależy od siły fal oraz odporności skał
budujących wybrzeże, np. w rejonie Kołobrzegu
wybrzeże cofa się średnio o 0,5 - Im rocznie. Jeśli
wybrzeże zbudowane jest ze skał o różnej
odporności, niszczenie postępuje nierównomiernie i
powstaje linia brzegowa z licznymi zatokami i
półwyspami.
Na wybrzeżach niskich działanie fal jest inne.
Tworzą one przybrzeżne mielizny, plaże i wały
brzegowe:
wal brzegowy - powstaje, gdy fale wyrzucają na
brzeg okruchy różnej wielkości, lecz powrotny prąd
fali jest zbyt słaby, aby unieść je z powrotem do
morza. Grubszy materiał gromadzi się wtedy w
postaci wału piaszczysto-żwirowego przy końcu
zasięgu fal.
plaża - obszar między wałem brzegowym a
najniższym poziomem wody, zbudowany z
materiału, którego fale nie są w stanie
przetransportować do morza. Fale długie i niskie
nadbudowuj ą plaże, natomiast krótkie i wysokie niszczą.
mielizny przybrzeżne - długie, podwodne
piaszczyste garby, równoległe do wybrzeża. Jeśli
dno morskie jest łagodnie pochylone w stronę
otwartego morza, fale załamują się daleko od
brzegu. Tworzą wówczas wały piaszczyste dużych
rozmiarów wystające nad powierzchnię wody.
Nazywamy je lido, a część morza między barierą a
wybrzeżem - laguną. Laguny mogą zostać
całkowicie odcięte i przekształcone w jeziora.
Przybrzeżne prądy morskie transportują wzdłuż
wybrzeża znaczne ilości materiału. W miejscach,
gdzie prąd słabnie lub odsuwa się od wybrzeża
(zatoka), niesiony materiał jest osadzany. Tworzą
się piaszczyste wały zwane mierzejami, które
stopniowo zamykaj ą zatokę zwaną zalewem. Jeśli
płytki zalew zostanie całkowicie oddzielony od
morza mierzeją, powstanie jezioro. W ten sposób
w
Polsce
utworzyło
się
szereg
jezior
przybrzeżnych, np. Łebsko, Gardno.
Wybrzeża w gorącym klimacie mogą być
nadbudowywane przez rafy koralowe. Korale żyją
w czystych płytkich wodach (do 40 m) o temperaturze 18 - 35°C i zasoleniu powyżej 2,7%. Rafy
koralowe mogą tworzyć rozległe bariery (np. u
wschodnich wybrzeży Australii Wielka Rafa
Koralowa osiąga długość ok. 2 tyś. km) oraz atole.
Atol to wyspa w kształcie pierścienia, będąca
wynurzoną rafą koralową, zamykająca wewnętrzną
zatokę (lagunę). Atole powstają przy brzegach
wysp podlegających ruchowi zanurzającemu.
Na dnie mórz i oceanów gromadzą się osady. W
zależności od genezy, osady morskie dzielimy na:
terygeniczne - pochodzenia lądowego naniesione
przez rzeki, wiatr, lodowce i lądolody,
organiczne - szczątki organizmów
żywych, chemiczne - wytrącone z
wody morskiej związki chemiczne,
wulkaniczne - pochodzące z
erupcji podmorskich wulkanów.
Rodzaj składowanego na dnie osadu zależy głównie
od głębokości zbiornika i odległości od lądu. Na tej
podstawie wydzielono w morzach następujące
strefy osadzania:
literalną (przybrzeżną) - do głębokości 40 - 60 m,
gdzie
gromadzony
jest
głównie
materiał
terygeniczny - żwiry, piaski, osady mułowo-ilaste.
Główną cechą osadów tej strefy jest segregacja
materiału - im dalej od wybrzeża, tym materiał
drobniejszy. Powstają w niej piaskowce, mułowce
oraz wapienie i gipsy.
szelfową - do głębokości 200 - 250 m. Osadza się
tu głównie materiał terygeniczny i organiczny.
Charakterystyczne są piaski z glaukoni-tem, tj.
zielonym
minerałem
będącym
uwodnionym
glinokrze-mianem żelaza i magnezu z domieszką
potasu. Glaukonit jest wskaźnikiem osadów tej
strefy.
głębokowodną - do głębokości ok. 4000 m, w
której dominują iły i muły (błękitne, czerwone,
czarne). Ponadto osadzają się tu pyły pochodzące
z atmosfery oraz pyły wulkaniczne.
dna głębin oceanicznych - gdzie dominują osady
organiczne
(szczątki
planktonu).
Charakterystyczne dla tej strefy są czerwone muły
głębinowe oraz muły globigerynowe, tj. w dużej
ilości szkielety otwomic z dodatkiem igieł gąbek
oraz skorupek okrzemek.
88.
Typy wybrzeży morskich
Różny
sposób
powstawania
wybrzeży
jest
podstawą wyróżnienia ich
typów genetycznych. Najważniejszymi z nich są:
dalmatyńskie - powstaje przez zalanie pasma
górskiego równoległego do linii wybrzeża. Nad
powierzchnią wody znajdują się najwyższe partie
pasm górskich, tworząc długie wysepki równoległe
do linii brzegu. Wybrzeże tego typu występuje w
Dalmacji i Kalifornii.
riasowe - powstałe w wyniku zalania obszaru
górskiego z pasmami ułożonymi prostopadle do
wybrzeża. Kulminacje gór znajdujące się nad
powierzchnią morza stanowią półwyspy, natomiast
doliny rzeczne, głęboko wcięte zatoki. Wybrzeże
riasowe występuje np. w Irlandii, Bretanii,
Normandii, Hiszpanii, Grecji.
fiordowe - wytworzone przez zalanie dolin
polodowcowych, które stają się długimi, wąskimi,
głęboko wciętymi w ląd zatokami, o prawie
pionowych wysokich brzegach. Fiordowe są
wybrzeża Norwegii, Grenlandii, Alaski i Patagonii.
szkierowe - czyli zalane obszary z licznymi
mutonami. Charakteryzuje się setkami małych
skalistych wysepek (dawne mutony), np. wybrzeże
Szwecji, Alaski, Finlandii.
zalewowe (mierzejowe) - powstające w wyniku
odcinania zalewu od otwartego morza przez
mierzeję, np. polskie wybrzeże Bałtyku.
lagunowe - z odciętą przez lido laguną, np.
północne wybrzeża Zatoki Meksykańskiej.
limanowe - powstałe w wyniku odcięcia wałem
piaszczystym
lejkowatych
ujść
rzecznych.
Wybrzeża tego typu występują w północnej części
Morza Czarnego.
89.
Zmiany w rzeźbie powierzchni
Ziemi
Działalność wszystkich rzeźbotwórczych czynników
egzogenicznych prowadzi do niszczenia wyniosłości
i zasypywania obniżeń. Ogół wszystkich procesów
niszczących
powierzchnię,
powodujących
jej
wyrównywanie i stopniowe obniżanie nazywamy
denudacją. Procesy denudacyjne, działając bez
przerwy,
przekształcają
pierwotną
rzeźbę
powierzchni według określonego schematu. Jest to
tzw. cykl denudacyjny składający się z kilku
etapów, w wyniku których rzeźba przechodzi
kolejne stadia rozwoju. Według M. Davisasąto:
stadium początkowe - obejmuje początkowy
okres istnienia lądu. Na tym etapie kształtuje się
system rzeczny obszaru. Rzeki erodują wgłębnie,
działają: wietrzenie i grawitacyjne ruchy masowe.
stadium młodociane — znacznie poszerzają się
doliny rzeczne, w górach
silnie działa wietrzenie fizyczne i procesy stokowe.
stadium dojrzałe - powierzchnia jest porozcinana
gęstą siecią rzeczną. Dna dolin rzecznych są
szerokie, a stoki coraz łagodniejsze. Malej ą
różnice wysokości względnych.
stadium starości (zgrzybiałe) - w którym
powstaje prawie płaska powierzchnia zwana
penepleną. Rzeki płyną po niej leniwie w
szerokich wypełnionych osadami dolinach. Między
nimi ciągną się niskie wzgórza o bardzo łagodnych
stokach. Nieco wyżej wznoszą się resztki nie
zniszczonych obszarów zbudowanych z bardzo
odpornych skał, tzw. twardziele, lub pozostałości
zniszczonego działu wodnego - ostańce.
Stadium starości kończy cykl denudacyjny. Procesy
wewnętrzne
przeciwdziałają
zrównaniu
powierzchni. W wyniku ruchów pionowych skierowanych ku górze rzeźba może ulec odmłodzeniu.
