Geografia fizyczna ogólna - matura

GEOGRAFIA FIZYCZNA OGÓLNA
Geografia jako nauka
Geografia jako nauka należy do systemu nauk o Ziemi, który tworzy wraz z geologią, geofizyką i geodezją. Wyniki badań uzyskiwane w każdej z tych dziedzin służą rozwojowi pozostałych i wzajemnie się uzupełniają.
Geografia jest nauką badającą powłokę Ziemi, jej przestrzenne zróżnicowanie pod względem przyrodniczym i społeczno-gospodarczym oraz związki zachodzące między środowiskiem geograficznym a działalnością społeczeństw.
Wprowadza się następujący podział nauk geograficznych:
Geografia fizyczna:
hydrografia - nauka o wodach lądowych
oceanografia - nauka o wodach oceanicznych
meteorologia - nauka o pogodzie
klimatologia - nauka o klimacie
geomorfologia - nauka o rzeźbie Ziemi i procesach ją kształtujących
pedologia - nauka o glebach
biogeografia - nauka o rozmieszczeniu życia na Ziemi
paleogeografia - bada i odtwarza warunki geograficzne na powierzchni Ziemi w minionych epokach geologicznych
glacjologia - nauka o lądolodach i lodowcach
geografia matematyczna (astronomiczna) - zajmuje się ruchami Ziemi i ich konsekwencjami, orientacją na Ziemi
Geografia społeczno-ekonomiczna:
geografia osadnictwa
geografia zaludnienia
geografia przemysłu
geografia komunikacji
geografia rolnictwa
geografia turystyki
geografia polityczna
geografia gospodarki przestrzennej
geografia zasobów przyrodniczych
geografia usług
geografia regionalna

Kartografia
Mapa geograficzna i jej elementy
Mapa jest podstawowym źródłem informacji geograficznej. Nauka o mapach, metodach ich sporządzania i wykorzystywania to kartografia.
Mapa jest rysunkiem przedstawiającym na płaszczyźnie zmniejszony i uogólniony obraz powierzchni Ziemi lub jej części, wykonanym według przyjętych zasad odwzorowania kartograficznego i przy użyciu umownych, symbolicznych znaków umownych.
Mapa tym różni się od planu, że uwzględnia wypukły kształt poziomej powierzchni Ziemi; mapą nie jest globus ani plastyczny model powierzchni (tzw. relief)
Mapa odznacza się następującymi cechami:
jest obrazem wymiernym umożliwiającym pomiar
jest obrazem zmniejszonym a stopień zmniejszenia określa skala (podziałka)
jest obrazem symbolicznym - treść mapy przedstawiana jest za pomocą środków graficznych
jest to obraz uogólniony (zgeneralizowały) - świadomie dokonuje się selekcji treści mapy
Mapa składa się z elementów matematycznych, geograficznych i opisu pozaramkowego:
elementy matematyczne tworzą: odwzorowania matematyczne, skala mapy, punkty geodezyjne
elementy geograficzne mapy to informacje składające się na jej treść przedstawioną za pomocą znaków umownych
opis pozaramkowy uwzględnia przede wszystkim tytuł mapy i jej legendę
Skala jest jednym z zasadniczych elementów mapy. Skala mapy określa stopień zmniejszenia za pomocą stosunku długości na mapie do odpowiadającej jej długości w terenie. Odnosi się ona do wymiarów długości. Jeśli skala wynosi 1: A to stopień zmniejszenia pola wynosi 1 : A2
Na mapie skala może być zapisana jako skala liczbowa np. 1 :100 000 lub jako skala mianowana, np. 1 cm - 1 km bądź skonstruowana jako skala liniowa przedstawiona w postaci prostej linii podzielonej na kilka jednakowych odcinków odpowiadających jednostce miary długości w terenie.
Mapa geograficzna i jej elementy
Mapa jest podstawowym źródłem informacji geograficznej. Nauka o mapach, metodach ich sporządzania i wykorzystywania to kartografia.
Mapa jest rysunkiem przedstawiającym na płaszczyźnie zmniejszony i uogólniony obraz powierzchni Ziemi lub jej części, wykonanym według przyjętych zasad odwzorowania kartograficznego i przy użyciu umownych, symbolicznych znaków umownych.
Mapa tym różni się od planu, że uwzględnia wypukły kształt poziomej powierzchni Ziemi; mapą nie jest globus ani plastyczny model powierzchni (tzw. relief)
Mapa odznacza się następującymi cechami:
jest obrazem wymiernym umożliwiającym pomiar
jest obrazem zmniejszonym a stopień zmniejszenia określa skala (podziałka)
jest obrazem symbolicznym - treść mapy przedstawiana jest za pomocą środków graficznych
jest to obraz uogólniony (zgeneralizowały) - świadomie dokonuje się selekcji treści mapy
Mapa składa się z elementów matematycznych, geograficznych i opisu pozaramkowego:
elementy matematyczne tworzą: odwzorowania matematyczne, skala mapy, punkty geodezyjne
elementy geograficzne mapy to informacje składające się na jej treść przedstawioną za pomocą znaków umownych
opis pozaramkowy uwzględnia przede wszystkim tytuł mapy i jej legendę
Skala jest jednym z zasadniczych elementów mapy. Skala mapy określa stopień zmniejszenia za pomocą stosunku długości na mapie do odpowiadającej jej długości w terenie. Odnosi się ona do wymiarów długości. Jeśli skala wynosi 1: A to stopień zmniejszenia pola wynosi 1 : A2
Na mapie skala może być zapisana jako skala liczbowa np. 1 :100 000 lub jako skala mianowana, np. 1 cm - 1 km bądź skonstruowana jako skala liniowa przedstawiona w postaci prostej linii podzielonej na kilka jednakowych odcinków odpowiadających jednostce miary długości w terenie.
Metody kartograficznego ilustrowania zjawisk
Zjawiska, obiekty i zdarzenia najczęściej przedstawiane są na mapach za pomocą kartograficznych metod, które charakteryzuje poniższy wykaz:
metoda sygnaturowa za pomocą znaków geometrycznych, liter, obrazków, pozwala lokalizować na mapie obiekty ważne, ale tak małe, że nie mogą być pokazane w skali mapy, np. złoża surowców, uprawiane rośliny i hodowane zwierzęta
metoda kropkowa polega na umieszczeniu w miejscach występowania zjawiska kropek, przy czym każdej kropce przyporządkowana jest waga, czyli wartość liczbowa. Zagęszczenie kropek pokazuje intensywność zjawiska. Metoda ta wykorzystywana jest najczęściej do ilustracji rozmieszczenia zaludnienia
metoda powierzchniowa stosowana jest do określania zasięgu danego zjawiska. Linie zasięgu, czyli najdalsze granice, zwykle wyznaczają występowanie rodzajów klimatu, upraw, formacji roślinnych, typów gleb.
metoda izarytmiczna posługuje się izarytmami, czyli izoliniami. Są to linie łączące punkty o tej samej wartości zjawiska. W ten sposób ilustruje się rozkład różnych zjawisk na mapach, np. izobary pokazują rozkład ciśnienia, izohipsy - wysokości, izotermy - wysokości temperatury, izohiety - wielkości opadów, izobaty - głębokości, izohaliny - stopnia zasolenia
metoda kartogramu za pomocą barwy lub szrafu uporządkowanych wg intensywności (od najjaśniejszej do najciemniejszej) przedstawia intensywność zjawiska na danym obszarze - państwa, województwa, powiatu itp.
metoda kartodiagramu za pomocą diagramów umieszczonych na danym obszarze (państwa, województwa, gminy itp.) ilustruje natężenie zjawiska lub jego strukturę. W ten sposób przedstawiana jest wielkość i struktura okręgów przemysłowych, import i eksport, struktura ludności itp.

