1. Astronomiczne podstawy orientacji na Ziemi

Położenie dowolnego punktu na kuli ziemskiej wyznacza się za pomocą współrzędnych geograficznych, które wynikają 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 wyznaczyć szerokość geograficzną. Szerokość geograficzna (oznaczana literą ϕ) to kąt zawarty między płaszczyzną równika a promieniem ziemskim przechodzącym przez dany punkt na powierzchni Ziemi. Określa się ją na podstawie położenia gwiazd znajdujących
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 jest 0°, szerokość geograficzna równika również wynosi 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°, szerokość geograficzna biegunów również wynosi 90°. Szerokość geograficzną można także obliczyć na podstawie wysokości Słońca w momencie górowania.
Ruch obrotowy Ziemi był ponadto podstawą wyznaczania południków, które przeprowadzono na podstawie obserwacji pozornej wędrówki Słońca po sklepieniu niebieskim w ciągu dnia. Południk jest to zbiór punktów mających w tym samym momencie południe słoneczne - 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 i wyznaczają 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 λ) 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.

2. Kształt i rozmiary Ziemi

Współcześnie ani kształt, ani rozmiary Ziemi nie budzą wątpliwości. Jednakże rozwój wiedzy na ten temat przechodził skomplikowane losy, wśród których należy wymienić następujące pomiary i poglądy:

- Pitagoras (VI w. p.n.e.) - pierwszy głosił pogląd o kulistości Ziemi - kula ma idealny kształt.

- Arystoteles (IV w. p.n.e.) - pierwsze dowody na kulistość Ziemi:

• 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 dokonał pomiaru wielkości Ziemi na podstawie obserwacji astronomicznych przy przyjęciu trzech założeń:

• 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°12'. 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. Na tej podstawie obliczył obwód Ziemi (długość równika) na ok. 40 tys. km i promień Ziemi na ponad 6 tys. km. Obliczenia Eratostenesa niewiele odbiegają od obecnie przyjętych rozmiarów Ziemi, mimo że popełnił on błąd, przyjmując, że Syene i Aleksandria położone są na tym samym południku.

- Ptolemeusz (II w. n.e.) - obliczył, że obwód Ziemi wynosi ok. 30 tys. km. Dokonał tego na podstawie pomiaru wysokości gwiazd w momencie ich górowania nad linią horyzontu. Błąd Ptolemeusza zaważył na obliczeniach długości drogi do Indii wykonywanych przez Krzysztofa Kolumba.

- 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 sprawić, że jej kształt jest podobny do elipsoidy obrotowej.
Udoskonalenie metod badawczych w XX wieku, 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 powierzchni Ziemi. Z tego względu przyjęto, że Ziemia ma kształt geoidy, tj. bryły, której powierzchnia jest w każdym miejscu prostopadła do pionu wyznaczonego przez siłę ciężkości. 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 na półkuli południowej.
Współcześnie przyjmujemy następujące rozmiary Ziemi:

- średni promień równikowy - 6378 km

- średni promień biegunowy - 6357 km

- obwód równika - 40 075 km

- powierzchnia Ziemi - 510 mln km2

- objętość Ziemi - 1 083 mld km3

3. Obieg Ziemi dookoła Słońca

Ziemia, tak jak pozostałe planety Układu Słonecznego, wykonuje 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/sek. 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 - 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.
Równonoc wiosenna - 21 III - pierwszy dzień astronomicznej wiosny na półkuli północnej i pierwszy dzień astronomicznej jesieni na półkuli południowej. 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 Słońce jest w zenicie nad równikiem - widoczne 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 - jego wysokość wynosi 0°;

- granica między dniem i nocą przechodzi przez bieguny;

- na całej Ziemi występuje zrównanie długości dnia z długością nocy - trwają po 12 godzin.

W dniu równonocy wiosennej dla wszystkich punktów na Ziemi szerokość geograficzną obliczamy według wzoru: φ = 90° - h (wysokość Słońca nad horyzontem w momencie górowania). Natomiast wysokość Słońca w południe obliczamy według wzoru h = 90° - φ.

Dzień równonocy wiosennej kończy noc polarną na biegunie północnym, na którym od tego dnia rozpoczyna się dzień polarny, na biegunie południowym jest odwrotnie. Od dnia 21 marca rozpoczyna się 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. 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 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;

- 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;

- 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 oraz dłuższy dzień powodują, że otrzymuje ona więcej energii słonecznej, jest zatem cieplejsza - okres lata. Przeciwieństwem jest półkula południowa, gdzie Słońce świeci w południe na niższych wysokościach, a dzień jest krótszy od nocy - okres zimy. Wysokość Słońca w momencie górowania obliczamy z zastosowaniem wzoru h = (90° - φ) ±23° 27', przy czym:

- dla wszystkich punktów położonych na północ od zwrotnika Raka dodajemy 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. Szerokość geograficzną poszczególnych miejsc liczymy analogicznie, posługując się wzorem

φ = (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. 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 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 (φ = 90° - h ± 23° 27'; h = 90° - φ ± 23° 27') stosujemy przy obliczaniu szerokości geograficznej punktu na podstawie pomiaru wysokości Słońca 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.

	Szerokość geografi czna	Wysokość Słońca w południe 21 III	Wysokość Słońca w południe 22 VI	Wysokość Słońca w południe 23 IX	Wysokość Słońca w południe 22 XII
Biegun północny	90° N	0°	23° 27'	0°	-
Koło podbiegunowe północne	66° 33' N	23° 27'	46° 54'	23° 27'	0°
Zwrotnik Raka	23° 27'N	66° 33'	90°	66° 33'	43° 06'
Równik	0°	90°	66° 33'	90°	66° 33'
Zwrotnik Koziorożca	23° 27' S	66° 33'	43° 06'	66° 33'	90°
Koło podbiegunowe południowe	66° 33' S	23° 27'	43° 06'	23° 27'	46° 54'
Biegun południowy	90° S	0°	-	0°	23° 24'

Tab. Wysokość Słońca w południe na różnych szerokościach geograficznych

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 wyróżnia się 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. Różnice długości dnia i długości nocy w ciągu roku są niewielkie. Na zwrotnikach sięgają tylko 2 godzin i zmniejszają się wraz z szerokością geograficzną, tak że na równiku dzień i noc trwają 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 do biegunów. Granice tych stref wyznaczane są przez koła podbiegunowe - 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, a tym samym niższą temperaturę. Z tego względu strefy podbiegunowe nazywane są również strefami zimnymi;

- dwie strefy umiarkowane - położone są 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. 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. Termicznie są to strefy umiarkowane.

4. Ruch obrotowy Ziemi i jego konsekwencje

Ruch obrotowy Ziemi to ruch dookoła własnej osi. Jego najważniejszymi cechami są:

- Ziemia wykonuje pełny obrót w ciągu tzw. doby gwiazdowej, która trwa 23 godz. 56 min 04 sek., 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 (przeciwnie do ruchu wskazówek zegara);

- 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 sek., 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.

Rys. Prędkość liniowa i kątowa punktów w ruchu obrotowym Ziemi

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;

- 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 12.00. 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. 24.00. Obrót Ziemi z zachodu na wschód sprawia, że wszystkie miejsca położone na wschód od południka, na którym jest godzina 12.00, 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. Pozorny ruch sfery niebieskiej odbywa się w płaszczyznach prostopadłych do osi ziemskiej;

- biegunowe spłaszczenie Ziemi - spowodowane jest 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.

- siła Coriolisa - spowodowana jest 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), skręcania pasatów i prądów morskich oraz silniejszego podcinania brzegów przez rzeki - na półkuli północnej prawych, na półkuli południowej - lewych.

5. Procesy górotwórcze (orogeniczne)

Ruchy górotwórcze to długotrwały, liczący miliony lat, proces prowadzący do powstawania łańcuchów górskich. Termin orogeneza należy rozumieć jako proces fałdowania, nasuwania, metamorfizmu i wypiętrzenia górotworu. Używa się go również dla określenia okresu o dużym natężeniu ruchów górotwórczych, np. orogeneza alpejska. Powstanie orogenu (gór) tłumaczy się obecnie tektoniką płyt litosfery. Proces górotwórczości zachodzi w strefach subdukcji i przebiega według następujących etapów:

1. 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, systematycznie wypełniany osadami morskimi i lądowymi;

- pod wpływem ciężaru osadów dno rowu obniża się;

- ruch płyty oceanicznej w kierunku kontynentu powoduje zgniatanie (sfałdowanie) osadów zalegających w rowie;

- 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.

2. 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 ulegają sfałdowaniu i nasuwaniu;



Rys. Powstawanie gór w wyniku kolizji płyty oceanicznej i kontynentalnej

- 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 procesy prowadzą do powstawania gór fałdowych. 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.

Innym rodzajem gór są góry wulkaniczne powstające w wyniku erupcji wulkanicznej. Mają one charakterystyczny kształt stożków i nie tworzą, tak jak góry fałdowe i zrębowe, łańcuchów.

Specyficznym typem gór są grzbiety śródoceaniczne - współcześnie największe łańcuchy górskie na Ziemi występujące w dnach wszystkich oceanów.



























Rys. Powstawanie gór w wyniku kolizji dwóch płyt kontynentalnych

Najwyższe szczyty tych łańcuchów górskich wznoszą się ponad poziom oceanu, tworząc wyspy.

Trzęsieniem ziemi nazywamy drgania skorupy ziemskiej, obserwowane na jej powierzchni, wywołane czynnikami wewnętrznymi. W zależności od przyczyny powodującej drgania wyróżniamy trzęsienia:

- tektoniczne - spowodowane przesunięciem się mas skalnych w skorupie ziemskiej. Występują wzdłuż granic płyt litosfery (ryfty, strefy subdukcji), na obszarach fałdowań alpejskich i w strefach uskoków (Kalifornia - uskok San Andreas). Tektoniczne trzęsienia ziemi są najgroźniejsze dla człowieka i stanowią ok. 90% wszystkich trzęsień;

- wulkaniczne - towarzyszące wybuchom wulkanów, stanowią ok. 7% ogólnej liczby trzęsień;

- zapadliskowe - spowodowane zapadaniem się stropów jaskiń bądź wyrobisk górniczych (tąpnięcia), stanowią ok. 3% wszystkich trzęsień.

Rocznie na całym globie rejestruje się 8-12 tys. trzęsień ziemi.

Trzęsienie ziemi powstaje w hipocentrum (ognisku), skąd rozchodzą się we wszystkich kierunkach fale sejsmiczne. Najszybciej docierają do epicentrum (ośrodka) położonego na powierzchni ziemi bezpośrednio nad hipocentrum. Fale sejsmiczne z epicentrum rozchodzą się promieniście z prędkością 3,5-3,8 km/s. Im dalej od ośrodka trzęsienia, tym siła fal sejsmicznych jest mniejsza.