Odmłodzenie
rzeźby
powoduje
ponowne
rozpoczęcie cyklu denudacyjnego.
Wielkie formy powierzchni litosfery
90. Krzywa hipsograficzna
Wewnętrzne i zewnętrzne czynniki zmienności
powierzchni ziemi doprowadziły do powstania
głównych form ukształtowania oraz zróżnicowania
rzeźby w ich obrębie. Największymi jednostkami są
cokoły kontynentalne i baseny oceaniczne, które
mają różne formy ukształtowania powierzchni.
Średnia wysokość wszystkich lądów wynosi ok.
850 m n.p.m. natomiast średnia głębokość
oceanów ok. 3800 m. Odzwierciedleniem proporcji
wysokości lądów i głębokości oceanów jest krzywa
hipsograficzna. Można z niej odczytać procent
powierzchni, jaki zajmują obszary znajdujące się w
danym przedziale wysokości lub głębokości.
91.
Ukształtowanie powierzchni
lądów
Na obszarach lądowych wyróżniamy trzy
główne
formy
ukształtowania
różniące
się
wysokościami względnymi i bezwzględnymi. Są to:
niziny - leżące poniżej 300 m n.p.m. mające mało
urozmaiconą rzeźbę. Ich powierzchnia może być
płaska (równinna), pagórkowata lub falista. W
obrębie nizin znajdują się depresje, tj. obszary
położone poniżej poziomu morza. Za najgłębszą
uznaje się depresję Rowu Jordanu będącego
przedłużeniem
rowu
Morza
Czerwonego,
wypełnioną przez Morze Martwe (- 392 m p.p.m.).
Natomiast nąjrozleglejsza jest depresja Morza
Kaspijskiego (- 28 m p.p.m.) o powierzchni ponad
500 tyś. km2. Poza depresjami na obszarach
lądowych występują kryptodepresje (depresje
ukryte), pod wodami jezior lub lądolodami.
Najgłębszą z nich jest Rów Bentleya (- 2538 m
p.p.m.) pokryty lądolodem Antarktydy i jezioro
Bajkał, którego dno znajduje się 1165 m p.p.m.
wyżyny - obszary leżące powyżej 300 do kilku
tysięcy metrów ponad poziom morza. Kryterium
wydzielania wyżyn, równoległym do wysokości
bezwzględnej, jest różnica wysokości względnych.
Gdy jest ona niewielka, obszar zaliczamy do
wyżyn, nawet gdy jego wysokość bezwzględna jest
bardzo duża, np. Tybet, gdzie wysokości dochodzą
do 5000 m n.p.m. Wyżyny mają falistą lub pagórkowatą powierzchnię.
góry - obszary o najbardziej urozmaiconej
powierzchni, dużych wysokościach względnych i
największych wysokościach ponad poziomem morza. Zajmują tylko 8% powierzchni całego globu.
Najwyższe łańcuchy górskie powstały w czasie
orogenezy alpejskiej. Ze względu na wysokości
osiągane przez góry, dzielimy je na góry niskie do 500 m n.p.m., średnie do 1500 m n.p.m. i
wysokie - powyżej 1500 m n.p.m.. Najwyższymi
górami są Himalaje, w których wiele szczytów
osiąga ponad 8 tyś. m n.p.m. Najwyższy jest Mont
Everest - 8848 m n.p.m.
92. Ukształtowanie powierzchni dna
oceanicznego
Ukształtowanie dna oceanicznego jest tak samo
urozmaicone, jak powierzchnia lądów, a różnice
wysokości poszczególnych elementów rzeźby są
znacznie większe niż na kontynentach. Wielkimi
formami ukształtowania den oceanicznych są:
szelfstanowi
bezpośrednie
przedłużenie
obszarów lądowych. Ma powierzchnię nachyloną
pod kątem kilku stopni w kierunku otwartego
morza, do głębokości 200 m, którą przyjmuje się
za dolną granicę szelfu. Wokół Antarktydy szelf
sięga do 500 m głębokości, co tłumaczy się
izostatycznym ruchem kontynentu wywołanym
ciężarem lądolodu. Na powierzchni szelfu widoczna
jest typowa rzeźba lądowa, np. przedłużenie dolin
rzecznych, formy polodowcowe, zatopione dawne
linie brzegowe. W obrębie szelfu wyróżniamy trzy
zasadnicze części:
•
przybrzeżną - do głębokości 30 - 50 m,
charakteryzującą
się
szybkim
zwiększaniem
głębokości,
•
środkową- do głębokości 120 m,
charakteryzującą
się
dużą
szerokością,
równomiernym
ukształtowaniem
i
znaczną
miąższością opadów,
•
zewnętrzną - wąską strefę o dużym nachyleniu
dna i urozmaiconej rzeźbie, schodzącą do dolnej
granicy szelfu.
stok kontynentalny - opada do głębokości 2500
- 3000 m stromą powierzchnią o nachyleniu do
45°. Uznaje się go za podwodną granicę
kontynentu. Stok kontynentalny łącznie z szelfem i
obszarem lądowym tworzy cokół kontynentalny.
Rzeźba stoku jest bardzo urozmaicona - liczne
podmorskie kaniony o głębokości ponad 1000 m
i dużych spadkach. Prawdopodobnie powstały one
dzięki prądom zawiesinowym niosącym duże ilości
materiału, dostarczanego przez rzeki płynące na
lądzie. Niesiony przez prądy zawiesinowe materiał
osadzany jest u podnóża stoku kontynentalnego,
tworząc równiny o powierzchni setek km2.
Przeciętnie
na
głębokości
3000
m
stok
kontynentalny przechodzi w basen oceaniczny.
baseny oceaniczne - położone na głębokości
3000 - 6000 m, zajmują ok. 70% dna
oceanicznego. Na ich obszarze położone są
podmorskie płaskowyże i wielkie góry wulkaniczne.
grzbiety śródoceaniczne - podwodne pasma
górskie występujące na wszystkich oceanach na
granicach płyt litosfery. W środkowej części,
wzdłuż całego grzbietu, znajduje się wąska dolina
ryftowa.
Najlepiej
poznany
jest
Grzbiet
Śródatlantycki, którego szerokość wynosi od 300
do 2000 km. Dolina ryftowa tego grzbietu ma
głębokość ok. 2000 m, a jej dno sięga 4000 m
głębokości. W górnych partiach jest szeroka na 25
- 40 km, natomiast w dnie szerokość zmniejsza się
do
kilku
kilometrów.
Różnice
wysokości
względnych gór znajdujących się w osiowej części
grzbietu
przekraczają
1000
m.
Grzbiety
śródoceaniczne są aktywne sejsmicznie.
rowy oceaniczne - głębie oceaniczne o szerokości
100 - 150 km i długości ponad 5000 km położone
na obrzeżach oceanów w sąsiedztwie łuków
wyspowych. Rowy oceaniczne mają strome stoki,
przy czym stok od strony łuku wyspowego jest
dużo bardziej nachylony. Dna rowów oceanicznych
są niemal płaskie i podlegają stałemu obniżaniu.
Największa głębia na świecie znajduje się w Rowie
Mariańskim i wynosi 11034 m.
Świat roślinny i zwierzęcy
93.
Formacje roślinne na Ziemi
Wszystkie organizmy żywe tworzą biosferę, która
obejmuje przestrzeń dolnej troposfery, całą
hydrosferę i powierzchniową warstwę litosfery. Rośliny i zwierzęta żyjące na określonym terenie o
charakterystycznych
dla
niego
warunkach
bytowania
tworzą
biocenozę.
Wyróżniamy
biocenozy lądowe i wodne. Na lądach przeważają
biocenozy roślinne, w wodach - zwierzęce.
Zróżnicowanie świata organicznego na obszarach
lądowych wykazuje ścisły związek ze strefowością
klimatyczną. Szczególnie wyraźnie jest to widoczne
w świecie roślin tworzących charakterystyczne
formacje. Przez formację roślinną rozumiemy
zbiorowisko roślin o charakterystycznym wyglądzie
zewnętrznym i podobnych formach życiowych
uzależnionych od warunków klimatycznych, gleb,
rzeźby terenu i stosunków wodnych. Na lądach
wyróżniamy formacje: drzewiastą, krzewiastą,
trawiastą i pustynną. Każda z tych formacji
może występować w jednej lub kilku strefach
klimatycznych. Formację drzewiastą stanowią lasy
równikowe, podrównikowe, monsunowe oraz lasy
liściaste, mieszane i iglaste strefy umiarkowanej.