Miejsce ziemi w układzie słonecznym i we wszechświecie
Miejsce Ziemi we Wszechświecie
Najbliższa Ziemi gwiazda to Słońce - światło z jego powierzchni dociera do nas po 500 s pokonując około 150 mln km (300 tys. km/s * 500 s).
Inne gwiazdy - sąsiadki leżą znacznie dalej - odległość do najbliższej z nich to ponad 4 lata świetlne (1 rok = około 31 mln s; 1 rok świetlny = 31 mln s * 300 tys km/s = około 9460 mld km). Wokół Słońca, w kuli o promieniu około 16 lat świetlnych, znajduje się 30 gwiazd.
Przestrzeń między gwiazdami nie jest całkowicie pusta, bo wypełnia ją rzadki gaz i pył międzygwiazdowy (średnio kilkadziesiąt atomów/cm3).
Gwiezdne sąsiedztwo Słońca jest fragmentem jednego ze znacznie większych zbiorów materii we Wszechświecie. Gwiazdy i materia międzygwiazdowa skupiają się bowiem w galaktykach. Na podstawie wyglądu na zdjęciach wyróżniamy galaktyki:
eliptyczne (o kształcie owalnym),
spiralne (w których świecąca materia, rozciągająca się od jasnego jądra, układa się w kształty przypominające skręcone skrzydła wiatraka, tzw. ramiona),
nieregularne (czyli wszystkie inne).
Galaktyka, w skład której wchodzi Słońce, i której nazwę piszemy dużą literą, jest galaktyką spiralną, liczącą około 200 mld gwiazd. Większość masy Galaktyki skupiona jest w jądrze, które stanowi centrum płaskiego dysku galaktycznego. Ten ostatni tworzą spiralnie skręcone ramiona, w których gromadzą się gwiazdy i gazowo-pyłowa materia międzygwiazdowa. Wokół jądra kuliście, rozciąga się materia wchodząca w skład halo galaktycznego. Jest jej o wiele mniej (tzn. jest znacznie rzadsza) niż w dysku galaktycznym.
Słońce znajduje się praktycznie w środku "grubości" dysku Galaktyki, na skraju jednego z ramion spiralnych, w odległości około 30 tys. lat świetlnych od Centrum (środka jądra) Galaktyki (i około 20 tys. lat świetlnych od jej skraju). Razem z całym Układem Słonecznym obiega Centrum Galaktyki raz na około 220 mln lat (jak Ziemia Słońce raz na rok).
Tak jak gwiazdy skupiają się w galaktyki, tak galaktyki tworzą gromady galaktyk. Przestrzeń między nimi wypełnia niesłychanie rzadka materia międzygalaktyczna (pojedyncze atomy na kilometr sześcienny, w powietrzu mamy około 5*1019 atomów na cm3!).
Ziemia jest jedną z wielu planet, nie zajmuje wyróżnionego miejsca w Układzie Słonecznym; Słońce jest jedną z miliardów gwiazd na uboczu Galaktyki; Galaktyka nie znajduje się w centrum żadnej gromady galaktyk. Miejsce Ziemianina we Wszechświecie jest więc najzupełniej średnie.