Ognisko trzęsienia ziemi może występować na różnych głębokościach:

- do 70 km - trzęsienia płytkie, których jest najwięcej,

- 70-300 km - trzęsienia średnie,

- 300-700 km - trzęsienia głębokie, charakterystyczne dla stref subdukcji otaczających Pacyfik.

Prędkość rozchodzenia się fal sejsmicznych oraz ich siła notowane są przez sejsmografy. Siłę trzęsienia określa się za pomocą skali Richtera, liczonej od 0 do 9 stopni, w której każdy następny stopień oznacza wstrząs 10-krotnie silniejszy od poprzedniego. Skutki trzęsień ziemi przedstawia się za pomocą 12-stopniowej skali Mercallego.

Częstotliwość występowania trzęsień to 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 - tereny pozbawione trzęsień. Są to prekambryjskie tarcze i platformy kontynentalne oraz dna oceanów poza strefami grzbietów i rowów oceanicznych;

- pensejsmiczne - obszary słabych, rzadko występujących trzęsień ziemi.

Zjawiska plutoniczne i wulkaniczne

Plutonizm to przemieszczanie się magmy w obrębie skorupy ziemskiej bez wydostania się jej ponad powierzchnię ziemi. Magma przesuwa się w kierunku powierzchni i wciskając między skały, tworzy intruzje. Intruzjami magmowymi są:

- batolit - może osiągać kilkaset kilometrów długości lub szerokości. Dno batolitu stopniowo przechodzi w płynne ognisko magmowe;

- lakkolit - przyjmuje kształt soczewki, wypełnia przestrzeń między warstwami skał, 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.

Wulkanizmem nazywamy zjawiska związane z wydobywaniem się magmy i towarzyszących jej gazów na powierzchnię ziemi. W zależności od zawartości krzemionki lawy dzielimy na kwaśne - bogate w krzemionkę i zasadowe - z małą zawartością krzemionki. Lawa kwaśna odznacza się dużą lepkością, tworzy krótkie potoki płynące z prędkością kilku kilometrów na godzinę. Lawa zasadowa posiada 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 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 2 - 60 mm;

- 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) lub kraterem - otworem kończącym komin wulkaniczny (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, tzw. wulkan stożkowy powstający z law kwaśnych.

Ze względu na strukturę wyrzucanych produktów wulkany można podzielić na:

- 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, Fudżi-Jama, Kilimandżaro.

Rys. Obszary występowania wulkanów i trzęsień ziemi

Innym kryterium podziału wulkanów jest ich aktywność. Wyróżniamy wulkany:

- czynne - systematycznie przejawiające swoją działalność;

- drzemiące - o wybuchach występujących bardzo rzadko, np. co kilkaset lat;

- wygasłe - 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. Na terenach objętych działalnością wulkaniczną występują gorące źródła, których szczególną odmianą są gejzery.

Działalność wód płynących

Rzeźbotwórcza działalność wód płynących polega na erozji (niszczenie 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. 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 - bardzo mały spadek, leniwie płynąca woda.
Na każdym z tych odcinków przeważa inny rodzaj rzeźbotwórczej działalności rzeki i powstają inne formy ukształtowania powierzchni.

Woda płynąca przemieszcza bardzo dużo rozdrobnionego materiału. W zależności od spadku rzeki oraz wielkości przenoszonych okruchów transport materiału może odbywać się jako:
- trakcja - toczenie i wleczenie po dnie kamieni, żwiru i piasku;
- saltacja - ruch skokowy żwirów i piasków;
- suspensja - transport w postaci zawiesiny - cząsteczki o średnicy poniżej 1 mm.
Siła transportowa rzeki maleje wraz ze zmniejszającym się spadkiem i prędkością płynącej wody. W górnym odcinku przeważa trakcja i saltacja - ostrokrawędziste okruchy skalne ulegają rozkruszeniu i zaokrągleniu przez uderzanie o dno koryta i wzajemnie o siebie - powstają otoczaki. W miejscu gwałtownego załamania się spadku (granica między górnym i środkowym biegiem rzeki) osadzany jest grubszy materiał. Dalej rzeka niesie drobniejsze okruchy. Do ujścia dociera tylko najdrobniejszy materiał w postaci zawiesiny.

Transportowany przez rzekę materiał niszczy (eroduje) powierzchnię ziemi. Erozję rzeczną dzielimy na:
- wgłębną (denną) - działającą głównie w górnym odcinku rzeki, polegającą na pogłębianiu koryta doliny rzeki przez toczone dnem okruchy skalne trące o podłoże. W zagłębienia dna wpadają głazy, które obracane przez wodę z dużą prędkością również pogłębiają dno - tworzą się przegłębienia zwane kotłami eworsyjnymi. Efektem erozji dennej jest dolina o stromych stokach i przekroju poprzecznym zbliżonym do litery V, nazywana V-kształtną, czyli wciosową. Poziom, do którego rzeka może erodować wgłębnie, nazywamy bazą erozyjną. Baza erozyjna rzeki to poziom jej ujścia. Podniesienie się źródeł lub obniżenie ujścia obniża poziom bazy erozyjnej, co zwiększa spadek rzeki i erozję wgłębną.
Rzeka silniej wcina się w podłoże - w stokach doliny powstają terasy (pozostałość dawnego dna). Terasy mogą być wycięte w skałach budujących stoki doliny (terasy erozyjne) lub w materiale naniesionym przez rzekę (terasy akumulacyjne). Kilka poziomów terasowych świadczy o kilku zmianach poziomu bazy erozyjnej;
- wsteczną - prowadzącą do cofania się źródeł i progów skalnych, działającą głównie w górnym biegu rzeki, a w środkowym i dolnym tylko przy progach i wodospadach. Erozja wsteczna u źródeł rzeki może doprowadzić do przecięcia działu wodnego i połączenia się z rzeką płynącą w innym dorzeczu - nastąpi przechwycenie rzeki o mniejszym spadku przez rzekę o większym spadku i silniejszej erozji. Zjawisko takie nazywamy kaptażem;
- boczną - powodującą poszerzanie koryta rzeki. Zachodzi głównie w biegu środkowym, gdzie dolina rzeki staje się płytsza (zanik erozji wgłębnej) i szersza. Nurt rzeki przemieszcza się od jednego do drugiego brzegu (może być spychany przez wody dopływów, obrywy i osuwiska). Zepchnięty nurt uderza o brzeg, niszczy go i przerzuca się na drugą stronę rzeki. Materiał pochodzący z niszczenia podcinanego brzegu jest osadzany po stronie przeciwnej, gdzie brzeg rzeki narasta - tworzą się zakola (meandry). Ciągłe podcinanie tych samych brzegów może doprowadzić do przerwania meandru i powstania starorzecza.

Rys. Formy erozyjne i akumulacyjne w dolinie rzecznej

Akumulacja materiału transportowanego przez rzekę następuje w wyniku zmniejszenia prędkości płynącej wody - rzeka traci siłę nośną. Materiał osadzany przez rzekę to aluwia składowane w korycie lub w ujściu rzeki. W wyniku akumulacji rzecznej powstają:
- mielizny korytowe - gruboziarnisty materiał tworzący podłużne nasypy stopniowo przemieszczane wzdłuż koryta rzeki;
- odsypy meandrowe - mielizny powstające na wewnętrznych stronach zakoli;
- mady - drobnoziarnisty materiał zawierający dużo substancji organicznych osadzany podczas wysokich stanów wody na najniższej terasie, tzw. terasie zalewowej;
- stożki napływowe - stożki rozpościerające się wachlarzowato w kierunku płynięcia rzeki, powstające w miejscach gwałtownego załamania się jej spadku;
- delta - materiał zrzucony przy ujściu rzeki do zbiornika wodnego w postaci stożka napływowego. Może powstać, gdy zbiornik nie jest zbyt głęboki oraz gdy przy ujściu nie działają silne pływy lub prądy morskie mogące usuwać nanoszony materiał.
Gdy rzeka wpada do morza o silnym prądzie przybrzeżnym lub wysokich pływach, tworzy się ujście typu lejkowatego, tzw. estuarium.

Działalność wiatru

Rzeźbotwórcza działalność wiatru zachodzi przede wszystkim na obszarach suchych i pozbawionych szaty roślinnej. Wiatr może niszczyć powierzchnię ziemi - erozja eoliczna, transportować drobny materiał oraz osadzać go - akumulacja eoliczna.

Erozja eoliczna jest ściśle związana z transportem eolicznym cząstek mineralnych. Niszczącą działalnością wiatru jest:
- deflacja - wywiewanie cząstek mineralnych prowadzące do powstania zagłębień - misy lub rynny deflacyjne. Wywiewanie zachodzi do momentu powstania bruku deflacyjnego, tj. warstwy żwiru lub gruboziarnistego piasku, którego wiatr nie jest w stanie przetransportować. Jeśli na obszarach pustynnych dno zagłębienia deflacyjnego dochodzi do poziomu wód gruntowych, powstaje oaza. W wyniku nierównomiernego wywiewania mogą powstać ostańce deflacyjne;
- 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, wygłady eoliczne, graniaki, grzyby skalne.

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.

Akumulacja eoliczna następuje na tych obszarach, gdzie siła nośna wiatru maleje. Głównymi formami akumulacyjnej działalności wiatru są:
- 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. 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 wydłużone zgodnie z kierunkiem wiatru. Na obszarach o klimacie bardziej wilgotnym, terenach nadmorskich lub w dolinach rzecznych tworzą się wydmy paraboliczne. Tak jak barchany mają one 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.

Pustynie są obszarami, na których rzeźbotwórcza działalność wiatru jest najlepiej widoczna. Ze względu na rodzaj podłoża wyróżniamy pustynie:
- kamienistą (hamada) - jest całkowicie pozbawiona drobnego materiału skalnego, wywianego przez wiatr; pustynia tego typu występuje w centralnej części Sahary - masywy: Ahaggar, Tibesti, Dar Fur;
- żwirową (serir) - jest zbudowana z materiału nieco grubszego, wygładzonego przez wiatr - graniaki; pustynie żwirowe występują na bardzo dużych obszarach Sahary i Pustyni Gibsona w Australii;
- piaszczystą (erg) - jest pokryta piaskami stale przemieszczanymi przez wiatr, wędrującymi wydmami i suchymi dolinami rzek epizodycznych, tzw. uedy (wadi). Pustynie piaszczyste to większość pustyń azjatyckich, australijskich, amerykańskich i najbardziej zewnętrzna część Sahary;
- ilastą (takyr) - jej powierzchnia pokryta jest stwardniałym, spękanym iłem. Pustynia ilasta (pyłowa) po deszczu zmienia się w grząskie błoto.