Formację krzewiastą tworzą twardolistne zarośla
strefy podzwrotnikowej, trawiastą- sawanna, stepy
strefy
umiarkowanej
i
specyficzna
tundra,
występująca w klimacie subpolamym. Formacja
pustynna pozbawiona jest zwartej pokrywy
roślinnej.
Poza
wymienionymi
formacjami
roślinnymi
układającymi się strefowo, na Ziemi wy stępuj ą
również formacje astrefowe. Należy do nich
roślinność górska zmieniająca się wraz ze
wzrostem wysokości nad poziomem morza.
94. Formacje roślinne strefy
równikowej i podrównikowej
Zróżnicowanie roślinności w strefie klimatu
równikowego i podrówniko-wego wynika z ilości i
rozkładu opadów w ciągu roku. Zmniejszająca się
roczna suma opadów, w miarę przesuwania na
północ i południe od równika, oraz wyraźnie
zaznaczająca się pora sucha i deszczowa decydują
o wegetacji roślin. W strefie równikowej, w której
w ciągu całego roku notowane są wysokie
temperatury i opady, występuje wiecznie zielony
las równikowy, a na wybrzeżach lasy i zarośla
namorzynowe. W strefie podrównikowej, gdzie
ilość opadów jest mniejsza i wyraźnie zaznacza się
pora
sucha,
rosną
różne
odmiany
lasów
podrównikowych i sawanna.
Las równikowy -jest najbardziej bujną na Ziemi
formacją roślinną składającą się z kilku tysięcy
gatunków wiecznie zielonych roślin. Las równikowy
rośnie piętrowo. Najwyższe piętro tworzą drzewa
dochodzące do 60 m wysokości. Liście tych drzew
są przystosowane do silnego promieniowania
słonecznego - odbijają promienie a ich korony
zatrzymują światło słoneczne, którego niewiele
dociera do niższych partii lasu. Drugie piętro
tworzą nieco niższe drzewa, nie wykazujące
żadnego rytmu wegetacyjnego - ustawicznie
kwitną i owocują. Ze względu na bardzo grząskie
podłoże drzewa obu warstw są płytko ukorzenione.
Przed przewróceniem chronią się wyrastającymi z
pni korzeniami podporowymi. Trzecie piętro tworzą
palmy i drzewiaste paprocie. Do najcenniejszych
gatunków drzew w lesie równikowym należą:
heban, mahoniowiec, balsa, kauczukowiec i
kakaowiec. Najniższe piętro to runo leśne złożone
z cieniolubnych
bylin o miękkich liściach
zabarwionych
często
na
czerwono.
Charakterystyczną cechą lasu równikowego są
epifity (porosła), czyli rośliny samożywne rosnące
na innych roślinach. Na epifitach, z kolei, rozwijają
się porosty i glony. Wśród epifitów liczne są pnącza
o zdrewniałych łodygach, czyli liany wijące się
między konarami i pniami drzew. Lasy tego typu
występują w Amazonii, dorzeczu Kongo, wyspach
Archipelagu Malajskiego.
Lasy i zarośla namorzynowe (mangrowe) rosną w strefie międzyzwrotniko-wej na płaskich
wybrzeżach morskich, zalewanych wodami przypływów. Składają się z drzew i krzewów będących
roślinami słonolubnymi, tzw. haloHtów. W czasie
przypływu drzewa są zalewane aż po korony, w
czasie odpływu odsłaniane są ich liczne korzenie
podporowe. System korzeniowy drzew i krzewów w
lesie namorzynowym jest przystosowany do
grząskiego, zalewanego wodą podłoża. Tworzą się
np. korzenie oddechowe skierowane ku górze, a w
innych korzeniach - komory wypełniane powietrzem w czasie odpływu morza. Z powietrza tego
roślina korzysta, gdy jest zalana wodą.
Las podrównikowy - nie jest tak bogaty w
gatunki jak las równikowy. Drzewa są tu
zdecydowanie niższe - dochodzą do 20 m
wysokości i nie tworzą zwartej, gęstej powierzchni.
W niższej warstwie występują palmy i drzewiaste
paprocie. W lesie podrównikowym jest mało lian i
epifitów. W porze suchej drzewa zrzucają liście. Na
obszarach o długim okresie suszy las staje się
niskopienny i pojawiają się w nim sucholubne
krzewy. Najważniejszą cechą staje się postępujące
rozrzedzenie lasu, tak że miejscami nie zacienia on
podłoża. Taki las, w którym drzewostan nie jest
zwarty, nazywamy świetlistym. Na obszarach
bardziej suchych, będących strefą przejściową
między lasem podrównikowym i sawanną, występują lasy parkowe, czyli kępy lasu lub
pojedynczo rosnące drzewa w obszarze fbrmacj i
trawiastej.
Sawanna
trawiasta
formacja
roślinna
porastająca obszary z suchą porą zimową. Tworzą
ją wieloletnie, sucholubne trawy nie tworzące
zwartej darni. W porze deszczowej trawy osiągają
2 m wysokości, w porze suchej rośliny wysychają.
Na
niektórych
sawannach
rosną
drzewa
pojedynczo lub w niewielkich grupach. Są to akacje, baobaby i sporadycznie palmy. Drzewa
zrzucają liście w czasie pory suchej. Odmianą
sawanny są lasy araukariowe rosnące w Brazylii
i Argentynie. Tworzą je drzewa luźno rosnące
wśród roślinności trawiastej. W strefie sawannowej
w dolinach rzecznych rosną lasy galeriowe,
podobne do lasów równikowych.
95. Roślinność strefy zwrotnikowej i
podzwrotnikowej
Zwrotnikowa strefa klimatyczna charakteryzująca
się wysokimi temperaturami i bardzo niskimi
opadami stwarza roślinności specyficzne warunki
bytowania.
Na
jej
obszarach
roślinność
przystosowała się do braku wilgoci - jest bardzo
skąpa i nigdzie nie tworzy zwartej pokrywy. W
zależności od ilości porośniętej powierzchni i
przeważających
gatunków
roślin
w
strefie
zwrotnikowej wyróżniamy pustynie i półpustynie.
W strefie podzwrotnikowej warunki życia roślin
zależą od okresu,
w którym występuje pora deszczowa. W strefie tej
ze względu na duże
zróżnicowanie
warunków
klimatycznych
występują: wiecznie zielone lasy
i zarośla twardolistne oraz lasy monsunowe.
Pustynie - na obszarach pustynnych roślinność
występuje sporadycznie, tzn. po obfitych, lecz
bardzo rzadkich opadach. Pustynia „zakwita"
wtedy roślinami żyjącymi tylko przez jeden okres
wegetacyjny. Są to tzw. terofity, które mogą
przetrwać bardzo długi okres suszy w postaci
nasion. Na pustyniach kamienistych spotyka się
karłowate drzewa i krzewy rosnące w głębokich
szczelinach skalnych. Pustynie piaszczyste i
żwirowe pozbawione są roślinności z wyjątkiem
miejsc, w których wody gruntowe znajdują się
blisko powierzchni ziemi. W miejscach tych
powstają oazy, w których rosną palmy daktylowe,
akacje i tamaryszki.
Półpustynie - obszary, na których szata roślinna
pokrywa ok. 10% powierzchni. Półpustynie
stanowią formację przejściową między pustynią i
sawanną lub ciernistymi lasami. Rosną tu głównie
su-kulenty, tj. rośliny mogące gromadzić wodę w
liściach lub pędach na okres suszy i sklerofity,
czyli skrajnie sucholubne trwałe rośliny o
zdrewniałych łodygach i stwardniałych liściach.
Sklerofity rosną kępkami w postaci krzewów i
krzewinek o bardzo małych liściach i licznych
cierniach. Mają bardzo długie korzenie i mimo
utraty wewnętrznej wilgoci nie umierają, lecz żyj ą
życiem utajonym. Na półpustyniach rosną również
byliny, kaktusy i wilczomlecze oraz rośliny
słonolubne mające charakterystyczne niebieskawozielone zabarwienie. Wyróżnia się kilka
typów półpustyń, a mianowicie: akacjową,
piołunową i piołunowo-wrzosową.
Wiecznie zielone lasy i zarośla twardolistne rosną na obszarach klimatu śródziemnomorskiego,
w którym pora sucha występuje w okresie lata.