Układ Słoneczny
Pod pojęciem Układu Słonecznego rozumiemy Słońce i wszystkie ciała niebieskie, które poruszają się w jego polu grawitacyjnym. Układ Słoneczny powstał ok. 5 mld lat temu z obłoku materii pyłowo-gazowej. Wyróżnia się w nim następujące obiekty: Słońce, planety, księżyce, planetoidy, komety i meteroidy. Oto ich krótka charakterystyka:
Słońce jest gwiazdą i centralnym ciałem Układu. W jego wnętrzu, (jak w każdej gwieździe), zachodzą reakcje jądrowe, dzięki którym Słońce świeci (jak każda gwiazda) światłem własnym. Zbudowane jest głównie z wodoru i helu, które stanowią 99,9% liczby atomów. Resztę stanowią atomy kilkudziesięciu cięższych pierwiastków. Słońce skupia 99,87% masy całego Układu. Ma kształt kuli o średnicy około 109 razy większej od średnicy Ziemi.
Planetą nazywamy obiegające gwiazdę ciało niebieskie, o średnicy ponad 1000 km, wewnątrz którego nie zachodzą reakcje syntezy jądrowej stanowiące źródło energii dla gwiazd.
Planetoidy, zwane też asteroidami lub planetkami, to ciała niebieskie o umownej średnicy od 1 km do 1000 km, często o nieregularnych kształtach, powstałe z rozbicia planety lub z resztek tworzywa Ukłau Słonecznego. Najwięcej ich krąży między orbitami Marsa i Jowisza w pasie planetoid.
Planetka, która obiega większą od siebie planetę, nazywana jest księżycem. Księżyc obiega więc planetę, a z nią Słońce. W Układzie Słonecznym jest 61 księżyców.
Komety są ciałami obiegającymi gwiazdę centralną, przeważnie po wydłużonych orbitach, zbudowanymi głównie z "brudnego" lodu. Ich rozmiary wahają się od 1 do 20 km.
Do meteroidów zaliczamy krążące wokół Słońca małe bryły skał o rozmiarach mniejszych niż kilometr.
W Układzie Słonecznym jest 9 planet. Wszystkie obiegają Słońce w jednym kierunku. Ich orbity, oprócz Merkurego i Plutona, leżą w przybliżeniu w jednej płaszczyźnie. Planety dzielą się na planety ziemiopodobne oraz planety olbrzymie.
Planety ziemiopodobne - Merkury, Wenus, Ziemia, Mars - odznaczają się niewielkimi rozmiarami, dużą gęstością, podobną warstwową budową wewnętrzną i twardą powierzchnią. Każda ma żelazne jądro otoczone płaszczem. Krążą blisko Słońca po ciasno rozmieszczonych orbitach.
Planety olbrzymie - Jowisz, Saturn, Uran i Neptun są wielkie, o małej gęstości, zbudowane głównie z substancji ciekłych i gazowych. Każda z nich ma prawdopodobnie skaliste jądro. Są znacznie oddalone od Słońca i ich orbity dzielą duże odległości.
Pluton jest planetą nietypową - małą, posiadającą twardą powierzchnię (jak ziemiopodobne), ale bardzo oddaloną od Słońca (jak olbrzymie). Charakteryzuje go średnia gęstość. Ma bardzo wydłużoną orbitę leżącą w wyraźnie innej płaszczyźnie niż "średnia" płaszczyzna ruchu innych planet. Ciągle tradycyjnie zaliczany do planet - jest prawdopodobnie największym obiektem w pozaneptunowym, nowo odkrytym pasie lodowych (a nie skalnych) planetoid. Takie bardzo odległe planetoidy odkrywane są lawinowo od 1992 r.
Przestrzeń między ciałami Układu Słonecznego wypełnia międzyplanetarny gaz i pył (około 5 atomów na cm3 w okolicy Ziemi).
Ruch obiegowy Ziemi wokół Słońca i jego następstwa
Ziemia (jak inne planety) dokonuje dwojakiego rodzaju ruchów - ruchu obrotowego wokół własnej osi oraz ruchu obiegowego wokół Słońca. Fakt ten odkrył Mikołaj Kopernik, ogłaszając teorię heliocentryczną. Teoria ta, opisująca ruchy obiegowe wszystkich planet, udoskonalona została przez Johannesa Keplera.
Ruch obiegowy dokonuje się po eliptycznej orbicie wokół Słońca, które nie znajduje się w środku tej elipsy, ale w jednej z jej ognisk. Stąd odległość planet od Słońca zmienia się w czasie ruchu obiegowego. Punkt najbardziej oddalony to aphelium (Ziemia osiąga go ok. 3 lipca gdy oddala się od Słońca na odległość ok. 152 mln km). Miejsce na orbicie, w którym planeta najbardziej zbliża się do Słońca to peryhelium (przez Ziemię osiągane ok. 2 stycznia gdy Ziemia zbliża się do Słońca na odległość 147 mln km).