Grawitacyjne ruchy masowe

Zalegające na powierzchni ziemi luźne skały oraz zwietrzelina mogą być przemieszczane na stokach, gdzie znajdują się pod wpływem działania siły ciężkości. Do przesunięcia w dół, tj. grawitacyjnych ruchów masowych, dochodzi tylko wtedy, gdy zostanie naruszona równowaga stoku, która 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, wyróżnia się następujące ruchy masowe:
- obryw - jednorazowe, gwałtowne oderwanie się i runięcie w dół dużych mas skalnych;
- odpadanie - 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;
- osuwisko - osunięcie się dużej partii materiału wzdłuż linii poślizgu. Powstaje, gdy płaszczyzna ześlizgu przebiega na granicy zwietrzeliny z litą skałą, po intensywnych opadach lub roztopach śniegu. W górnej części stoku powstaje zagłębienie, tzw. nisza osuwiskowa, u jego podnóża tzw. jęzor osuwiskowy;
- spełzywanie - 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 w dół stoku materiału przesyconego wodą.

Procesy egzogeniczne - procesy krasowe

W obszarach zbudowanych ze skał rozpuszczalnych (głównie wapieni, także dolomitów, gipsu, kredy i soli) występuje oryginalny zespół procesów i form terenu, określany mianem krasu lub zjawisk krasowych. Podstawowym czynnikiem morfogenetycznym jest tu woda opadowa i płynąca, jednak działa ona w specyficznych warunkach; następuje tu:

• rozpuszczanie i wymywanie skał przez wody zawierające dwutlenek węgla;
• drążenie w skałach - wzdłuż spękań i szczelin - podziemnych próżni krasowych: korytarzy, studni, sal, tworzących łącznie jaskinie krasowe;
• wytrącanie niektórych węglanów wapnia (aragonitu i kalcytu) i osadzanie ich na powierzchni skały w postaci nacieków krasowych;
• tworzenie na powierzchni form krasowych na skutek wymywania, a także zapadania się skały nad próżniami podziemnymi.

Formy krasowe

Kras powierzchniowy:

• żłobki krasowe,
• żebra krasowe,
• leje krasowe (wertepy),
• uwały (kilka połączonych lejów krasowych),
• zapadliska krasowe,
• wąwozy krasowe,
• jary krasowe,
• polja (płaskodenne, „ślepe” doliny),
• płaskowyże krasowe (płaniny),
• mogoty (ostańce krasowe),
• kopy krasowe.

Kras podziemny tworzą jaskinie krasowe, wśród których wyróżniamy m.in. jaskinie wodne i lodowe. Charakterystyczne dla jaskiń są nacieki krasowe, w tym stalaktyty (z góry), stalagmity (z dołu), stalagnaty (kolumny krasowe) i draperie naciekowe.

Procesy egzogeniczne - wietrzenie

Rodzaj i intensywność występujących w danym miejscu procesów egzogenicznych zależy od wielu czynników; najważniejszymi z nich są zróżnicowanie geologiczno-morfologiczne, strefowość klimatyczna, stopień wilgotności, związany głównie z odległością od mórz i oceanów, wysokość bezwzględna i względna, nachylenia i ekspozycja terenu oraz rodzaj pokrywy roślinnej.

Wietrzenie

Wietrzenie polega na rozluźnianiu, rozkruszaniu oraz chemicznej przemianie litych skał i przekształcaniu ich w skały luźne. Odbywa się ono pod wpływem oddziaływania różnorodnych czynników zewnętrznych - atmosfery, wody i organizmów żywych, zachodzi zarówno na powierzchni Ziemi, jak i w przypowierzchniowej warstwie skorupy ziemskiej o miąższości od kilku do nawet kilkudziesięciu metrów. Przebieg i intensywność wietrzenia zależy głównie od rodzaju i odporności skały podlegającej wietrzeniu, warunków termicznych i wilgotnościowych, warunków orograficznych, m.in. nachylenia, ekspozycji stoku oraz występowania świata organicznego. W zależności od rodzaju zachodzących procesów wietrzeniowych wyróżniamy wietrzenie mechaniczne i chemiczne.

Wietrzenie mechaniczne prowadzi do zmian fizycznych, czyli rozpadu skały; podstawowym czynnikiem są tu zmiany temperatury powietrza i zmiany objętości różnych ciał (obiektów) powodujących rozkruszanie skały; zachodzi najbardziej intensywnie w obszarach pozbawionych stałej pokrywy roślinnej. Podstawowymi rodzajami wietrzenia mechanicznego są:

• wietrzenie insolacyjne,
• wietrzenie mrozowe (zamróz),
• wietrzenie solne,
• wietrzenie ilaste,
• wietrzenie organiczne,
• wietrzenie antropogeniczne.

Wietrzenie chemiczne prowadzi do zmian chemicznych, czyli rozkładu skały. Podstawowym czynnikiem oddziaływującym jest tu woda opadowa, wsiąkająca w głąb skały i zmieniająca jej skład chemiczny. Wietrzenie chemiczne zachodzi najbardziej intensywnie w obszarach o znacznych opadach i stosunkowo wysokich temperaturach, a zatem z strefie równikowej i podrównikowej, a także w strefie umiarkowanej. Podstawowymi rodzajami wietrzenia chemicznego są:

• rozpuszczanie skał,
• utlenianie skał,
• uwęglanowianie skał,
• uwadnianie skał,
• hydroliza.

Efektem zachodzenia różnych procesów wietrzeniowych jest powstawanie różnofrakcyjnej zwietrzeliny. Jest ona usuwana i przemieszczana na skutek działania innych procesów morfogenetycznych. Należą do nich: procesy grawitacyjne, spłukiwanie, czyli ablacja, procesy fluwialne (rzeczne), procesy glacjalne (lodowcowe), procesy eoliczne, krasowe i brzegowe.

Procesy egzogeniczne - spłukiwanie

Spłukiwanie, czyli ablacja deszczowa to proces powszechnie występujący na stokach nawet o bardzo niewielkim nachyleniu. Polega on na zmywaniu cząstek zwietrzeliny przez wody deszczowe spływające po stoku. Intensywność spłukiwania zależy nie tylko od wielkości opadu, ale i od stopnia nachylenia stoku, podatności zwietrzeliny oraz pokrycia terenu. Najsilniej spłukiwaniu podlegają stoki pozbawione pokrywy roślinnej, np. świeżo zaorane. Spłukiwanie zachodzące na stokach rolniczych prowadzi o silnie niekorzystnego dla rolnictwa zjawiska tzw. erozji gleb. Na skutek intensywnego spłukiwania powstają na stokach niewielkie linijne zagłębienia - żłobki deszczowe.

Procesy egzogeniczne - procesy brzegowe

Główne procesy modelujące wybrzeża morskie związane są z działalnością fal oraz prądów przybrzeżnych. Działalność ta ma charakter bądź niszczący (abrazja), bądź budujący (akumulacja). W przypadku przewagi działalności niszczącej powstają wybrzeża abrazyjne, w przypadku przewagi działalności budującej - wybrzeża akumulacyjne.

Wybrzeża abrazyjne cechują się występowaniem stromej ściany zwanej klifem lub falezą. Fale uderzające o brzeg podcinają go, powodując jego stopniowe cofanie; u podnóża klifu tworzy się lekko nachylona ku morzu platforma abrazyjna. Wybrzeża akumulacyjne cechują się występowaniem szerokiej, piaszczystej lub żwirowej plaży, której od strony lądu towarzyszy wał wydmowy. Od strony morza częste są ławice piasku, nieustannie zmieniające swoje położenie pod wpływem falowania i prądów przybrzeżnych.

Pod względem genetycznym wybrzeża mogą mieć bardzo zróżnicowany charakter. Do ukształtowanych głównie przez falowanie i pływy morskie należą wybrzeża:

• mierzejowe,
• lidowo-lagunowe,
• marszowe.

Do ukształtowanych głównie przez procesy rzeczne należą wybrzeża:

• deltowe,
• estuariowe,
• limanowe.

Do ukształtowanych głównie przez procesy lodowcowe należą wybrzeża:

• fiordowe,
• fierdowe,
• szkierowe (skierowe),
• lobowe,
• ferdowe (föhrdowe).

Do uwarunkowanych procesami tektonicznymi należą wybrzeża:

• riasowe,
• dalmatyńskie,
• wulkaniczne,
• uskokowe.

Do kształtowanych przez działalność żywych organizmów należą wybrzeża:

• rafowe (koralowe),
• mangrowe (namorzynowe).

Prócz wyżej wymienionych wyróżnić można jeszcze wybrzeża eoliczne, powstałe przez wypełnianie wodą morską zagłębień terenu utworzonych na skutek wywiania piasku oraz antropogeniczne - przekształcone przez człowieka (np. nadbrzeża portowe).

Procesy egzogeniczne - procesy eoliczne

W obszarach lądowych, pozbawionych gęstej pokrywy roślinnej, podstawowym czynnikiem morfogenetycznym jest wiatr. Do procesów eolicznych zalicza się:

• deflację (wywiewanie materiału),
• transportację (przenoszenie materiału),
• korazję (żłobienie niesionym materiałem powierzchni skalnych),
• akumulację eoliczną (gromadzenie materiału).

Formy eoliczne

Wśród formy erozyjnych wyróżniamy: niecki deflacyjne, kotliny deflacyjne, niecki korozyjne, bruzdy i rynny korazyjne, jardangi (żebra skalne ogładzone przez korazję), grzyby skalne, graniaki, bruk deflacyjny, pancerz pustynny. Formami akumulacyjnymi są wydmy o różnym kształcie: barchany, wydmy paraboliczne, wydmy poprzeczne, wydmy podłużne i in.

Barchan.

Procesy eoliczne zachodzą z różną intensywnością na całej kuli ziemskiej, jednak najbardziej intensywnie w strefie zwrotnikowej oraz w suchych obszarach stref umiarkowanych - w obrębie pustyń i półpustyń. Pustynie cechują się:

• opadami rocznymi nieprzekraczającymi 200 mm, a niekiedy wynoszącymi kilka mm rocznie;
• stałym deficytem wilgotności - ilość opadów jest znacznie (nawet do 30 razy) mniejsza od parowania;
• silnym usłonecznieniem, związanym z dużą ilością dni bezchmurnych;
• dużymi dobowymi wahaniami temperatur;
• całkowitym lub prawie całkowitym brakiem wody i roślinności;
• brakiem cieków lub występowaniem cieków tylko epizodycznych;
• przeważającą rolą morfogenetyczną wiatru, kształtującego zespół eolicznych form erozyjnych i akumulacyjnych.

Obszary o nieco niższym stopniu suchości określane są mianem półpustyń. Pod względem krajobrazowym półpustynia jest formacją pośrednią pomiędzy pustynią a sawanną lub stepem, cechuje się występowaniem rozrzedzonej pokrywy roślinnej z przewagą suchorostów (kserofitów) i sukulentów (roślin gromadzących i przechowujących wodę), a także roślin efemerycznych, pojawiających się epizodycznie po opadach deszczu i szybko ginących.
Podstawowe rodzaje pustyń:

• piaszczyste (erg),
• ilaste (takyr, playa, kewir, sebkha),
• żwirowe (serir, reg, gibber),
• kamieniste,
• skaliste (hamada).