Rosnące tu drzewa nie są wysokie, mają niewielkie
skórzaste liście odbijające promienie słoneczne
oraz grubą korę. Podstawowymi gatunkami są
laury, mirty, oleandry, oliwki, dąb korkowy,
bukszpan i cytrusy. Występują również niskie
palmy. Pierwotna roślinność tego obszaru została
silnie zniszczona przez człowieka. W jej miejsce
pojawiła się formacja wtórna w postaci twardolistnych kolczastych zarośli, zwanych makią.
Tworzą j ą zarośla pistacji, mirtów oraz karłowate
drzewa. Odpowiednikiem makii w Ameryce
Północnej jest chaparral, a na półkuli południowej
lasy qucbracho. W tej samej strefie w Ameryce
Północnej rosną wiecznie zielone, iglaste sekwoje,
natomiast
we
wschodniej
Australii
lasy
eukaliptusowe z akacjami i trawami w podszyciu.
Lasy monsunowe - bujne, bogate florystycznie
lasy, w których najwyższe piętro stanowią
magnolie, niższe - drzewa i krzewy szpilkowe,
podszycie - liczne gatunki traw. Najbardziej
charakterystyczną
trawą
jest
bambus
o
zdrewniałej łodydze i bardzo dużych wysokościach.
Lasy
monsunowe
na
obszarach
skrajnie
wilgotnych, np. w Nowej Zelandii, w porze
deszczowej
przypominają
wyglądem
las
równikowy.
96.
Świat roślinny strefy
umiarkowanej
Charakterystyczną
cechą
roślinności
strefy
umiarkowanej
jest
jej
duża
różnorodność
uzależniona od wilgotności. Obszary o suchych
klimatach kontynentalnych porasta bezdrzewna
formacja roślinna zwana stepem, zaś tereny
będące pod wpływem wilgotnych klimatów
morskich - las liściasty, mieszany lub iglasty.
Step - trawiasta formacja roślinna bujnie
rozwijająca się wiosną i wczesnym latem
przechodząca w stan życia utajonego w czasie
suchego lata i ponownie rozwijająca się jesienią.
Roślinność stepów składa się głównie z różnych
gatunków traw i ziół. W zależności od ilości
opadów wyróżnia się kilka odmian stepu, a
mianowicie: półpustynny step piołunowy i suchy
step ostnicowy na obszarach o rocznej sumie
opadów 200 - 350 mm. W stepie ostnicowym
dominują twardolistne ostnice, krzewinki kolczaste,
byliny, rośliny cebulkowe - narcyzy, tulipany i
szafrany. W wilgotniejszych i nieco chłodniejszych
obszarach rozwija się bujny step trawiasty, na
którym
sporadycznie
pojawiają
się
kępy
krzewiastych zarośli złożonych z wisienki stepowej
i migdała stepowego. Stepy rozciągają się w
Eurazji od Ukrainy po Kazachstan. W Argentynie
pampa charakteryzuje się kępkami traw, między
którymi występuje naga gleba, w Ameryce
Północnej - preria z charakterystyczną niską trawą
bizonowąi rosnącymi wśród niej kaktusami opuncjami. W Eurazji i Ameryce Północnej na
granicy stepu i lasu występuj ą tzw. stepy
parkowe, czyli lasostepy.
Las liściasty - rośnie w morskich odmianach
klimatu
umiarkowanego.
Jego
najbardziej
charakterystyczną cechą jest zrzucanie liści na
okres zimowy. Runo leśne stanowią rośliny zielne i
byliny. Skład gatunkowy drzew jest zróżnicowany
regionalnie. Najczęściej występują dęby, buki,
graby, klony, topole, brzozy i inne. W miarę
wzrostu kontynentalizmu klimatu lasy liściaste
przechodzą w lasy mieszane - drzewa liściaste i
iglaste takie, jak: sosna, świerk, jodła i cis.
Największe
kompleksy
lasów
liściastych
i
mieszanych występują w Europie, Azji Wschodniej
(rejon amurski, północne Chiny, Japonia), Ameryce
Północnej (między Appalachami i Missisipi),
Ameryce Południowej (Patagonia, południowa
część Chile), na Nowej Zelandii, Tasmanii i w
południowo-wschodniej części Australii.
Las iglasty (tajga) - występuje w klimacie
umiarkowanym chłodnym w Ameryce Północnej i
Eurazji.
Tajgę
inaczej
nazywamy
lasem
borealnym. Rosną w niej niemal wyłącznie
drzewa szpilkowe ta-,
kie, jak: świerk, jodła,
modrzew i sosna. W południowej części tajgi rośnie
sporo drzew liściastych - brzoza, topola, olszą,
wierzba. W podszyciu tajgi dominują wrzosy,
borówki, jeżyny, paprocie, mchy i porosty. W
wyższych szerokościach geograficznych tajga
ubożeje - coraz liczniejsze są torfowiska i bezleśne
polany.
97.
Roślinność strefy subarktycznej i
arktycznej
Surowość klimatu sprawia, że roślinność tych stref
jest uboga. W klimacie subarktycznym występuje
tundra, w arktycznym pustynie lodowe.
Tundra - formacja roślinna rozwijająca się na
północ od tajgi. W jej południowej części dominują
krzewy brzozy karłowatej i wierzby polarnej oraz
krzewinki (borówka). Dalej ku północy zaczyna
przeważać roślinność zielna, rośliny wrzosowate
oraz mchy i porosty. Ponieważ tundra porasta
obszary objęte wieczną zmarzliną, która w czasie
arktycznego lata rozmarza do głębokości ok. 50
cm, stąd jest tutaj dużo terenów zabagnionych. Na
obszarach
skalistych
tundra
przechodzi
w
arktyczną
pustynię
skalistą.
Roślinność
występuje tu kępkami. Są to głównie porosty,
rośliny kwiatowe, np. dębik całobrzegi i dębik
ośmiopłatkowy oraz rośliny poduszkowe — głodek i
skalnica.
Pustynia lodowa - roślinność występuje tylko na
skałach wystających ponad lodem. Tworzą j ą
porosty, mchy i skąpa roślinność kwiatowa. Na
Antarktydzie roślinność jest jeszcze uboższa glony, porosty i mszaki.
98.
Piętra roślinne w górach
Roślinność górska układa się piętrowo, co wynika
ze spadku temperatury wraz ze wzrostem
wysokości. Piętrowy układ roślinności górskiej
przypomina strefy roślinne zależne od szerokości
geograficznej. Jednakże nie wszystkie strefy
roślinne mają swoje odpowiedniki w układzie
pionowym. Układ ten jest bowiem modyfikowany
przez ekspozycję stoków. Na półkuli północnej na
stokach południowych, dosłonecznych granice
między poszczególnymi piętrami roślin schodzą
niżej. Na półkuli południowej jest odwrotnie, ponieważ Słońce góruje po północnej stronie nieba.
Generalnie w górach wyróżnia się trzy piętra
roślinne:
•
leśne - położone najniżej, w którym las jest
podobny do lasów położonych na nizinach w danej
strefie roślinnej,
• alpejskie - z karłowatymi drzewami, krzewami
i łąkami górskimi,
•
turni i śniegów - czyli najwyższe piętro z
mchami i porostami oraz stale zalegającym
śniegiem i lodem.
Każde z wymienionych wyżej pięter może
charakteryzować się innym składem gatunkowym
roślin, zależnie od eksplozji stoków i szerokości
geograficznej, w której położone są góry. W miarę
wzrostu
szerokości
geograficznej
granice
wysokości
między
poszczególnymi
piętrami
roślinnymi obniżają się.
Piętrowość roślinności charakteryzuje się w
każdej ze stref klimatycznych odmiennymi
cechami.
Strefa równikowa i podrównikowa - w klimacie
równikowym dolne piętro tworzą wilgotne lasy z
licznymi epifitami i lianami, natomiast w
podrównikowym okresowo suchym - sawanna lub
suche lasy i zarośla. W miarę wzrostu wysokości,
wraz ze wzrostem opadów, suchy las przechodzi w
las wilgotny. Najniższe piętro roślinności sięga do
wysokości ok. 3000 m n.p.m. Powyżej tej
wysokości duże spadki temperatury powietrza
sprawiają, że las zanika, a jego miejsce zajmują
karłowate drzewa i krzewy. Wyżej rosną tylko
zioła, mchy i porosty - zwartość szaty roślinnej
wyraźnie maleje. Górna granica piętra alpejskiego
przebiega na wysokości ok. 4000 - 4500 m n.p.m.
Na obszarach wyżej położonych nagie skały mogą
być pokryte porostami. Dominują tu zimne
pustynie oraz tereny pokryte śniegiem lub lodem.