Ruch obiegowy Ziemi
Planety obiegają Słońce po coraz to bardziej oddalonych od niego orbitach, w następującej kolejności: Merkury, Wenus, Ziemia, Mars, Jowisz, Saturn, Uran, Neptun i Pluton.
Średnia odległość Ziemia - Słońce wynosi 150 mln km.
Jeden pełny obieg Ziemi wokół Słońca trwa 365 dni 5 godzin 48 minut i 49 sekund (rok)

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

Podczas obiegu naszej planety wokół Słońca, oś obrotu Ziemi nachylona jest do płaszczyzny orbity pod kątem 6634’. Stałe położenie osi ziemskiej w przestrzeni podczas ruchu obiegowego jest przyczyną zmieniającego się w rytmie rocznym oświetlenia i ogrzania powierzchni Ziemi.
21 III i 23 IX promienie słoneczne padają na równiku prostopadle do płaszczyzny horyzontu (Słońce góruje w zenicie). Są to dni równonocy - dzień trwa tak samo długo jak noc. 21 III na półkuli północnej rozpoczyna się astronomiczna wiosna, a 23 IX astronomiczna jesień. Poza kołem podbiegunowym północnym od 21 III do 23 IX występują dni polarne, a na półkuli południowej poza kołem podbiegunowym - noce polarne. Od 23 IX do 21 III sytuacja jest odwrotna - dni polarne występują w strefach podbiegunowych na półkuli południowej, a noce polarne na północy.
21 VI promienie słoneczne padają na zwrotniku Raka prostopadle do płaszczyzny horyzontu. Na półkuli północnej jest to najdłuższy dzień w roku - dzień przesilenia letniego. Data ta rozpoczyna astronomiczne lato na półkuli północnej.
22 XII promienie słoneczne padają na zwrotniku Koziorożca pionowo na płaszczyznę horyzontu. Data ta rozpoczyna astronomiczną zimę dla półkuli północnej. Jest to najkrótszy dzień w roku dla tej półkuli.






