Procesy egzogeniczne - procesy fluwialne

Wody płynące należą do podstawowych czynników modelujących powierzchnię Ziemi. Procesy fluwialne można podzielić na:

• erozję rzeczną, czyli wcinanie się w powierzchnię Ziemi wyróżniamy erozję: wgłębną, wsteczną i boczną,
• transport albo transportację materiału skalnego w dół rzeki,
• czyli osadzanie materiału niesionego przez rzekę.

Dolny zasięg występowania procesów fluwialnych danego cieku wyznacza poziom jego ujścia - poniżej niego rzeka nie może się już wcinać. Poziom ten nazywany jest bazą erozyjną lub podstawą erozyjną rzeki.

Występowanie poszczególnych procesów uwarunkowane jest głównie przez spadek koryta rzecznego, przepływ oraz ilość niesionego przez rzekę materiału skalnego. Na odcinkach o dużym spadku przeważają procesy erozyjne. Na odcinkach o mniejszym spadku występuje równowaga pomiędzy siłą transportową rzeki a nachyleniem, przeważa transportacja. Wreszcie na odcinkach o najmniejszym spadku przeważają procesy akumulacyjne.

Najczęściej erozja przeważa w górnym biegu, transportacja w środkowym, a akumulacja w dolnym biegu rzeki. Rodzaj i intensywność procesów fluwialnych decyduje o kształcie (profilu) doliny rzecznej. Wyróżniamy tu (w przypadku dolin cieków stałych):

• gardziele,
• wciosy (doliny V-kształtne),
• jary,
• kaniony,
• doliny płaskodenne,
• doliny nieckowate.

Cieki okresowe lub epizodyczne tworzą debrze, wądoły, parowy, wąwozy, niecki zboczowe, uedy (wadi) oraz rozdoły. Rzeźba terenu, w której głównymi czynnikami modelującymi powierzchnię Ziemi są procesy fluwialne (w dolinach) oraz procesy grawitacyjne i spłukiwanie (na grzbietach i stokach), nosi nazwę rzeźby fluwialno-denudacyjnej. Jest to powszechny typ rzeźby na kuli ziemskiej, występujący w różnych strefach klimatycznych.

Procesy egzogeniczne - procesy glacjalne

Jeden z ważniejszych czynników morfogenetycznych, modelujących powierzchnię Ziemi stanowią lodowce, które - głównie z pomocą niesionego przez siebie materiału skalnego, zwanego moreną - erodują podłoże i zbocza doliny, przeobrażają starsze (np. rzeczne) formy terenu, transportują niesiony materiał, nieraz na bardzo duże odległości i akumulują go po swoich bokach, pod swoim dnem i u swojego czoła. Istotną rolę morfogenetyczną pełnią też wody lodowcowe, szczególnie w miejscach, gdzie ich ruch odbywa się pod znacznym ciśnieniem.

Intensywność działania morfogenetycznych procesów lodowcowych i fluwioglacjalnych zależy od szeregu czynników, m.in. od miejsca i okresu oddziaływania, odporności podłoża skalnego, ilości niesionego materiału; nieco inne formy powstają pod wpływem działania lodowców górskich, a inne - lądolodów. Zespół form terenu powstałych pod wpływem oddziaływania lodowców lub silnie przez lodowce przekształconych nosi nazwę rzeźby polodowcowej.

Główne formy polodowcowe

Procesy egzogeniczne - procesy grawitacyjne

Pod pojęciem procesów grawitacyjnych lub inaczej ruchów masowych rozumiemy przemieszczanie się zwietrzeliny, a także powierzchniowej warstwy litej skały w dół stoku pod wpływem siły ciężkości. Ruchy masowe zachodzić mogą samoistnie bądź pod wpływem konkretnego, zewnętrznego bodźca. Uruchomieniu ruchów masowych sprzyja podcięcie lub zbytnie obciążenie stoku (np. na skutek postawienia budynku), przesycenie zwietrzeliny wodą, rozmarznięcie wierzchniej warstwy zmrożonego gruntu, a także powstanie fali akustycznej. Natężenie i tempo zachodzenia procesów grawitacyjnych zależą głównie od nachylenia stoku oraz rodzaju i grubości zwietrzeliny znajdującej się na stoku. W obrębie ścian i stoków skalnych (o nachyleniach większych niż 45°) występuje:

• odpadanie (pojedynczych fragmentów skały),
• obrywanie (większych mas skalnych).

W wyniku obu tych procesów następuje wolne cofanie się ścian skalnych, a materiał zwietrzelinowy gromadzi się u podnóża stoków, tworząc stożki i hałdy usypiskowe. W obrębie stoków o nachyleniach mniejszych niż 45° zachodzić może osuwanie, osiadanie, osypywanie lub pełzanie (spełzywanie) zwietrzeliny. Gwałtownie zachodzące procesy grawitacyjne - obrywanie, osuwanie i in. - stanowią niekiedy poważne zagrożenie dla człowieka, szczególnie w sytuacji, gdy jego działalność (np. lokalizacja zabudowań, dróg) narusza równowagę stoku. Ogromne osuwiska i obrywy powstają w czasie trzęsień ziemi, mogą jednak powstać również spontanicznie, bez zauważalnego bodźca uruchamiającego proces. Procesami podobnymi nieco do ruchów masowych jest powstawanie lawin śnieżnych - wielkich mas śniegu lub lodu, obrywających się ze stoków górskich i zsuwających w dół z dużą prędkością.

Cechy położenia Polski

Polska leży w umiarkowanych szerokościach geograficznych półkuli północnej, w centralnej części Europy, zaliczanej do strefy czasu środkowoeuropejskiego liczonego według 15° E, w strefie klimatu umiarkowanego ciepłego z dominacją obszarów lasów liściastych i mieszanych oraz w strefie gleb brunatnych i płowych. Inne cechy położenia fizycznogeograficznego Polski to:

- znajduje się w pasie Niżu Europejskiego między Bałtykiem a łukiem Karpat i Sudetów,

- w zlewisku Morza Bałtyckiego (w ponad 99%) oraz w dorzeczach Wisły i Odry (w 87,9%),

- na pograniczu starych płytowych struktur geologicznych Europy Wschodniej i młodszych struktur fałdowych zachodniej i południowej części kontynentu.

Położenie matematyczne wyznaczają współrzędne krańcowo położonych punktów Polski:

- na północy przylądek Rozewie - 54°50´ N,

- na południu szczyt Opołonek w Bieszczadach - 49°00´ N,

- na zachodzie kolano Odry na południowy zachód od Cedyni - 14°07´ E,

- na wschodzie kolano Bugu na południowy wschód od Horodła - 24°08´ E.

Rozciągłość południkowa Polski wynosi 5°50´ szerokości geografi cznej (wzdłuż południka 19° E - 649 km), a równoleżnikowa 10°01´ długości geografi cznej (wzdłuż równoleżnika 52° N - 689 km).

Przyjmuje się, że w Polsce leży geometryczny środek Europy wyznaczony przez przecięcie linii łączących krańcowe punkty kontynentu. Punkt ten położony jest w woj. podlaskim, w miejscowości Suchowola, między Białymstokiem a Augustowem.

Polska znajduje się w obszarze ścierania się różnorodnych kultur i wpływów politycznych, pochodzących z różnych części Europy. Wynika to z jej położenia w największym przewężeniu Niżu Europejskiego. Równocześnie przez Polskę przechodzi najkrótsza linia łącząca Morze Bałtyckie z Morzem Czarnym. To największe zwężenie Europy w głównej osi kontynentu, którego dużą część zajmuje Polska, sprawia, że mówimy o pomostowym położeniu naszego kraju między znacznie rozczłonkowaną zachodnią a zwartą wschodnią częścią lądu. Mimo że przynależność Polan do plemion słowiańskich łączyła Polskę z Europą Wschodnią, to przyjęcie chrztu w 966 r. w obrządku łacińskim spowodowało ścisłe powiązanie z kręgiem kultury zachodniej. Wyrazem przynależności Polski do zachodniego kręgu kulturowego jest m.in. przyjęcie alfabetu łacińskiego.

Cechy położenia Polski

Rys. Położenie matematyczne Polski

Na uwagę zasługuje również położenie Polski na wschodnich krańcach Unii Europejskiej, co niektórym politykom pozwala głosić tezę o „Europie dwóch prędkości”. To niebezpieczne dla rozwoju naszego kraju założenie nie ma jednak uzasadnienia wobec walorów pomostowego położenia Polski.

Geopolityczne położenie wielokrotnie miało dla Polski negatywne skutki. Świadczą o tym liczne przemarsze obcych armii oraz przechodzące przez terytorium kraju linie frontów walk między europejskimi mocarstwami.

Konsekwencje położenia

Położenie Polski w określonych szerokościach geograficznych oraz w środkowej części Europy powoduje szereg następstw.

Przyrodnicze konsekwencje położenia Polski

- 40 min wcześniej wschodzi i zachodzi Słońce na wschodnich krańcach Polski, z czego wynika różnica miejscowego czasu słonecznego między wschodnimi i zachodnimi krańcami kraju;

- w ciągu całego roku wysokość Słońca nad horyzontem w Polsce Północnej w stosunku do Polski Południowej jest mniejsza o 5°50´;

- latem na północy dzień jest dłuższy niż na południu o 1 godz. 08 min, zimą na północy Polski dzień jest krótszy o 1 godz. 04 min;

- wzrost kontynentalizmu klimatu w miarę przesuwania się z zachodu na wschód;

- przejściowość klimatu wynikająca z położenia w pasie Niżu Europejskiego pozbawionego wszelkich barier orograficznych o przebiegu południkowym, co warunkuje swobodny przepływ mas powietrza na linii wschód - zachód;

- występowanie granic zasięgów roślin charakterystycznych dla zachodniej, wschodniej lub północnej Europy.

Pozaprzyrodnicze konsekwencje położenia

Wynikają z pomostowego położenia Polski w Europie, co sprzyja krzyżowaniu się na terenie kraju szlaków komunikacyjnych. Większość z nich przebiega przez obszar nizin, łącząc zachód ze wschodem Europy, co wobec przystąpienia Polski do Unii Europejskiej nabrało szczególnego znaczenia. Z północy kontynentu, od wybrzeży Bałtyku, biegną szlaki w kierunku basenu Morza Śródziemnego przez Bramę Morawską, Kotlinę Kłodzką, Cieszyn i Przełęcz Dukielską. Tranzytowe położenie Polski ma bardzo duże znaczenie dla rozwoju gospodarczego kraju.