Strefa zwrotnikowa sucha - brak najniższego
piętra lasów natomiast poniżej piętra alpejskiego
mogą występować suche zarośla. Granice między
poszczególnymi piętrami przebiegają na większych
wysokościach niż w strefie równikowej.
Strefa podzwrotnikowa - w śródziemnomorskiej
odmianie klimatu piętro lasu jest bardzo
zróżnicowane. U podnóża rosną wiecznie zielone
lasy twardolistne, które wyżej przechodzą w lasy
liściaste zrzucające liście na zimę i wraz ze
wzrostem wysokości w lasy bukowo-jodłowe. W
klimacie
podzwrotnikowym
suchym
las
twardolistny przechodzi bezpośrednio w las iglasty.
W piętrze alpejskim występują cierniste zarośla,
wyżej zioła i trawy.
Strefa umiarkowana ciepła - piętro lasu dzieli
się bardzo wyraźnie na dwie części, dolną - lasu
dębowego przechodzącego wyżej w las bukowy z
domieszką jodły (czyli regiel dolny), i górną - boru
świerkowego (czyli regiel górny). Powyżej lasu w
piętrze alpejskim występują krzewy i karłowate
drzewa przechodzące wyżej w łąki górskie - hale.
Wysokość, do której rosną lasy i karłowate drzewa
wyznaczona jest przez czas trwania bezśnieżnego
okresu wegetacyjnego. Górna granica piętra
alpejskiego pokrywa się z linią wiecznego śniegu.
Strefa umiarkowana chłodna - w najniższym
piętrze lasu występuj ą tylko lasy świerkowe
przechodzące wyżej w rzadkie lasy brzozowe. W
piętrze alpejskim występują krzewinki i trawy o
składzie gatunkowym takim samym jak w tundrze.
99. Królestwa i krainy
zoogeograficzne
Współczesne rozmieszczenie zwierząt na Ziemi jest
wynikiem ewolucji świata zwierząt oraz zmian
klimatycznych notowanych w dziejach Ziemi i
„wędrówki kontynentów". Miejscem życia zwierząt
są dolne warstwy atmosfery, powierzchnia i górna
część litosfery oraz wody. W każdym z tych
środowisk
zwierzęta
dostosowały
się
do
panujących
warunków.
Biorąc
pod
uwagę
specyficzne cechy fauny, Ziemię podzielono na
cztery królestwa zoogeograficzne, w których
wyróżnia się mniejsze jednostki
- krainy
(podkrólestwa). Posiadają one wyraźne, naturalne
granice - oceany lub pasma górskie.
Największym królestwem jest Arktogea, w której
wydzielono krainy:
• nearktyczną - Ameryka Północna (na północ od
zwrotnika Raka), Grenlandia,
• palearktyczną- Europa, Azja (bez południowych
krańców Półwyspu Arabskiego i obszarów na
południe od Himalajów), północne krańce Afryki
(na północ od Sahary),
• etiopską - Afryka,
•
orientalną - południowa Azja (półwyspy:
Indyjski i Indochiński), Sumatra, Jawa, Borneo,
Celebes, Filipiny,
•
madagaskarską-Madagaskar, Seszele i
Maskareny.
Pozostałe królestwa nie są tak zróżnicowane ze
względu na warunki życia i nie wyróżnia się w nich
krain
zoogeograficznych. Wyraźna
zależność
świata zwierząt od warunków klimatycznych, a
przede wszystkim
od naturalnych
formacji
roślinnych sprawia, że z geograficznego punktu wi-
dzenia istotniejsza jest charakterystyka fauny
lądowej dostosowana do stref roślinnych na Ziemi.
Strefa
lasów
równikowych
i
podzwrotnikowych - świat zwierząt jest bardzo
bogaty.
Szczególnie
dużo
jest
gatunków
nadrzewnych, zamieszkujących różne piętra lasu.
Do głównych gatunków należą małpy, nietoperze,
chrząszcze, tukany, papugi. Dolne piętro lasu
zamieszkują goryle i okapi żyjące w Afryce oraz
tapiry, pekari, jaguary (Ameryka Południowa).
Licznie reprezentowane są gady (krokodyle,
żółwie) i płazy. Wyjątkowo dużo gatunków jest
wśród owadów i ptaków.
Strefa sawann - zamieszkiwana jest przede
wszystkim przez wielkie roślinożerne zwierzęta
kopytne, żyjące w stadach. Należą do nich: antylopy, zebry, żyrafy, nosorożce, gazele i słonie.
Poza kopytnymi dużo jest drapieżników, np. lwy,
lamparty,
gepardy, serwale,
oraz
zwierząt
padlinożemych - hien, szakali, sępów. W strefie
sawanny owady reprezentowane są głównie przez
mrówki, termity i szarańczę.
Strefa pustyń - ma świat zwierzęcy zbliżony do
fauny żyjącej na sawannie, lecz znacznie uboższy.
Żyją tu głównie szakale, hieny, liski pustynne i
skoczki pustynne. Poza nimi liczne są gady,
chrząszcze
i
szarańcza.
Zwierzęciem
udomowionym jest wielbłąd.
Strefa stepów - wśród zwierząt zamieszkujących
stepy liczna jest grupa gryzoni - susły, pieski
preriowe, myszy, chomiki, nomice. Z drapieżników
żyją tu wilki, rysie i lisy, natomiast ptaki
reprezentowane są przez przepiórki, skowronki,
kuropatwy, dropie. Z owadów liczne są szarańczaki
i mrówki.
Strefa
lasów
liściastych
szerokości
umiarkowanych -zamieszkują tu liczne zwierzęta
roślinożerne takie, jak: dziki, samy, jelenie, łosie i
żubry. Z drapieżników żyją wilki, rysie, lisy i
niedźwiedzie. Mniejszymi zwierzętami są borsuki,
krety, jeże, łasice i ryjówki. Bogaty świat owadów
jest podstawą wyżywienia ptaków. Strefa tajgi fauna tajgi jest raczej uboga. Licznie występują
gryzonie żywiące się nasionami, np. wiewiórki,
gronostaje oraz zające i wydry. Drapieżniki
reprezentują kuny, rysie, niedźwiedzie i tygrysy. Z
ptaków tylko niektóre gatunki zamieszkuj ą tajgę
przez cały rok, np. głuszce, sikory, sójki,
mysikróliki i cietrzewie. Przedstawicielami owadów
są mrówki, komary i kleszcze.
Strefa tundry - tylko nieliczne gatunki zamieszkuj
ą tundrę przez cały rok. Są to lemingi, lisy polarne,
gronostaje i ryjówki. W okresie „polarnego lata"
przylatują tu ptaki wodne i błotne oraz pojawiają
się inne zwierzęta, np. renifery i wilki. W tundrze
spotkać można również niedźwiedzie polarne,
piżmowce i zające, a z ptaków sowy polarne i
pardwy. Pod koniec okresu ciepłego, większość
fauny
przemieszcza
się
na
obszary
o
łagodniejszym klimacie. Strefa pustyń polarnych
- na Antarktydzie zamieszkiwana jest przez pingwiny, słonie morskie, foki i mewy.
Odmienna od wyżej wymienionych stref jest
fauna Australii, Nowej Gwinei, Nowej Zelandii i
Tasmanii. Żyją tu m.in. zwierzęta, które przetrwały
z minionych okresów geologicznych. Należą do
nich stekowce czyli ssaki znoszące jaja, np.
dziobak i kolczatka. Charakterystyczną grupę
stanowią torbacze - kangury oraz ptaki nielotne emu, kazuary, kiwi.
100. Świat zwierzęcy mórz i oceanów
Środowisko morskie charakteryzuje się mniejszą
różnorodnością warunków życia niż obszary
lądowe. O życiu organicznym decyduj ą tu przede
wszystkim temperatura i zasolenie wody, odległość
od lądu, głębokość oraz ruch wód (prądy morskie i
pływy). Najważniejszym czynnikiem różnicującym
faunę zbiorników morskich jest światło, które
dociera do głębokości ok. 500 m. Wymienione
czynniki spowodowały wydzielenie stref charakteryzujących się odmiennym składem gatunkowym
świata organicznego.
Strefa przybrzeżna (litoralna) - rozciągająca
się wzdłuż wybrzeży morskich do głębokości 200
m. Ponieważ występują w niej najkorzystniejsze
warunki do rozwoju życia, dlatego ilość żyjących tu
gatunków zwierząt jest bardzo bogata. Dobre
naświetlenie wód pozwala na rozwój roślinności,
która jest pokarmem dla zwierząt. Część gatunków
prowadzi osiadły tryb życia na dnie morskim.