Oświetlenie Ziemi w dniach równonocy oraz przesilenia letniego i zimowego

Następstwa ruchu obiegowego Ziemi i nachylenia osi jej obrotu do płaszczyzny orbity:
występowanie stref oświetlenia: strefy międzyzwrotnikowej, dwóch stref umiarkowanych szerokości geograficznych, dwóch stref podbiegunowych, czyli polarnych; w strefie międzyzwrotnikowej Słońce może górować w zenicie (raz w roku - na zwrotnikach; dwa razy na rok gdzie indziej); w strefach polarnych Słońce może być widoczne ponad 24 godziny (dni polarne),
występowanie pór roku, gdyż te same miejsca na Ziemi otrzymują w ciągu roku zmienną ilość ciepła i światła,
zmiany w ciągu roku wysokości Słońca nad horyzontem w momencie górowania,
zmienna długość dnia i nocy w ciągu roku,
zmienne w ciągu roku punkty wschodu i zachodu Słońca na horyzoncie
występowanie stref klimatycznych i podporządkowanych im stref roślinnych i glebowych,
zmieniające się w ciągu roku widoczne gwiazy (stąd gwiazdozbiory letnie i zimowe).
Ruch obrotowy Ziemi i jego skutki
Ruch obrotowy Ziemi dokonuje się wokół jej własnej osi i trwa 23 godziny 56 minut 3,44 sekundy. Okres obrotu Ziemi wokół osi nazywamy dobą. Ruch obrotowy Ziemi, czyli ruch wirowy, dokonuje się z zachodu na wschód, a zatem przeciwnie do pozornego ruchu Słońca (Słońce na niebie przechodzi ze wschodu na zachód, bo Ziemia obraca się z zachodu na wschód).
Następstwa ruchu obrotowego Ziemi wpłynęły na wykształcenie się rytmu zmian w przyrodzie oraz na regulację życia cywilnego ludzi. Do najważniejszych należą:
występowanie dnia i nocy,
widoma wędrówka Słońca i gwiazd po niebie ze wschodu na zachód (stąd np. zmiany wysokości Słońca nad horyzontem obserwowane w ciągu dnia),
spłaszczenie Ziemi na biegunach
powstawanie siły Coriolisa powodującej odchylenia kierunku poruszania się ciał - w prawo na półkuli północnej i w lewo na południowej; podlegają jej m. in.: wiatry, prądy morskie, wody rzek,
konieczność wprowadzenia dobowej rachuby czasu, stref czasowych i związanej z nimi granicy zmiany daty.
Współrzędne geograficzne
Położenie danego punktu na
powierzchni Ziemi określa się za pomocą współrzędnych
geograficznych - szerokości i długości geograficznej.
Obliczanie wartości współrzędnych geograficznych
umożliwiają południki i równoleżniki.
Obie współrzędne - szerokość
i długość geograficzna są kątami i wyrażamy je w mierze
kątowej - w stopniach, minutach i sekundach.
Szerokość geograficzna jest
kątem zawartym między płaszczyzną równika a promieniem Ziemi
przechodzącym przez dany punkt na jej powierzchni. Na północ
od równika liczy się szerokość geograficzną północną, a
na południe - południową. Wartość kąta szerokości
geograficznej wynosi od 0 na równiku do 90 na biegunie. Oznaczamy ją jako N - północną i S - południową.
Długość geograficzna
jest kątem zawartym między półpłaszczyznami południka
początkowego (0) i południka przechodzącego przez określony punkt na powierzchni Ziemi. Południk 0 ustalony został uchwałą Międzynarodowej Unii Geograficznej w 1911 roku wybrano ten, który przechodził przez główny teleskop w obserwatorium astronomicznym w Greenwich w Londynie. Określa się względem niego długość geograficzną.


Szerokość i długość geograficzna
Na zachód od południka
początkowego, czyli zerowego, liczy się długość
geograficzną zachodnią W, na wschód - wschodnią E. Kąt
długości geograficznej wynosi od 0 do 180.
Szerokość i długość
geograficzna są w bezpośrednim związku ze zjawiskami
astronomicznymi. Od szerokości geograficznej zależy między innymi możliwy kąt padania promieni słonecznych, a więc i inne zjawiska z tym związane; z długością geograficzną wiąże się zmiana czasu lokalnego.
Za pomocą południków i równoleżników określamy jednoznacznie położenie danego punktu na Ziemi, możemy także obliczać rozciągłość równoleżnikową i rozciągłość południkową.
Różnica szerokości geograficznej skrajnych punktów obszaru to rozciągłość południkowa, a różnica długości geograficznej skrajnie położonych punktów - rozciągłość równoleżnikowa.
Kształt i rozmiary Ziemi
Ziemia zbliżona jest swoim
kształtem do kuli. W rzeczywistości Ziemia nie jest idealną
kulą, ale nieregularną bryłą, której kształt nazwano geoidą.
Geoida zbliżona jest kształtem do elipsoidy obrotowej, bryły powstałej przez obrót elipsy wokół jej osi. Odchylenie geoidy od elipsoidy ziemskiej tylko gdzieniegdzie przekracza 100 m.



Rzeczywisty kształt Ziemi a geoida

Parametry Ziemi:
średni promień: 6371 km,
powierzchnia: 510 mln km2 - w tym lądy 148 mln km2 (29%),
oceany i morza 362 mln km2 (71%)
objętość: 1083 mld km3
masa: 5,973 x 1024 kg
obwód: 40 030 km
jednostopniowy łuk koła
wielkiego: 111,19 km
jednominutowy łuk koła wielkiego: 1853 m. (mila morska)
Ziemia posiada pole magnetyczne. Nie jest ono stałe. Ulega zmianom dobowym, rocznym i wiekowym. Położenie biegunów magnetycznych nie pokrywa się z położeniem biegunów geograficznych. Kąt, o jaki igła magnetyczna kompasu odchyla się od południka geograficznego, nazywa się deklinacją.
Bieguny magnetyczne położone są na Ziemi w punktach o współrzędnych geograficznych (dane z 1987 r.):
- na Grenlandii, na 78 szerokości geograficznej północnej i 105 długości geograficznej
zachodniej
- na Antarktydzie, na 66 szerokości geograficznej południowej i 105 długości geograficznej wschodniej
Na biegunach magnetycznych igła
busoli ustawia się prostopadle do powierzchni Ziemi.