Obszar i granice

Powierzchnia administracyjna kraju wynosi 312 685 km2. Stanowi ją suma powierzchni wszystkich województw, tj. terytorium lądowe, oraz część wód wewnętrznych.

Poza granicą wód terytorialnych na Bałtyku rozciąga się polska strefa wyłączności ekonomicznej o powierzchni 22,6 tys. km2.

Obecny obszar Polski ma kształt zbliżony do koła, którego środek znajduje się ok. 30 km na północ od Łodzi, w miejscowości Piątek. Kształt Polski decyduje o dużej zwartości terytorialnej kraju, o czym świadczy współczynnik rozwinięcia granic, tj. stosunek rzeczywistej długości granicy do obwodu koła o powierzchni odpowiadającej obszarowi państwa. Dla Polski wynosi on 1,8, a np. w Norwegii 16,5. Oznacza to, że na 1 km granicy Polski przypada 88 km2 powierzchni kraju, natomiast na 1000 km2 obszaru Polski - 11,1 km granic.

Po II wojnie światowej, w 1945 r. granice Polski zostały ustalone na konferencjach w Jałcie i w Poczdamie przez cztery zwycięskie mocarstwa. Łączna długość granic wynosi 3 582 km, w tym: granica lądowa - 3 054 km (85,3%), morska - 528 km (14,7%). Na granicę lądową składają się granice z:

- Niemcami - 467 km,

- Czechami - 790 km,

- Słowacją - 539 km,

- Ukrainą - 529 km,

- Białorusią - 416 km,

- Litwą - 103 km,

- Rosją - 210 km.

Ważne w przeszłości tzw. granice naturalne, czyli przebiegające wzdłuż rzek, pasm górskich i wybrzeża morskiego, tracą swoje znaczenie wobec współczesnych osiągnięć technologicznych zarówno w transporcie, jak i w wojskowości.

Przystąpienie Polski do Unii Europejskiej spowodowało, że część granic Polski - granice z Ukrainą, Białorusią i Rosją są równocześnie granicami zjednoczonej Europy.

Jednostki tektoniczne Polski

Polska leży na styku głównych jednostek tektonicznych Europy, tj. prekambryjskiej platformy wschodnioeuropejskiej, platformy paleozoicznej i obszaru fałdowań alpejskich. Przez Polskę przebiega ważna europejska strefa tektoniczna oddzielająca struktury prekambryjskie Europy Wschodniej od obszaru fałdowań paleozoicznych i alpejskich. Jest to rozłam skorupy ziemskiej pocięty uskokami i sięgający do powierzchni nieciągłości Moho, nazywany strefą Teisseyre'a- -Tornquista (strefa T-T). W Polsce strefa T-T przebiega z północnego zachodu na południowy wschód (od Koszalina przez Tucholę, okolice Warszawy, Zamość do Tomaszowa Lubelskiego) i dalej przez Ukrainę w kierunku Morza Czarnego.

Prekambryjska platforma wschodnioeuropejska obejmuje północno-wschodnią część Polski i składa się z dwóch wyraźnych części: fundamentu krystalicznego zbudowanego z prekambryjskich skał magmowych i metamorficznych oraz zalegającej na fundamencie pokrywy osadowych skał paleozoicznych, mezozoicznych i kenozoicznych. Powierzchnia fundamentu jest nierówna (wynik fałdowań prekambryjskich) - występują naprzemianległe obniżenia, w których miąższość skał osadowych dochodzi do 5000-6000 m, i wyniesienia, gdzie pokrywa osadowa ma miąższość 250-500 m. Na terenie Polski znajduje się kilka obniżeń i wyniesień uznanych za odrębne jednostki tektoniczne. Kolejno, od północy, są to: wyniesienie Łeby, obniżenie perybałtyckie (nadbałtyckie), wyniesienie mazursko-suwalskie, obniżenie podlaskie, wyniesienie Sławatycz (podlaskie), obniżenie nadbużańskie.

Granicą platformy wschodnioeuropejskiej jest strefa T-T, która zapada się w głąb (w kierunku zachodnim) kilkoma stopniami. W jej obrębie uformowała się niecka brzeżna.

Platforma paleozoiczna to obszar fałdowań kaledońskich i hercyńskich obejmujący zachodnią i południowo- zachodnią część kraju, tj. Sudety, Przedgórze Sudeckie, Góry Świętokrzyskie, zapadlisko Górne go Śląska oraz inne obszary przykryte grubą warstwą osadów mezozoicznych. Platforma wyraźnie dzieli się na dwie części: obszar fałdowań paleozoicznych i platformę paleozoiczną.

Obszar fałdowań tworzą wypiętrzone i odsłonięte masywy Gór Świętokrzyskich i Sudetów wraz z blokiem przedsudeckim oraz zapadlisko śląsko-krakowskie. Wydzielone jednostki tektoniczne zbudowane są z serii skał osadowych sfałdowanych w orogenezach kaledońskiej i hercyńskiej. Młodsze osady mają niewielką miąższość i nie tworzą zwartej pokrywy - występują lokalnie. Platforma paleozoiczna zbudowana jest ze sfałdowanych osadów paleozoicznych pokrytych bardzo grubą i ciągłą warstwą skał osadzonych w permie i mezozoiku. Na przedpolu platformy prekambryjskiej, wzdłuż linii T-T, utworzyła się depresja nazywana bruzdą duńsko-polską. W kredzie ruchy górotwórcze spowodowały wypiętrzenie osadów zalegających w tym obniżeniu i powstanie w jego środkowej części wału pomorsko- kujawskiego (środkowopolskiego) biegnącego wzdłuż linii Kołobrzeg - Bydgoszcz - Włocławek - Opoczno, połączonego na południu z Górami Świętokrzyskimi.

Jednostki tektoniczne Polski

Rys. Jednostki tektoniczne Polski

Po wschodniej stronie wału kujawsko -pomorskiego powstała niecka brzeżna, po stronie zachodniej niecka szczecińsko-mogileńsko-łódzko-miechowska. Na południowy zachód od systemu niecek powstały monoklina przedsudecka i monoklina śląsko-krakowska. Jednostki tektoniczne platformy paleozoicznej są pokryte osadami kenozoicznymi.

Obszar fałdowań alpejskich obejmuje południową i południowo-wschodnią Polskę stanowiącą część południowej Europy ukształtowanej w wyniku orogenez zachodzących w kredzie i w trzeciorzędzie. Na obszarze fałdowań alpejskich wydziela się dwie jednostki tektoniczne: Karpaty i Zapadlisko Przedkarpackie.

Plejstoceńskie zlodowacenia Polski

Lądolód skandynawski kilkakrotnie pokrywał obszar Polski. W tym samym czasie rozwijały się lokalne ośrodki zlodowaceń górskich - Karkonosze, Tatry. Obecnie przyjmuje się, że na obszarze Polski miało miejsce sześć zlodowaceń (glacjałów) rozdzielonych pięcioma okresami ciepłymi (interglacjałami). W kolejności od najstarszego były to:

- zlodowacenie Narwi

Lądolód zajął obszar północno-wschodniej Polski, po Kujawy i Polesie Lubelskie - najprawdopodobniej jego czoło sięgnęło północnych krańców Wyżyny Lubelskiej. Po zlodowaceniu Narwi nastąpił interglacjał przasnyski.

- zlodowacenie Sanu I

Prawdopodobnie dotarło do Polski południowej, lecz jego zasięg jest słabo poznany. Po ustąpieniu lądolodu nastąpił interglacjał ferdynandowski.

- zlodowacenie Sanu II (południowopolskie)

Objęło niemal całą Polskę, zatrzymało się na przedpolu Karpat i Sudetów. Lądolód wkroczył w Bramę Morawską, doliny Pogórza Karpackiego, a w Sudetach w Kotlinę Jeleniogórską i Kotlinę Kłodzką. W obrębie czaszy lądolodu, lecz niepokryte lodem, znalazły się: część Gór Świętokrzyskich i Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej (obszary położone powyżej 500 m n.p.m.) oraz Ślęża. Po zlodowaceniu Sanu II następuje okres ciepły, tj. interglacjał mazowiecki (wielki).

- zlodowacenie Odry (środkowopolskie)

Najdalej sięgało po Sudety i Bramę Morawską, w której zasięg lądolodu był większy niż w zlodowaceniu Sanu II, lecz w Polsce Środkowej i Wschodniej nie przekroczył pasa wyżyn. Lądolód pokrył Wyżynę Śląską, oparł się o północną krawędź Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej, wkroczył w Nieckę Nidziańską, Góry Świętokrzyskie pokrył do wysokości 200 m n.p.m., wsunął się w dolinę Wisły po okolice Sandomierza, oparł się o północny skłon Wyżyny Lubelskiej. Po zlodowaceniu Odry nastąpił interglacjał Pilicy.

- zlodowacenie Warty

Objęło Polskę do linii Wzgórz Trzebnickich, doliny środkowej Warty (Działoszyn, Wieluń), doliny Pilicy i okolice Siedlec. Okres ciepły po zlodowaceniu Warty nazywamy interglacjałem eemskim.

- zlodowacenie Wisły (północnopolskie)

To ostatnie zlodowacenie, które miało najmniejszy zasięg i objęło jedynie obszary położone na północ od linii: Gubin - Zielona Góra - Leszno - Konin - Gostynin - Płock - Nidzica - Szczytno - Grajewo - Augustów. Wycofywanie lądolodu odbywało się stopniowo - wyraźnie zaznaczyły się fazy postojowe: leszczyńska, poznańska i pomorska, z których każda miała coraz mniejszy zasięg. Formy polodowcowe z okresu zlodowacenia Wisły najlepiej zachowały się na Niżu Polskim. Z tego okresu pochodzą również najlepiej zachowane ślady lokalnych zlodowaceń Tatr i Karkonoszy.

Plejstoceńskie zlodowacenia Polski

Rys. Zasięgi zlodowaceń plejstoceńskich w Polsce

W wyniku kilkakrotnego zlodowacenia przedczwartorzędowa rzeźba Polski została pokryta osadami lodowcowymi, których miąższość na południu kraju wynosi kilka lub kilkanaście metrów, w Polsce Środkowej kilkadziesiąt metrów, a na Pojezierzu Mazurskim miejscami przekracza nawet 300 m.

Wśród osadów polodowcowych wyróżnia się osady powstające w wyniku akumulacyjnej działalności:

- lądolodu - należy do nich glina zwałowa (morenowa), czyli mieszanina okruchów skalnych różnej wielkości, wytopiona bezpośrednio z lodu lodowcowego, oraz eratyki (głazy narzutowe), czyli okruchy skalne mające do kilkudziesięciu metrów średnicy przetransportowane w lodowcu i osadzone w wyniku topnienia lodu;

- wód lodowcowych - wysortowane i warstwowane żwiry, piaski, mułki i iły osadzone przez wody roztopowe lub na dnie jezior zastoiskowych (iły warwowe);

- wiatrów wiejących od lądolodu - lessy.