Tworzą one tzw. bentos. Należą do nich
koralowce, gąbki i ukwiały. Szczególnie bogata jest
fauna raf koralowych - ponad 500 tyś. różnych
gatunków. Poza zwierzętami osiadłymi żyją
organizmy pełzające (np. małże, ślimaki) oraz
zwierzęta pływające - różne gatunki ryb, żółwi
morskich i ssaków nazywanych nektonem. W
strefie literalnej żyje również plankton, tj.
zwierzęta biernie unoszone przez fale i prądy
morskie
(plankton
to
pierwotniaki,
drobne
skorupiaki i bakterie).
Strefa morza otwartego (pelagiczna) charakteryzująca się występowaniem planktonu i
nektonu. Plankton tej strefy jest bardzo bogaty w
gatunki - głównie w wodach chłodnych zasobnych
w tlen. Plankton roślinny dostarcza atmosferze
dużej ilości tlenu i wspólnie z planktonem
zwierzęcym stanowi pożywienie ryb. W strefie
pela-gicznej występuje duża obfitość gatunków
ryb, dużych ssaków (wieloryby, delfiny) i meduz.
Ich skład gatunkowy różnicuje się zgodnie ze
strefami klimatycznymi. Czynnikiem zakłócającym
ten
równoleżnikowy
układ
występowania
poszczególnych gatunków są prądy morskie.
Zaobserwowano np. przemieszczanie się wraz z
prądami gatunków zwierząt ciepłolubnych w
wysokie szerokości geograficzne.
Strefa głębinowa (abysalna) - rozciągająca się
na głębokościach poniżej 500 m. Najbardziej
charakterystyczną jej cechąjest brak światła.
Ponadto występuje tu duże ciśnienie, stosunkowo
niska temperatura oraz brak ruchu wody. Strefa
abysalna jest najuboższa w życie organiczne. Do
zwierząt głębinowych należą: głowonogi, gąbki
krzemionkowe, szkarłupnie i ryby głębinowe.
Pedosfera
101. Procesy glebotwórcze
Gleba to zewnętrzna powłoka litosfery składająca
się z cząstek mineralnych i organicznych,
powietrza i wilgoci glebowej. W glebie, pod
wpływem organizmów żywych, zachodzi przemiana
materii organicznej w mineralną i mineralnej w
organiczną. Substancje mineralne gleby pochodzą
z rozdrobnionej skały, organiczne zaś są
szczątkami flory i fauny. Główną cechą gleby jest
żyzność, czyli zdolność zaopatrywania roślin w
wodę, tlen i składniki pokarmowe.
Gleba powstaje w wyniku złożonego procesu
glebotwórczego,
czyli
procesu
stopniowej
zamiany zwietrzeliny skał lub luźnej skały w glebę.
Przebieg procesu glebotwórczego uzależniony jest
od warunków klimatycznych i hydrologicznych,
rodzaju organizmów żywych, ukształtowania powierzchni, podłoża skalnego i czasu oddziaływania
każdego z tych czynników. Proces glebotwórczy
składa się z kilku procesów, a mianowicie: mineralizacji, humifikacji, bielicowania, brunatnienia i
glejowienia. Każdy z tych procesów zachodzi w
innym okresie tworzenia się gleby, dlatego cały
proces glebotwórczy należy podzielić na kilka
następujących po sobie etapów.
Procesy przygotowawcze - to proces wietrzenia
prowadzący do rozdrabniania skał, przygotowujący
podłoże do powstawania gleby przez zapewnienie
mu
odpowiedniej
porowatości,
zdolności
pochłaniania oraz zatrzymywania wody i powietrza,
tj. warunków niezbędnych do życia roślin.
Intensywność procesów pr2ygotowawczych zależy
od klimatu i rodzaju wietrzejącej skały.
Proces
mineralizacji
na
powierzchnię
zwietrzałej skały wkraczają bakterie, gr2yby, mchy
i porosty. Ich szczątki ulegaj ą rozpadowi na
proste związki mineralne (mineralizacja). W tym
stadium rozwoju gleby następuje wzbogacanie o
mineralne składniki pokarmowe - związki azotu,
fosforu, wapnia, potasu i inne niezbędne do
budowy korzeni roślin. Na tak przygotowany grunt
wybiórczo wkracza roślinność trawiasta - wysoka,
która czerpie pożywienie z wytworzonych składników
mineralnych.
Masa
organiczna
nagromadzona ze szczątków tej roślinności ulega
dalszemu procesowi mineralizacji.
Proces humifikacji - polega na łączeniu prostych
związków
mineralnych
(efekt
procesu
mineralizacji) przy współudziale drobnoustrojów w
związek
organiczny
zwany
próchnicą
lub
humusem. W wyniku trwającego ciągle procesu
rozpadu szczątków roślinnych na związki mineralne
oraz ich łączenia się i przemiany w związki
organiczne następuje akumulacja próchnicy w
powierzchniowej warstwie gleby.
Proces wymywania - zachodzi pod wpływem
wsiąkającej w glebę wody opadowej, która
rozpuszcza składniki pokarmowe, wypłukuje je i
przenosi w głąb gleby. Jeśli proces ten przebiega w
środowisku kwaśnym, rozpuszczeniu i wymywaniu
ulegaj ą sole, węglan wapnia i tlenki żelaza, a
pozostaje nierozpuszczalna krzemionka mająca
jasno szarą barwę. Rozpuszczanie oraz wymywanie
związków organicznych i mineralnych to proces
bielicowania.
Procesy wmywania - polegają na osadzaniu
wymytych z wyższych warstw gleby, tlenków
żelaza, glinu, soli i materiałów ilastych. W
zależności od rodzaju osadzanych związków
wyróżniamy:
•
proces brunatnienia, czyli pokrywania
cząstek
glebowych
rdzawobrunatną
otoczką
związków żelaza,
•
proces glejowienia (oglejania), tj.
redukcji związków żelaza i manganu w warunkach
beztlenowych,
prowadzącej
do
powstania
zielonkawo-niebieskiego zabarwienia.
Działanie procesów glebotwórczych prowadzi do
powstania w glebie warstw o różnym zabarwieniu,
tzw. poziomów genetycznych. Ich ilość zależy
od długości trwania procesów. Generalnie im
starsza gleba, tym jej zróżnicowanie na poziomy
jest większe.
102. Profil glebowy
Profil glebowy to pionowy przekrój przez glebę,
w którym wyróżnia się poziomy genetyczne
powstające
w
czasie
trwania
procesu
glebotwórczego. Poziomy genetyczne różnią się
barwą, stopniem koncentracji budujących je składników
i
miąższością.
Ponieważ
procesy
glebotwórcze zachodzą w różnych warunkach
środowiska, stąd cechy poziomów są odmienne i
można z nich odtworzyć warunki, w jakich
powstawała gleba. Poziomy glebowe są więc
podstawą genetycznej klasyfikacji typów gleb
(patrz: Podstrefa rozdz. 3. i 4.).
W glebach starych o wykształconym profilu
glebowym wyróżnia się
następujące poziomy genetyczne:
poziom próchniczy (Al) - najwyższy poziom
gleby składający się z rozłożonych szczątków roślin
i
zwierząt
przemieszanych
z
materiałem
nieorganicznym. W tym poziomie zachodzi proces
humifikacji prowadzący do powstawania próchnicy,
stąd jego barwa jest ciemna. Poziom powstaje w
wyniku akumulacji próchnicy. Szacuje się, że na
powstanie l cm tego poziomu trzeba, zależnie od
miejscowych warunków od 200 do 500 lat.
poziom wymywania (eluwialny) - na profilu
oznaczony jako A2, zalega bezpośrednio pod
warstwą próchniczną. Powstaje w wyniku działania
wody zawierającej kwasy humusowe (rozpuszcza
sole, węglany i materiały ilaste), czyli w wyniku
procesu bielicowania zachodzącego w środowisku
kwaśnym. Poziom wymywania posiada jasną
barwę.
poziom wmywania (iluwialny) - oznaczany
literą B. Jest strefą osadzania wymytych z poziomu
eluwialnego składników. Odznacza się rdzawym lub
brunatnym zabarwieniem.
poziom brunatnienia (B) - tworzy się w wyniku
procesu brunatnienia zachodzącym w środowisku
zasadowym chroniącym próchnicę przed silnym
wymywaniem. Zalega bezpośrednio pod warstwą
próchniczną i posiada brunatną barwę.
poziom glejowy (G) - tworzy się w warunkach
dużego nawilgocenia gleby i braku lub słabego
dostępu tlenu, czyli w wyniku procesu glejowienia. Zalega w dolnych częściach profilu
glebowego i ma zie-lonkawo-niebieskawą barwę.
poziom skaty macierzystej (C) - nie wykazuje
śladów działania procesów glebotwórczych, jest
rozdrobnioną w wyniku wietrzenia skałą. Jeśli
poniżej zwietrzeliny płytko zalega skała nie
zwietrzała, w poziomie glebowym oznacza się ją
symbolem D.