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

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

W powietrzu znajdują się ponadto składniki i domieszki w zmiennej ilości. Jest to para wodna, a także dwutlenek węgla, którego ilość miejscowo może być większa niż normalnie.
W powietrzu znajdują się też zanieczyszczenia, które są zarówno pochodzenia naturalnego (morskie, lądowe, wulkaniczne, roślinne), jak i antropogenicznego (pyły i gazy).
Domieszki zawarte w atmosferze mają bardzo duże znaczenie dla wielu zachodzących tu procesów, np. para wodna chroni kulę ziemską przed nadmiernym wypromieniowaniem ciepła, tworząc tzw. efekt cieplarniany. Do efektu tego przyczynia się także dwutlenek węgla. Znajdujące się w atmosferze pyły stanowią jadra kondensacji, na których skrapla się para wodna, tworząc chmury i mgły. Zanieczyszczenia pyłowe ograniczają dopływ promieniowania słonecznego do powierzchni Ziemi. Pyły i gazy mogą przyczyniać się do powstawania smogu - mieszaniny mgły i dymu ("smog londyński") lub tzw. smogu fotochemicznego, tworzącego się pod wpływem promieniowania słonecznego w powietrzu silnie zanieczyszczonym spalinami z silników samochodowych.
Wraz z wysokością zmienia się w atmosferze temperatura, a powietrze ulega rozrzedzeniu.
Zróżnicowanie cech fizycznych atmosfery
pozwala wyróżnić w niej 5 warstw. Są to:
Troposfera, warstwa przylegająca do powierzchni Ziemi, sięgająca od około 7 km nad biegunami do 17-18 km
nad równikiem. Odznacza się ona spadkiem temperatury i
wilgotności wraz z wysokością, co następuje wraz z oddalaniem
się od głównych źródeł ciepła i wilgoci, jakimi są dla
atmosfery powierzchnie lądowe i wodne Ziemi. Temperatura spada tu średnio o 0,6C na każde 100 m i na górnej granicy
troposfery nad obszarami międzyzwrotnikowymi wynosi około -70 - -80C.
Stratosfera, sięgająca do około 50 - 55 km, w której w górnej części temperatura powietrza wzrasta do 0C. Na wysokości 20-30 km występuje ozonosfera, warstwa o podwyższonej zawartości ozonu.
Mezosfera, w której ponownie następuje spadek temperatury do około –80 C. Warstwa ta sięga do około 85 km wysokości.
Termosfera, warstwa, w której następuje wzrost temperatury do wartości ponad 1000C. W termosferze pod wpływem promieniowania ultrafioletowego dochodzi do silnej jonizacji gazów. Tę część atmosfery określa się często mianem jonosfery. Występują tu zorze polarne.
Egzosfera, rozciągającą się jeszcze powyżej 600 km. Następuje tu ucieczka gazów atmosferycznych w przestrzeń międzyplanetarną.
Atmosfera stopniowo zanika, nie tworząc granicy z przestrzenią międzyplanetarną.



Budowa atmosfery (wg Rungego)
Temperatura powietrza
Źródłem ciepła na Ziemi jest promieniowanie słoneczne. Powierzchnia Ziemi pochłania je i ogrzewa się, by stać się wtórnym źródłem promieniowania. O temperaturze powietrza, szczególnie w dolnej części atmosfery, decyduje głównie wymiana ciepła z powierzchnią Ziemi.
Średnia temperatura powietrza przy powierzchni Ziemi wynosi 15C, ale rzeczywista wartość temperatury zmienia się wraz z szerokościa geograficzną. Najwyższa średnia roczna temperatura jest w strefie międzyzwrotnikowej, gdzie wynosi 25-28C, a najniższa wokół biegunów - północnego około -23C, południowego około -30C. W Polsce średnia roczna temperatura wwynosi 6C.
Najwyższą wartość temperatury na Ziemi (czyli bezwzględne maksimum) zanotowano na półkuli północnej na Pustyni Libijskiej oraz w Dolinie Śmierci w Kalifornii (57C)
Najniższą wartość temperatury na Ziemi (czyli bezwzględne minimum) zanotowano w rejonie bieguna południowego. Według najnowszych źródeł wynosi ona -91,5C. Na półkuli północnej najniższą wartość zarejestrowano na obszarze Jakucji, między Leną a Indygirką (poniżej -70C).
Do najważniejszych czynników warunkujących temperaturę powietrza na Ziemi należą:
szerokość geograficzna - średnia roczna temperatura powietrza wykazuje spadek ze wzrostem szerokości geograficznej, średnio o około 0,6C na 1 szerokości geograficznej,
wysokość nad poziomem morza - ze wzrostem wysokości temperatura spada średnio o 0,6C na każde 100 m.,
rozkład lądów i mórz - woda nagrzewa się wolniej niż ląd, wolniej też ciepło oddaje, dlatego nad dużymi obszarami wodnymi zimą jest cieplej niż nad lądami, a latem chłodniej,
prądy morskie - ciepłe ogrzewają powietrze, a zimne ochładzają,
rodzaj podłoża i pokrycie terenu - mają tu znaczenie barwa, właściwości cieplne i wilgotność: powierzchnie jasne (śnieg, piasek) odbijają więcej promieniowania niż ciemne (ugór, drogi); nagi grunt (np. piasek) nagrzewa się silniej niż pokryty roślinnością; suche podłoże nagrzewa się bardziej niż wilgotne itp.,
ekspozycja stoków - na półkuli północnej stoki południowe otrzymujące więcej energii i nagrzewają się szybciej, na półkuli południowej odwrotnie - szybciej nagrzewają się stoki północne.
Na mapach rozkład temperatury powietrza pokazuje się za pomocą izoterm. Należy zwrócić uwagę na spadek ich wartości od równika do bieguna (wpływ szerokości geograficznej), wyginanie się tych linii na granicy lądów i oceanów (wpływ odmiennie nagrzewających się lądów i oceanów) oraz na przesunięcie izotermy 0C w styczniu na północ poza koło podbiegunowe (tu: wpływ ciepłego prądu Zatokowego).
Ciśnienie atmosferyczne
Ciśnienie atmosferyczne jest wynikiem nacisku masy atmosfery na powierzchnię Ziemi. Ciśnienie maleje wraz z wysokością, gdyż im wyżej od powierzchni Ziemi, tym mniejszy ciężar słupa powietrza. Rozkład ciśnienia na Ziemi uwarunkowany jest nierównomiernym rozkładem temperatury. Nad obszarami ciepłymi, odznaczającymi się wyższą temperaturą, powietrze unosi się ku górze i w dolnej warstwie staje się rzadsze, przez co następuje spadek ciśnienia. Powietrze o niskiej temperaturze jest cięższe, cechuje je wyższe ciśnienie. W atmosferze niskie ciśnienie charakterystyczne jest dla wznoszącego się ciepłego powietrza, a wysokie ciśnienie dla osiadającego powietrza.
W atmosferze mamy więc do czynienia z obszarami o podwyższonym lub obniżonym ciśnieniu. Można to zobaczyć na mapach ciśnienia, na których za pomocą izobar rysuje się układy baryczne.