Na obszarze Polski nastąpiło nakładanie się osadów z kolejnych zlodowaceń, z tego względu ich miąższość im bliżej północy kraju tym jest większa. W osadach polodowcowych wytworzyły się liczne formy akumulacyjne i erozyjne. Należą do nich:

- morena denna - zajmująca rozległe powierzchnie w Polsce Środkowej i Północnej;

- morena czołowa - tworząca ciągi pagórków bardzo wyraźnie zaznaczających się w krajobrazie, np. Szeskie Wzgórza, Wzgórza Trzebnickie;

- stożki sandrowe, np. sandr tucholski, sandr augustowski;

- drumliny - występujące w skupieniach, np. na Pojezierzu

Dobrzyńskim, Wysoczyźnie Elbląskiej;

- ozy i kemy, np. oz mosiński koło Poznania;

- rynny - współcześnie najczęściej wypełnione wodami jezior;

- zagłębienia wytopiskowe, w których znajdują się jeziora wytopiskowe, tzw. oczka;

- pokrywy lessowe, które powstały w wyniku nawiewania pyłu kwarcowego przed czoło lądolodu, np. na Wyżynie Lubelskiej i Nizinie Śląskiej.

Na przedpolu lądolodu, w strefie dochodzącej do tysiąca kilometrów, panował zimny klimat nazywany klimatem peryglacjalnym, który był przyczyną intensywnych procesów niszczących. Rzeźba polodowcowa utworzona w okresach starszych zlodowaceń w warunkach klimatu peryglacjalnego została niemal całkowicie przekształcona i nosi nazwę rzeźby staroglacjalnej w odróżnieniu od rzeźby młodoglacjalnej, gdzie formy polodowcowe są bardzo dobrze zachowane - dotrwały do czasów współczesnych w mało zmienionej postaci. Rzeźba młodoglacjalna jest charakterystyczna dla obszarów objętych zlodowaceniem Wisły.

Przeszłość geologiczna

Obszar Polski zaczął tworzyć się w prekambrze i uczestniczył niemal we wszystkich wydarzeniach geologicznych, które miały miejsce w Europie. Przegląd najważniejszych wydarzeń geologicznych, które zachodziły na obszarze Polski, został przedstawiony poniżej.

- W prekambrze w północno-wschodniej Polsce, na obszarze Platformy Wschodnioeuropejskiej, powstały skały krystaliczne (granity, sjenity, gabra) i metamorfi czne (gnejsy, łupki krystaliczne, kwarcyty), w których stwierdzono występowanie rud żelaza oraz tytanu i wanadu, zalegających w rejonie Suwałk na głębokości 800 m.

- W kambrze powstały piaskowce kwarcytowe i łupki ilaste budujące Łysogóry oraz wapienie występujące w Górach Kaczawskich (Sudety).

- Na przełomie kambru i ordowiku miały miejsce ruchy górotwórcze, którym towarzyszyła działalność wulkaniczna - wylewy diabazów.

- W karbonie na terenach nizinnych, często bagnistych, panował gorący, wilgotny klimat sprzyjający rozwojowi bujnej roślinności (paprocie, widłaki, skrzypy). Obszary te były zasypywane materiałem pochodzącym z niszczenia wypiętrzonych łańcuchów górskich. Powstały pokłady węgla kamiennego na Górnym i Dolnym Śląsku oraz na Wyżynie Lubelskiej.

- Pod koniec karbonu w Sudetach i Górach Świętokrzyskich wystąpiły intensywne fałdowania orogenezy hercyńskiej (wg najnowszych badań w górach tych nie stwierdzono fałdowań kaledońskich). Ruchom górotwórczym towarzyszyła działalność wulkaniczna (porfiry) i plutonizm - intruzje magmy granitowej w Karkonoszach, Strzegomiu, Strzelinie, Tatrach. Intruzje magmy powodowały przeobrażenia w skałach sąsiadujących - powstały złoża rud arsenu, kobaltu, baru i uranu.

- W połowie permu transgresja płytkiego morza objęła zachodnią, północną i środkową Polskę. W suchym i gorącym klimacie morze silnie parowało - powstały złoża soli kamiennej, gipsów i anhydrytów. Sól pod wpływem nacisku warstw nadległych została w późniejszych okresach wyciśnięta w postaci wysadów (diapirów), m.in. w okolicach Inowrocławia.

- W morzu permskim, na przedpolu Sudetów, osadziły się łupki miedzionośne, natomiast w osadach permskich zachodniej i północno-zachodniej Polski występują złoża ropy naftowej i gazu ziemnego.

- W środkowym triasie zaznaczyła się transgresja morska, która nie objęła tylko Gór Świętokrzyskich i części Sudetów. Powstały wapienie, margle i dolomity z rudami cynku i ołowiu (Wyżyna Śląska). Na południu zaczęła się formować geosynklina karpacka, w której osadzały się wapienie i dolomity (basen tatrzański).

- Pod koniec jury poszerzyła się geosynklina karpacka - poza Tatrami objęła obszar obecnych Pienin i Karpat Zewnętrznych, na terenie których rozpoczęło się osadzanie zlepieńców, piaskowców i łupków ilastych - flisz karpacki.

- W kredzie rozpoczęła się orogeneza alpejska. Doszło do sfałdowania i wypiętrzenia Tatr, nieco później Pienin. W Tatrach ponad trzonem krystalicznym ku północy zostały przerzucone płaszczowiny.

- Alpejskie ruchy górotwórcze spowodowały wypiętrzenie wału kujawsko-pomorskiego i powstanie systemu niecek po obu jego stronach.

- W ciągu całego okresu kredowego na terenie Karpat Zewnętrznych, w głębokim morzu, tworzyły się grube warstwy fliszu.

- W trzeciorzędzie intensywne ruchy górotwórcze orogenezy alpejskiej spowodowały sfałdowanie i wypiętrzenie Karpat Zewnętrznych. Flisz karpacki nasunął się z południa w postaci płaszczowin, co doprowadziło do wgięcia skorupy ziemskiej i powstania Zapadliska Przedkarpackiego.

- W morzu wypełniającym Zapadlisko Przedkarpackie osadzały się wapienie, gipsy, anhydryty i złoża soli kamiennej (Wieliczka, Bochnia). W wyniku rozkładu gipsów wytworzyły się złoża siarki (Tarnobrzeg, Staszów).

- W Zapadlisku Przedkarpackim i na obszarze Karpat Zewnętrznych powstały złoża gazu ziemnego i ropy naftowej.

- Ruchy alpejskie stały się przyczyną licznych pęknięć, uskoków i przesunięć pionowych w starszych jednostkach tektonicznych. Powstał sudecki uskok brzeżny, wzdłuż którego góry rozpadły się na Sudety i Przedgórze Sudeckie. W rejonie sudeckim zachodziła intensywna działalność wulkaniczna - powstały pokrywy bazaltowe (Jawor, Złotoryja) i stożki wulkaniczne.

- W zachodniej i środkowej Polsce w trzeciorzędzie tworzyły się bogate złoża węgla brunatnego.

- Pod koniec trzeciorzędu nastąpiło wyraźne ochłodzenie klimatu.

- Czwartorzęd to okres obejmujący ostatnie 2 mln lat, który bardzo wyraźnie dzieli się na starszy okres zimny - plejstocen i młodszy - holocen, trwający do czasów współczesnych.

- W plejstocenie oziębienie klimatu i wzrost ilości opadów spowodowały tworzenie się na obszarze Skandynawii lądolodu, który swoim zasięgiem objął terytorium Polski.

- Po ustąpieniu lodowca powstało Morze Bałtyckie.

Czynniki kształtujące klimat

Klimat Polski kształtowany jest przez zespół czynników, z których największe znaczenie mają:

- położenie w umiarkowanych szerokościach geograficznych (w Polsce Południowej wysokość Słońca jest większa o ok. 6° niż w północnej części kraju);

- odległość od dużego zbiornika wodnego (Oceanu Atlantyckiego) oraz wpływ Bałtyku, decydujące o wysokości temperatur;

- ukształtowanie powierzchni, w tym przewaga obszarów nizinnych oraz równoleżnikowy układ pasów rzeźby, co ułatwia swobodną wymianę mas powietrza z zachodu w kierunku wschodnim i odwrotnie;

- rozkład stałych i sezonowych ośrodków wysokiego i niskiego ciśnienia, decydujących o kierunkach wiatrów i przepływie mas powietrza o różnych cechach fizycznych;

- położenie w strefie frontowej frontu polarnego, gdzie powstają liczne ośrodki niskiego ciśnienia, przesuwające się ku wschodowi, co powoduje szybkie przemieszczanie się mas powietrza o różnej temperaturze i wilgotności.

Napływ nad Polskę mas powietrza o odmiennych cechach zależy od miejsc położenia stałego Niżu Islandzkiego i Wyżu Azorskiego oraz sezonowego Wyżu Azjatyckiego. Każdy z tych ośrodków ciśnienia powoduje napływ nad Polskę mas powietrza z innych obszarów. Pogodę w Polsce kształtują następujące masy powietrza:

- powietrze polarno-morskie (PPm)

Napływa znad Atlantyku, przynosi w ciągu całego roku wzrost zachmurzenia i opady atmosferyczne. Latem PPm powoduje ochłodzenie, zimą wzrost temperatury i odwilże.

- powietrze polarno-kontynentalne (PPk)

Napływa znad Europy Wschodniej i Azji. Jest to powietrze suche, nieprzynoszące opadów. Latem masy PPk przynoszą pogodę słoneczną i gorącą oraz burze.

- powietrze zwrotnikowo-morskie (PZm)

Dociera do Polski z rejonu Morza Śródziemnego i Azorów. Jest to powietrze ciepłe, o dużej wilgotności, przynoszące latem pogodę gorącą i parną, a zimą odwilże i mgły.

- powietrze zwrotnikowo-kontynentalne (PZk)

Pochodzi znad Azji Mniejszej i północnej Afryki. Jest to powietrze gorące i suche, przynoszące słoneczną pogodę. PZk do Polski dociera rzadko, głównie latem i wczesną wiosną.

- powietrze arktyczne (PA)

Napływa znad Morza Arktycznego, Grenlandii, Spitsbergenu i północnej Skandynawii. Jest to powietrze chłodne, z małą zawartością wilgoci. Do Polski dociera głównie późną zimą, przynosząc mroźną, słoneczną pogodę, a także wiosną, powodując krótkotrwałe ochłodzenia i przymrozki.