Gleby młode nie mają wykształconego pełnego
profilu.
Dlatego
nazywane
są
glebami
szkieletowymi (inicjalnymi). Wykazują one
bardzo ścisły związek ze skałą macierzystą, na
której bezpośrednio zalega poziom próch-niczny.
103. Strefowe typy gleb
Strefowość klimatyczna i roślinna doprowadziła do
strefowości genetycznych typów gleb. Klimat
bowiem wpływa na rodzaj zwietrzeliny, nawilgocenie gleby i warunki wegetacji roślin. Decyduje
zatem o tempie przyrostu i rozkładu masy
organicznej. Z kolei rodzaj roślinności decyduje o
odczynie ściółki. Nazwy gleb strefowych bardzo
często pochodzą od zabarwienia poziomów w
profilu glebowym. Do gleb strefowych należą:
gleby tundrowe - tworzące się w klimacie
subpolamym
na
wiecznej
zmarzlinie
przy
współudziale roślinności tundrowej. Charakteryzują
się słabo rozłożoną próchnicą o niewielkiej
miąższości. Może w nich występować słabo
zaznaczony poziom wymywania i poziom glejowy
zalegający na wiecznej zmarzlinie. Gleby tundrowe
najczęściej są kwaśne i mało żyzne. Na skutek
wielokrotnego zamarzania i rozmarzania dochodzi
do przesuwania ku górze większych okruchów
skalnych, co na powierzchni powoduje powstawanie sieci wielobocznych, kamienistych szczelin.
gleby bielicowe
powstają
w
klimacie
umiarkowanym chłodnym pod formacją lasu
iglastego. Charakteryzują się słabo rozwiniętym,
zakwaszonym
poziomem
próchnicznym
o
ciemnoszarej barwie, bardzo wyraźnym poziomem
wymywania o jasnej barwie składającym się
niemal wyłącznie z pyłu i piasku kwarcowego oraz
wyraźnym rdzawym poziomem wmywania. W
dolnej części profilu bielicy może występować
poziom glejowy. Żyzność tych gleb jest niewielka.
gleby brunatne - charakterystyczne dla klimatu
umiarkowanego ciepłego. Powstają pod lasami
liściastymi i mieszanymi. W profilu gleb brunatnych
pod poziomem próchnicznym występuje poziom
brunat-nienia. Gleby te posiadają odczyn słabo
kwaśny lub obojętny. Są glebami żyznymi.
gleby płowe - należą do tej samej grupy co gleby
brunatne. Powstają na utworach pylastych. W ich
profilu nad poziomem brunatnienia występuje
jasny poziom pozbawiony części ilastych. Gleby
płowe są. dość żyzne.
szare gleby leśne - tworzą się w kontynentalnych
klimatach strefy umiarkowanej pod lasami
dębowymi na skałach zasobnych w węglan wapnia.
Mają słabo kwaśny lub obojętny odczyn, dobrze
rozwinięty poziom próchniczny o szarej barwie,
słabo zaznaczony poziom wymywania i wapnisty
poziom wmywania.
czarnoziemy - gleby tworzące się w strefie
umiarkowanej, w klimatach kontynentalnych
okresowo suchych. Powstają przy współudziale
roślinności
stepowej.
Mają
bardzo
dobrze
rozwinięty
poziom
próchniczny
o
odczynie
obojętnym, słabo kwaśnym lub słabo zasadowym.
Poziom próchniczny osiąga do dwóch metrów
miąższości i leży na wapnistym poziomie
wmywania. Czamoziem jest glebą bardzo żyzną.
gleby kasztanowe - powstają w klimatach
kontynentalnych strefy umiarkowanej ciepłej, są
typowe dla suchych stepów ostnicowych i
ostnicowo-piołunowych.
Charakteryzują
się
poziomem
próchnicznym
o
kasztanowym
zabarwieniu nadanym przez związki żelaza. Brak w
nich wyraźnego poziomu wymywania i wmywania.
Odczyn gleby jest zasadowy. Gleby kasztanowe są
dość żyzne.
buroziemy - są glebami półpustynnych obszarów
strefy umiarkowanej. Odczyn gleby jest silnie
zasadowy. Buroziemy mają dużą zawartość
siarczanu wapnia i innych soli. Ich wartość
użytkowa jest bardzo niska.
gleby cynamonowe (brązowe) - powstają w
klimacie
śródziemnomorskim
strefy
podzwrotnikowej na skałach bogatych w węglan
wapnia.
Mają
dobrze
rozwinięty
poziom
próchniczny. Są glebami żyznymi, lecz wymagaj ą
nawodnienia w czasie suchego lata.
szaroziemy - powstają na obszarach pustynnych
lub półpustynnych strefy podzwrotnikowej i
zwrotnikowej. Maj ą bardzo małą ilość próchnicy i
wyraźny gipsowy lub wapnisty poziom wmywania.
Często są zasolone.
żółtoziemy i czerwonoziemy - powstają w
wilgotnych
klimatach
monsuno-wych
strefy
podzwrotnikowej i zwrotnikowej pod lasami liściastymi z udziałem gatunków wiecznie zielonych.
Mają słabo rozwinięty poziom próchniczny oraz
dobrze
zaznaczony
poziom
wymywania
i
wmywania. Ich żyzność jest niewielka.
czerwone gleby laterytowe - tworzą się pod
wilgotnymi sawannami i lasami monsunowymi
strefy podrównikowej. Ich czerwona barwa wynika
z utleniania związków żelaza. Duża ilość substancji
organicznej szybko ulega procesowi mineralizacji.
Mimo że poziom próchniczny ma małą miąższość,
gleby te charakteryzują się znaczną żyznością.
czerwonożółte gleby laterytowe - powstają pod
wiecznie zielonymi lasami równikowymi. Mają
jasnoszary poziom próchniczny, co jest wynikiem
niemal całkowitego rozkładu szczątków roślinnych i
silnego przemywania próchnicy przez obfite opady.
Duże
zakwaszenie
środowiska
powoduje
intensywne wymywanie i wmywa-nie. Żyzność
tych gleb jest niewielka.
czarne gleby tropikalne - powstają w klimacie
podrównikowym
na
zwie-trzelinie
skał
magmowych. Mają bardzo dobrze rozwinięty poziom próchniczny o czarnej barwie. Są to gleby
żyzne, silnie zasadowe.
104. Gleby astrefowe
W każdej strefie klimatyczno-roślinno-glebowej
działają
lokalne
warunki
zalegania
wód
gruntowych, rzeźby terenu i rodzaju podłoża
skalnego.
Decydują
one
o
powstawaniu
określonych typów gleb, niezależnie od strefy
klimatycznej. Są to gleby astrefowe, do których
należą:
gleby górskie - młode gleby o niewykształconym
profilu, w których poziom próchniczny położony
jest bezpośrednio na zwietrzelinie. Żyzność gleb
górskich jest niewielka.
gleby aluwialne (mady) - powstają w dolinach
rzecznych
na
skutek
osadzania
substancji
organicznych i ilastych podczas wylewów rzek.
Wody
powodziowe
nie
dopuszczają
do
zakwaszenia, stąd mady są glebami bardzo
żyznymi. Największe obszary gleb aluwialnych
znajdują się w deltach rzek.
gleby bagienne - tworzą się na terenach o dużym
uwodnieniu. Mają dużą ilość słabo rozłożonej
substancji organicznej i silnie kwaśny odczyn.
Bardzo wyraźnie zaznacza się w nich poziom
glejowy. Jeśli poziom glejowy położony jest płytko
pod powierzchnią, gleba przybiera od niego nazwę.
Gleby bagienne są mało żyzne nawet po osuszeniu.
czarne ziemie - powstają w warunkach
utrudnionego, powolnego odpływu wody na
podłożu bogatym w węglan wapnia. Posiadają
poziom próchniczny o dużej miąższości oraz
poziom glejowy. Czarne ziemie są bardzo żyzne.
rędziny - tworzą się na podłożu skał węglanowych
lub siarczanowych. Poziom próchniczny zalega w
nich bezpośrednio na skale macierzystej. Rędzina
posiada odczyn zasadowy. Jest bardzo żyzną
glebą, lecz trudną w uprawie.