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

Do głównych układów barycznych należą:
niż - na mapach rozkładu ciśnienia zaznacza go układ zamkniętych izobar z ciśnieniem malejącym do środka
wyż - określa go układ zamkniętych izobar z najwyższą wartością w środku układu
zatoka niskiego ciśnienia - to obszar obniżonego ciśnienia położony między obszarami o ciśnieniu wyższym
klin wysokiego ciśnienia - położony jest pomiędzy obszarami o ciśnieniu niższym
Zagęszczenie izobar na mapie informuje o dużych różnicach ciśnienia. Różnice ciśnienia atmosferycznego wywołują naturalną dążność do jego wyrównania. Tak powstaje wiatr, który jest poziomym ruchem powietrza, wywołanym różnicą ciśnienia i przemieszczającym się od obszarów wysokiego do obszarów niskiego ciśnienia. Wiatr wiejąc odchyla się pod działaniem siły Coriolisa (związanej z ruchem obrotowym kuli ziemskiej), na półkuli północnej na prawo, na półkuli południowej na lewo.
Wiatr, prądy wstępujące i zstępujące tworzą ogólne krążenie powietrza atmosferycznego nad powierzchnią Ziemi, nazywane cyrkulacją atmosfery. Jego przyczyną jest nierównomierny dopływ energii do powierzchni Ziemi, powodujący duże różnice temperatury między równikiem i biegunami. Te wywołują różnice ciśnienia atmosferycznego, uruchamiające przemieszczanie się powietrza. Kierunek ruchu mas powietrznych od wyżu do niżu jest odchylany przez siłę Coriolisa i ostatecznie na kuli ziemskiej wytworzyły się stałe strefy ciśnienia: równikowa bruzda niskiego ciśnienia w szerokościach umiarkowanych oraz wyższe okołobiegunowe. Pomiędzy poszczególnymi strefami ciśnienia ukształtowały się odmienne systemy cyrkulacji atmosferycznej. Na cyrkulację wpływa także rozkład oceanów i kontynentów (nad lądami tworzą się latem niże, a w zimie wyże).