Wybrane elementy klimatu

Roczny przebieg temperatur powietrza oraz ich przestrzenny rozkład charakteryzuje się kilkoma cechami. Najważniejsze z nich to:

- średnia roczna temperatura powietrza wynosi od 6°C na północno-wschodnich krańcach Polski (Suwałki 6,2°C) do 8,5°C na zachodzie kraju (Wrocław 8,7°C) i w zachodniej części Kotlin Podkarpackich (Tarnów 8,8°C);































Rys. Średnie temperatury powietrza w styczniu (w °C)

• na obszarach górskich średnia roczna temperatura powietrza wynosi ok. 0°C (Kasprowy Wierch: -0,8°C, Śnieżka: 0,1°C);
  
  - najniższe średnie temperatury miesięczne najczęściej przypadają w styczniu, najwyższe w lipcu,
  
  - średnie miesięczne temperatury w styczniu wynoszą od ok. -1°C na zachodzie kraju do poniżej -5°C na wschodzie Polski - izotermy stycznia mają przebieg zbliżony do południkowego (wyłączając tereny górskie i pobrzeże Bałtyku);
  
  - układ izoterm lipca jest zbliżony do równoleżnikowego - najcieplejszymi rejonami są Nizina Śląska (Wrocław: 18,8°C) i Nizina Wielkopolska (Poznań: 19,2°C) oraz Kotliny Podkarpackie (Tarnów: 19,1°C), natomiast najchłodniejsze jest wybrzeże - ok. 17°C i tereny górskie;
  
  - średnie roczne amplitudy temperatury powietrza wynoszą 19°C na zachodzie Polski i dochodzą do ponad 23°C na wschodzie kraju;
  
  - roczny przebieg zróżnicowania temperatur jest podstawą wydzielenia termicznych pór roku, w których średnie dobowe temperatury wynoszą:
  
  • przedwiośnie: 0°C-5°C,
  
  • wiosna: 5°C-15°C,
  
  • lato: powyżej 15°C,
  
  • jesień: 15°C-5°C,
  
  • przedzimie: 5°C-0°C,
  
  • zima: poniżej 0°C;
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  
  Rys. Średnie temperatury powietrza w lipcu (w °C)

- w zachodniej części Polski ciepłe pory roku pojawiają się wcześniej i trwają dłużej niż na obszarach wschodnich;

- długość trwania poszczególnych termicznych pór roku decyduje o długości okresu wegetacyjnego, który najwcześniej rozpoczyna się w dolinie Odry, na Nizinie Śląskiej i w Kotlinach Podkarpackich, gdzie trwa powyżej 225 dni. Najkrótszy okres wegetacyjny (poza obszarami górskimi, gdzie wynosi od 100 do 150 dni) występuje w Polsce Północnowschodniej - poniżej 190 dni. Krótki jest również w najwyższej części Pojezierza Pomorskiego - poniżej 200 dni.

Ilość opadów atmosferycznych oraz przestrzenne zróżnicowanie ich występowania w Polsce zależą przede wszystkim od wysokości nad poziomem morza i ekspozycji stoków. Na terenach zasłoniętych występują tzw. cienie opadowe, gdzie sumy opadów są znacznie niższe. Analizując wielkość rocznych sum opadów i ich rozmieszczenie, należy stwierdzić, że: - średnia roczna suma opadów dla obszaru Polski wynosi ok. 600 mm;

- największe opady występują na obszarach górskich (w Tatrach powyżej 1800 mm, w Karkonoszach 1400 mm, w Górach Świętokrzyskich 900-1000 mm);

- roczna suma opadów powyżej średniej krajowej występuje na Pojezierzu Pomorskim i Pojezierzu Mazurskim oraz w pasie wyżyn (600-700 mm);

- najniższe opady notuje się w zachodniej i środkowej części nizin Polski Środkowej, leżącej w cieniu opadowym pojezierzy (500-550 mm), a szczególnie niskie opady występują na Kujawach - ok. 450 mm;

- 60% rocznej sumy opadów przypada na półrocze letnie, od maja do października.

Klimat Polski określamy jako umiarkowany ciepły przejściowy, co oznacza, że posiada on osłabione cechy zarówno klimatu morskiego, jak i kontynentalnego. O przejściowości klimatu Polski świadczą: - duży udział polarnomorskich i polarnokontynentalnych mas powietrza kształtujących pogodę w Polsce, co wynika z rozmieszczenia ośrodków barycznych nad Atlantykiem, Europą Wschodnią i Azją;

- różnorodność i zmienność typów pogody z dnia na dzień spowodowana ścieraniem się mas powietrza znad Atlantyku z powietrzem kontynentalnym i częstym przechodzeniem nad Polską frontów atmosferycznych;

Średnie roczne sumy opadów w Polsce (w mm)

- duża zmienność pogody w kolejnych latach zależna od zmieniającej się dominującej cyrkulacji oceanicznej lub kontynentalnej;

- występowanie sześciu termicznych pór roku;

- wzrost rocznych amplitud temperatur powietrza w miarę przesuwania się z zachodu na wschód;

- największe zachmurzenia przypadające na okres późnej jesieni i zimy, charakterystyczne dla klimatu morskiego, przy przewadze opadów w półroczu ciepłym, co jest charakterystyczne dla klimatu kontynentalnego.

Morze Bałtyckie

Bałtyk jest niewielkim, szelfowym morzem śródkontynentalnym o powierzchni 412 tys. km2. Za granicę Bałtyku z Morzem Północnym przyjmuje się umowną linię przechodzącą od północnego cypla Półwyspu Jutlandziego do wybrzeży Szwecji na północ od Göteborga. Do Bałtyku uchodzi ponad 250 rzek odprowadzających do morza wody w ilości ok. 15 tys. m3/sek.

Bałtyk jest morzem bardzo młodym, które zaczęło się tworzyć u schyłku plejstoceńskiej epoki lodowej. W jego rozwoju wyróżnia się kilka etapów (patrz rys. 32).

Charakterystyka fizyczno-geograficzna Bałtyku:

- bardzo urozmaicona linia brzegowa o długości ok. 15 tys. km (liczne zatoki głęboko wcięte w ląd, zalewy, półwyspy i wyspy) sprzyjająca zakładaniu portów;

- skandynawskie wybrzeża są na ogół skaliste, często wysokie - klifowe. Wzdłuż Zatoki Botnickiej i Zatoki Fińskiej występują wybrzeża szkierowe.























































Rys. Rozwój Morza Bałtyckiego

Południowe wybrzeża w większości są niskie, wyrównane - mierzejowo-zalewowe;

- średnia głębokość Bałtyku wynosi 55 m. Jego dno jest nierówne, z progami i garbami dzielącymi morze na baseny. Największe głębie to Landsort (459 m) i Alandzka (335 m), natomiast największe płycizny (6-8 m) to Ławica Słupska i Ławica Odrzańska;

- Bałtyk to morze chłodne: w lutym na środkowym Bałtyku temperatura wody wynosi 2°C, u południowych wybrzeży 1°C, a północny Bałtyk zamarza (Zatoka Botnicka zamarza na okres 4-5 miesięcy), natomiast w sierpniu średnia temperatura wody wynosi 16°C, a w Zatoce Botnickiej 12-13°C;

- niewielkie zasolenie wód (w wodach powierzchniowych średnio 7-8‰) malejące w kierunku wschodnim i północnym, od 18‰ w Cieśninie Kattegat do 2,5‰ w Zatoce Botnickiej;

- izolacja Bałtyku decyduje o niewielkim znaczeniu pionowych ruchów wody - wahania pływów wynoszą od 6 do 60 cm w cieśninach duńskich, 4 cm w Zatoce Gdańskiej;

- prądy morskie mają znaczenie lokalne. Wzdłuż południowych wybrzeży wiatry zachodnie tworzą prądy zwane dryfami;

- Wysokość fal dochodzi maksymalnie do 3 m, a w czasie sztormów do 4-5 m;

- środowisko biologiczne ma cechy morsko-słodkowodne; występują trzy gatunki fok, małże, skorupiaki, z ryb: dorsze, śledzie, łososie, węgorze, szproty, a z glonów: zielenice, brunatnice, krasnorosty i trawy morskie;

- świat organiczny Bałtyku jest zagrożony dużym zanieczyszczeniem. Efektem zanieczyszczeń chemicznych jest eutrofizacja (użyźnianie) wód powierzchniowych. Eutrofizacja powoduje intensywny, nadmierny rozwój planktonu, który opadając, wywołuje zachwianie równowagi biologicznej i powstawanie głębinowych pustyń azoicznych pozbawionych jakiegokolwiek życia.

W celu zatrzymania degradacji wód Bałtyku w 1973 roku zawarto międzynarodowe porozumienie o ochronie zasobów rybnych (Konwencja Gdańska), a rok później o ochronie środowiska morskiego (Konwencja Helsińska).

Wody powierzchniowe

Niemal cały obszar Polski leży w zlewisku Morza Bałtyckiego - 99,7%, w tym dorzecza:

- Wisły i Odry zajmują 87,9% powierzchni kraju,

- rzek Przymorza (np. Rega, Słupia, Reda) - 9,2%,

- Niemna (Czarna Hańcza, Świsłocz) - 0,8%,

- Pregoły (Łyna, Węgorapa) - 1,8%.

Pozostałą, niewielką powierzchnię zajmują:

- zlewisko Morza Czarnego - 0,2% powierzchni kraju, w tym: dorzecze Dunaju (Orawa odwadniająca skrawek Beskidu Żywieckiego) - 0,12% i dorzecze Dniestru (Strwiąż odwadniający okolice Ustrzyk Dolnych) - 0,08%;

- zlewisko Morza Północnego - 0,1% powierzchni kraju odwadnianej przez Izerę i Orlicę (Sudety), leżące w dorzeczu Łaby.

Zlewiska i dorzecza rzek w Polsce

System rzeczny Polski charakteryzuje się kilkoma ważnymi cechami:

- większość rzek spływa w kierunku północno-zachodnim, co jest zgodne z nachyleniem powierzchni kraju;

- asymetria dorzeczy Wisły i Odry polega na zdecydowanie lepszym rozwinięciu prawej części dorzeczy - w dorzeczu Wisły stosunek powierzchni prawobrzeżnej do lewobrzeżnej części dorzecza wynosi 73:27, w dorzeczu Odry 70:30. Przyczyną asymetrii jest nachylenie niżowej części kraju ze wschodu na zachód;

- pradoliny i działy wodne między dorzeczami są położone bardzo nisko nad poziomem morza, co jest dogodne do budowy kanałów łączących systemy rzeczne, np. Kanał Bydgoski, Kanał Augustowski;

- niskie działy wód, asymetria dorzeczy i znaczna gęstość sieci rzecznej decydują o spójności hydrograficznej terytorium Polski;

- reżim rzek polskich określa się jako deszczowo- -śnieżny, co oznacza, że głównym źródłem zasilania rzek są opady deszczu i śniegu wraz z jego wiosennymi roztopami;

- na rzekach w ciągu roku występują dwa wysokie stany wód: wiosenny (głównie w marcu) spowodowany roztopami na południu kraju i tworzeniem się zatorów lodowych w środkowej i północnej części Polski oraz letni (lipiec) będący wynikiem obfi tych opadów, widoczny zwłaszcza na rzekach górskich;

- niskie stany wód, tzw. niżówki, występują na nizinach w okresie późnego lata, w górach jesienią i zimą;

- większość polskich rzek ma swoje źródła w trzech regionach kraju, nazywanych obszarami źródliskowymi. Są to:

• Karpaty i Sudety - gdzie początek biorą Wisła i Odra oraz większość ich górskich dopływów;

• wyżyny - gdzie znajdują się źródła dużych dopływów Wisły i Odry;

• Pojezierze Pomorskie i Pojezierze Mazurskie - skąd wypływają rzeki wpadające bezpośrednio do morza lub będące dopływami dolnych odcinków Wisły i Odry.