105. Przydatność rolnicza gleb
Przydatność gleby dla potrzeb rolnictwa wynika z
jej podstawowej cechy, czyli żyzności. Tę
naturalną zdolność zaopatrywania roślin w wodę,
tlen i składniki pokarmowe można zwiększyć przez
stosowanie różnych zabiegów agrotechnicznych.
Uzyskuje się w ten sposób glebę o odpowiedniej
urodzajności, czyli zdolności produkcyjnej (tj.
zdolności do wydawania wysokich plonów).
Urodzajność jest wypadkową wielu czynników, z
czego wynika, że gleby żyzne nie zawsze są
urodzajne, natomiast gleby o małej żyzności mogą
dawać wysokie plony.
Przydatność rolnicza genetycznych typów gleb
jest następująca:
• gleby tundrowej ze względu na małą żyzność i
urodzajność oraz niedogodne do uprawy roślin
warunki klimatyczne, są wykorzystywane jako
pastwiska dla reniferów
•
gleby bielicowe wymagają intensywnego
nawożenia
• gleby brunatne i płowe ze względu na wysoką
urodzajność są cenione w rolnictwie, szczególnie
dla upraw zbóż i roślin okopowych
• czamoziemy, ze względu na dużą zasobność w
próchnicę, bardzo dobrą strukturę i korzystne
warunki termiczne, sąnajżyźniejszymi glebami
• gleby kasztanowe i cynamonowe są urodzajne,
lecz wymagają nawadniania
•
gleby półpustyń i pustyń ze względu na
zasolenie są wykorzystywane przede wszystkim
jako naturalne pastwiska
•
czerwonoziemy i żółtoziemy wymagaj ą
intensywnego nawożenia
•
czerwone i żółtoczerwone gleby laterytowe są
mało urodzajne i trudne do uprawy
• mady i czarne ziemie to bardzo urodzajne gleby
nadające się do różnego typu upraw
• rędziny są urodzajne, lecz do uprawy nadają się
tylko w przypadku odpowiednio dużej miąższości
•
gleby bagienne po osuszeniu wykorzystywane
są jako naturalne pastwiska
•
gleby górskie stanowią przede wszystkim
podstawę hodowli Ocena wartości użytkowej gleb
zawarta jest w klasyfikacji bonitacyjnej W
Polsce wyróżnia się sześć klas bonitacyjnych, a
mianowicie:
I
Gleby najlepsze o dużej zasobności w składniki
pokarmowe,
mah
zakwaszone,
z
dobrze
wykształconym poziomem próchnicznym, prze
puszczalne, przewiewne i łatwe w uprawie. Należą
do nich czarnoziemy,niektóre mady i czarne ziemie
oraz gleby brunatne na lessach.
II
Gleby bardzo dobre, mają mniejszą
przepuszczalność i przewiewność niż gleby klasy I,
są trudniejsze w uprawie. Należą do nich gleby takich typów jak klasa I oraz rędziny i niektóre gleby
płowe. III a) Gleby dobre o gorszych warunkach
fizycznych i chemicznych (np. wahania poziomu
wód gruntowych) niż gleby klasy II. Należą do nich
zdegradowane czamoziemy, piaszczyste mady,
niektóre gleby brunatne i rędziny.
III
b) Podobne do gleb klasy III. a), lecz o
mniej korzystnych warunkach
uprawy.
IV
a)
Gleby średniej jakości o mniejszej
zasobności w składniki pokarmowe,
wymagające
odwodnienia. Należą do nich
podmokłe gleby brunatne i
płowe, mady ciężkie, bielice.
IV b) Gorsze gleby średniej jakości, zbyt suche
lub zbyt wilgotne. Należą do nich
gleby wytworzone na piaskach i
żwirach oraz gleby kamieniste.
V
Gleby słabe, ubogie w składniki mineralne i
organiczne, przesuszone lub nadmiernie
zawilgocone. Należą do nich gleby o
słabo zróżnicowanym profilu.
VI Gleby najsłabsze, piaszczyste lub kamieniste o
bardzo płytkim profilu glebowym. Mają bardzo
słabo
zaznaczony
poziom
próchniczny.
Są
wykorzystywane pod zalesienia.
106. Degradacja gleb
Degradacja
pokrywy
glebowej
może
być
spowodowana
czynnikami
naturalnymi
oraz
gospodarką człowieka, w tym również rolnictwem.
Naturalnymi czynnikami niszczącymi glebę są wiatr
(głównie w klimatach suchych) i woda. Woda
rozpuszcza i wymywa organiczne i nieorganiczne
cząstki gleby.
Szczególnie silna erozja gleb spowodowana
wymywaniem zachodzi w gorącym, wilgotnym
klimacie
równikowym.
Duże
ilości
opadów
wymywają prawie całkowicie produkty procesu
mineralizacji, przez co ograniczają możliwość
syntezy prostych związków i tworzenie się
próchnicy. W efekcie poziom próchniczny jest słabo
wykształcony i zawiera bardzo mało substancji
odżywczych.
Wycinanie
lasów
równikowych
powoduje zwiększenie odpływu powierzchniowego
wody, przez co proces
erozji
gleb jest
przyspieszany.
Woda niszczy również glebę, spływając po
nachylonych stokach. Na obszarach górskich i
wyżynnych, gdzie stoki maj ą duże nachylenie,
zagrożenie gleb erozją jest znaczne. Zwiększa się,
gdy stok pozbawiony jest naturalnej pokrywy
roślinnej oraz gdy użytkowany rolniczo zaorany
jest zgodnie ze spadkiem terenu. W takim
przypadku spływająca wzdłuż bruzd woda wymywa
próchnicę i osadza jaw dolnej części stoku. Istnieje
kilka sposobów zabezpieczania gleb na stokach
przed erozją, np. tworzenie leśnych lub krzewiastych
pasów
ochronnych
ciągnących
się
prostopadle do spadku terenu, orka wzdłuż
poziomic i terasowanie stoków.
W klimatach suchych pozbawienie gleby naturalnej
pokrywy roślinnej powoduje jej przesuszenie,
przez co zwiększa się możliwość wywiewania erozja eoliczna. Obszarem najbardziej zagrożonym
tym typem degradacji gleb jest strefa Sahelu w
Afryce. Eoliczna erozję gleby przyspiesza tu
nadmiernie rozwinięta hodowla, która powoduje
niszczenie naturalnych pastwisk przez tzw.
„przepasienie". Powoduje ono ubożenie szaty
roślinnej i powstawanie pustych, nie osłoniętych
roślinnością płatów gleby. Proces niszczenia gleby
przez wywiewanie nasilił się również w USA i
Kazachstanie.
Powodem
było
przeznaczenie
obszarów
stepowych
pod
uprawę
roślin
użytkowych, a więc zaoranie stepów i tym samym
pozbawienie gleby naturalnej osłony roślinnej.
W gospodarce rolnej, w celu poprawienia
urodzajności gleb, często stosuje się meliorację,
czyli
regulację
stosunków
wodnych.
Jeśli
nawadnianie gruntów nie jest stosowane właściwie,
prowadzi do degradacji gleb. Przykładem jest
zasolenie, w wyniku nawadniania gleb na Nizinę
Turań-skiej i wokół jeż. Aralskiego oraz w dolinie
Nilu. Z kolei niewłaściwie stosowane odwadnianie
prowadzi do przesuszenia gleby, która staje się
wówczas bardziej podatna na wywiewanie.
Produkcja roślinna prowadzi do wyjałowienia
gleby, stąd konieczność jej nawożenia. Stosowanie
nawozów sztucznych może prowadzić do nagromadzenia w glebie związków chemicznych i w
konsekwencji zmiany jej cech fizycznych i
chemicznych. Natomiast stosowanie chemicznych
środków ochrony roślin uprawnych powoduje
osadzanie w glebie pierwiastków śladowych kobaltu, litu, toru, uranu i innych.
Degradujące
na
gleby
wpływają
także
zanieczyszczenia atmosfery np. emitowany przez
energetykę dwutlenek siarki przedostaje się do
gleb przez kwaśne deszcze i powoduje ich
zakwaszenie. Podobnie degradują gleby metale
ciężkie, zwłaszcza związki ołowiu emitowane do
atmosfery przez środki transportu.
Download
Random flashcards
ALICJA

4 Cards oauth2_google_3d22cb2e-d639-45de-a1f9-1584cfd7eea2

Prace Magisterskie

2 Cards Pisanie PRAC

2-2=0

2 Cards jogaf85537

Create flashcards