W Polsce znajduje się kilkadziesiąt tysięcy jezior, z których 9300 ma powierzchnię powyżej 1 ha. W sumie zajmują one ok. 1% powierzchni kraju. Większość jezior występuje na obszarze ostatniego zlodowacenia. Na Pojezierzu Pomorskim liczba jezior jest największa, natomiast na Pojezierzu Mazurskim zajmują one łącznie największą powierzchnię.

Ze względu na genezę mis jeziornych jeziora w Polsce dzielimy na:

- polodowcowe - charakterystyczne dla krajobrazu młodoglacjalnego i górskiego polodowcowego, do których należą jeziora:

● morenowe - płytkie, rozległe o urozmaiconej linii brzegowej, np. Śniardwy, Mamry, Niegocin;

● rynnowe - długie, wąskie i głębokie, np. Jeziorak, Gopło, Drawsko, Hańcza;

● wytopiskowe - o niewielkiej powierzchni, okrągłym kształcie, nazywane również oczkami polodowcowymi;

● cyrkowe - wypełniające cyrki lodowcowe lokalnych zlodowaceń Tatr i Karkonoszy;

- przybrzeżne - płytkie, o płaskich i bagnistych brzegach, np. Łebsko, Jamno, Gardno;

- deltowe - w obszarach ujściowych rzek, np. Drużno w delcie Wisły i Dąbie przy ujściu Odry;

- zakolowe (przyrzeczne) - małe jeziora powstałe w wyniku odcięcia meandrów, licznie występujące na obszarach nizinnych;

- krasowe - występujące na obszarach zbudowanych ze skał węglanowych, np. na Polesiu Lubelskim.


Bagna i mokradła to obszary stale podmokłe znajdujące się w miejscach utrudnionego odpływu wód opadowych lub wysokiego poziomu wód gruntowych. W większości przypadków bagna są jednocześnie torfowiskami. Największe zespoły torfowisk występują w dolinach Narwi i Biebrzy oraz na Polesiu Lubelskim. Ze względu na sposób zasilania w wodę torfowiska dzielimy na:

- wysokie - zasilane wyłącznie wodami opadowymi, występujące na działach wodnych, płaskich wierzchowinach i obszarach zbudowanych ze skał nieprzepuszczalnych;

- niskie - zasilane wodami gruntowymi, spotykane w szerokich dolinach rzek oraz w miejscach zanikłych jezior.


Antropogeniczne elementy sieci hydrograficznej stanowią kanały i sztuczne zbiorniki wodne, które zbudowano z myślą o różnym przeznaczeniu. Podstawowe funkcje kanałów to: komunikacyjna, nawadniająca i rekreacyjna, natomiast funkcje sztucznych jezior to: energetyczna, retencyjna, komunikacyjna, produkcyjna i rekreacyjna. Największe znaczenie gospodarcze mają kanały: Gliwicki, Bydgowski i Augustowski

Wody podziemne i zasoby wodne

Coraz większe znaczenie gospodarcze mają wody podziemne, gdyż stanowią główne źródło wody pitnej. W przeszłości człowiek najczęściej korzystał z wód zaskórnych i wód gruntowych. Obecnie, z powodu ich silnego zanieczyszczenia dla celów pitnych korzysta się głównie z wód wgłębnych.

Na szczególną uwagę zasługują wody artezyjskie ze względu na duże zasoby i dobry stan ich czystości. Największe zasoby wód artezyjskich występują w niecce warszawskiej (w utworach trzeciorzędowych), łódzkiej (w osadach kredowych), w okolicach Lublina i w zachodnich rejonach kraju.

Niektóre wody podziemne to cieplice. W Polsce cieplice występują m.in. w Zakopanem (Jaszczurówka - 19°C, Antałówka - 36°C) i w Sudetach (Lądek Zdrój - 29°C, Cieplice Zdrój - 44°C).

Zasoby wodne Polski uznawane są za niewielkie w stosunku do zasobów innych krajów europejskich. W głównej mierze decyduje o tym niska suma opadów atmosferycznych, dość duże parowanie, a także nieracjonalna gospodarka wodna (zbyt mała ilość sztucznych zbiorników). W efekcie na wielu obszarach Polski występuje deficyt wody. Rejony największych stałych deficytów wody pokrywają się z obszarami o dużej koncentracji ludności i działalności gospodarczej.

Niewiele obszarów w Polsce posiada nadwyżki wody. Są to: Pojezierze Pomorskie i Pojezierze Mazurskie, Karpaty i część Sudetów.

Erozja gleb

Znaczny procent gleb w Polsce ulega erozji. W naszej strefie klimatycznej najgroźniejsza jest:

- erozja wodna polegająca na wymywaniu, wypłukiwaniu i ługowaniu cząstek glebowych przez wody opadowe; w Polsce ok. 20% powierzchni podlega jej działaniu;

- erozja eoliczna, czyli wywiewanie drobin gleby przez wiatr.

Występowanie erozji gleb oraz stopień jej intensywności zależą od:

- rzeźby terenu - im większe nachylenie stoków, tym większe nasilenie erozji, z tego względu największa intensywność erozji występuje w górach, na obszarach wyżynnych i pagórkowatych terenach pojezierzy;

- budowy geologicznej - gleby wytworzone na skałach lessowych są wyjątkowo podatne na erozję, np. gleby na Wyżynie Lubelskiej i Wyżynie Sandomierskiej;

- warunków klimatycznych, głównie częstotliwości i intensywności opadów oraz siły wiatru;

- pokrywy roślinnej - brak pokrywy roślinnej sprzyja intensywności niszczenia pokrywy glebowej;

- działalności gospodarczej - orka wzdłuż stoku ułatwia wymywanie i spłukiwanie warstwy próchnicznej, a wycinanie lasów i odwadnianie terenu (melioracja) prowadzą do przesuszenia gleby.


Rys. Erozja gleb w Polsce






























Współcześnie zagrożeniem dla gleb jest zanieczyszczenie wód i powietrza atmosferycznego przez przemysł i komunikację, co prowadzi do zatrucia gleby.

Genetyczne typy gleb

Gleby występujące na obszarze Polski można podzielić na cztery grupy.

1. Gleby strefowe, czyli gleby, których występowanie wynika z położenia Polski w strefi e klimatu umiarkowanego ciepłego. Gleby strefowe zajmują łącznie 3 powierzchni kraju. Należą do nich gleby:

- brunatne i płowe

Występują płatowo na obszarze całej Polski i zajmują łącznie 52% powierzchni kraju. Wytworzyły się najczęściej z glin morenowych i utworów pyłowych (lessów) przy udziale roślinności lasów liściastych i mieszanych. Są glebami żyznymi, bogatymi w składniki pokarmowe.

- rdzawe

Wytworzyły się na piaskach przy udziale roślinności lasów iglastych. Występują na terenie całego kraju i zajmują ok. 14% jego powierzchni. Są to gleby ubogie w składniki organiczne.

- bielicowe i bielice

Zajmują łącznie ok. 12%, w tym bielice ok. 2% powierzchni Polski. Wytworzyły się na obszarze całego kraju na piaskach sandrowych i wydmowych. Gleby te charakteryzują się kwaśnym odczynem i ubóstwem składników organicznych.

2. Gleby pozastrefowe, tj. gleby strefowe należące do innej strefy klimatyczno-roślinno-glebowej; w Polsce są to czarnoziemy wytworzone na lessach przy udziale roślinności stepowej. Występują na Wyżynie Lubelskiej i płatowo na Wyżynie Sandomierskiej, Pogórzu Karpackim i Płaskowyżu Głubczyckim. Zajmują 1% powierzchni kraju.

3. Gleby śródstrefowe, czyli gleby, których powstanie zależy głównie od skały macierzystej lub płytkiego zalegania wód gruntowych. Do najważniejszych gleb śródstrefowych należą:

- rędziny

Wytworzyły się na wapieniach, w pasie wyżyn oraz na gipsach w Niecce Nidziańskiej. Zajmują ok. 1% powierzchni kraju. Rędziny są glebami urodzajnymi, lecz trudnymi w uprawie.

- czarne ziemie

Powstały na glinach morenowych bogatych w węglan wapnia w warunkach dużego zawilgocenia przy udziale roślinności łąkowej lub leśno-łąkowej. Są glebami bardzo żyznymi i zajmują ok. 1% powierzchni Polski. Większe ich skupiska występują na Kujawach oraz w rejonach Wrocławia, Pyrzyc, Sochaczewa, Wrześni i Szamotuł.

- gleby torfowe

Powstały z roślinności bagiennej w warunkach nadmiernego nawilgocenia. Nie są korzystne dla upraw, dlatego zajęte są głównie przez łąki i pastwiska. Na terenie Polski zajmują ok. 4% powierzchni kraju i występują płatowo na Polesiu Lubelskim i pojezierzach.

- mady rzeczne

Występują na terasach zalewowych dolin rzecznych, są bardzo zasobne w składniki pokarmowe. Ogółem zajmują ok. 5% powierzchni Polski, największy obszar ich występowania znajduje się w delcie Wisły.

- smolice

Wytworzone są z pęczniejących iłów przy udziale roślinności łąkowej lub leśno-łąkowej, są bogate w składniki pokarmowe. Smolice zajmują ok. 0,5% powierzchni Polski i występują w rejonie Kętrzyna, Gniewu nad Wisłą i Pyrzyc.

Genetyczne typy gleb

Rys. Typy genetyczne gleb

4. Gleby niestrefowe, czyli gleby, które mogą powstać w każdej strefie klimatyczno-roślinnej. W Polsce należą do nich:

- gleby inicjalne i słabo wykształcone

Powstają w wysokich partiach gór i nie mają żadnego znaczenia dla rolnictwa. Zajmują ok. 2% powierzchni kraju.

- antropogeniczne

Obejmują gleby ogródków działkowych, gleby zniszczone przez działalność przemysłową i gleby miejskich terenów zielonych.

---