Cyrkulacja powietrza
Stałe i okresowe wiatry na Ziemi
Do stałych wiatrów na Ziemi należą pasaty, wiatry zachodnie w szerokościach umiarkowanych oraz wiatry wschodnie w szerokościach podbiegunowych. Mechanizm powstawania tych wiatrów jest następujący:
pasaty - są to wiatry wiejące od wyżów podzwrotnikowych do równikowej bruzdy niskiego ciśnienia. W strefie równikowej silnie nagrzane powietrze unosi się do góry, co prowadzi do spadku ciśnienia atmosferycznego. Wznoszące się powietrze oziębia się i na wysokości kilkunastu kilometrów rozpływa się w kierunku biegunów, jednak pod działaniem siły Coriolisa przemieszcza się na prawo na półkuli północnej, a na lewo na półkuli południowej, tzm. z zachodu na wschód. Powietrze to osiada w strefach około 30-35 szerokości geograficznej północnej i południowej, prowadząc do powstania tu strefy wyżów. Osiadające w wyżach powietrze rozpływa się - częściowo w stronę niżu równikowego, częściowo ku wyższym szerokościom. Wiatry wiejące od wyżów podzwrotnikowych w stronę równika to pasaty, wiatry NE na półkuli północnej i SE na południowej. Są to wiatry o bardzo dużej stałości kierunku i prędkości 3-6 m/s.
wiatry zachodnie - to wiatry wiejące od wyżów podzwrotnikowych ku wyższym szerokościom geograficznym, skręcające na prawo na półkuli północnej i na lewo na południowej, a więc wiejące z zachodu na wschód. Na półkuli północnej są one silnie zniekształcone przez obecność lądów - powierzchni o większej szorstkości, cieplejszej od wody latem i chłodniejszej zimą. Na półkuli południowej natomiast wiatry te są bardzo regularne i osiągają większe prędkości. Znane są tam jako tzw. “ryczące czterdziestki” oraz “wyjące pięćdziesiątki”.
wiatry wschodnie - wieją od wyżów podbiegunowych w stronę szerokości umiarkowanych. Jest to rozpływ osiadającego nad biegunami chłodnego, ciężkiego powietrza, które pod wpływem siły Coriolisa przemieszcza się ze wschodu na zachód. Na półkuli północnej nad lądami fale tego chłodnego powietrza sięgają czasami daleko na południe: aż do Europy Środkowej i południowych stanów USA.

W górnej troposferze i dolnej stratosferze stwierdzono występowanie tzw. prądów strumieniowych, czyli wiatrów wiejących z prędkością 60-80 m/s, a czasami dochodzącą nawet do 150 m/s. Występują one zwłaszcza nad umiarkowanymi szerokościami geograficznymi.
W strefach kontaktu powietrza o różnych właściwościach tworzy się powierzchnia frontu atmosferycznego. Przy napływie powietrza ciepłego napierającego na chłodną masę mówimy o froncie ciepłym, a przy napływie chłodnego, wypierającego ustępującą masę ciepłego powietrza - o froncie chłodnym.
Zmienne wiatry to sezonowo zmieniające kierunek monsuny, bryzy zmieniające kierunek w cyklu dobowym, podobnie jak wiatry górskie i dolinne.



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


Kierunki wiania wiatru w Azji Południowej - monsun zimowy (po lewej) i letni (po prawej)
Masy powietrzne i fronty atmosferyczne
Powietrze w troposferze składa się z wielkich objętości (o wymiarach poziomych tysięcy kilometrów) o jednorodnej temperaturze i wilgotności, nazywanych masami powietrznymi. Na kuli ziemskiej wyróżnia się masy powietrzne:
- arktyczne (antarktyczne) -- PA
- polarne -- PP
- zwrotnikowe -- PZ
- równikowe -- PR

Ponadto rozróżnia się powietrze morskie (PAm, PPm i PZm - wilgotne) i kontynentalne (PAk, PPk i PZk - suche), z wyjątkiem równikowego, które wszędzie jest wilgotne. Powietrze morskie latem jest chłodniejsze, a zimą cieplejsze od kontynentalnego.
Masy powietrzne, w wyniku ogólnej cyrkulacji atmosfery, stale przemieszczają się nad kulą ziemską. W wyniku tego masy zmieniają swoje pierwotne właściwości, tj. ulegają transformacji: ogrzewają się lub ochładzają, wzbogacają się w wilgoć lub ją tracą.
Napływające powietrze może być chłodniejsze lub cieplejsze od podłoża.
Powietrze chłodniejsze od podłoża to powietrze chłodne, które od podłoża się ogrzewa. Rozwijają się prądy wznoszące, powstają chmury kłębiaste, mogą wystąpić opady przelotne.
Powietrze cieplejsze od podłoża to powietrze ciepłe, które od podłoża się ochładza. Jeśli powietrze zawiera mało wilgoci, ustala się pogoda bezchmurna, a jeśli jest dostatecznie wilgotne, to powstają niskie chmury warstwowe lub mgły.
Poszczególne typy mas powietrznych są od siebie oddzielone powierzchniami przejściowymi, zwanymi powierzchniami frontowymi. Powierzchnie te są zawsze bardzo silnie pochylone w stronę powietrza chłodniejszego. Linia przecięcia powierzchni frontowej z powierzchnią ziemi nosi nazwę linii frontu. Całość zjawiska to front atmosferyczny.
Rodzaje frontów:
ciepły - kiedy powietrze ciepłe napływa nad ustępujące powietrze chłodne,
chłodny - kiedy powietrze chłodne wciska się pod powietrze ciepłe i wypycha je,
zokludowany - kiedy w wyniku połączenia frontu chłodnego i ciepłego po obu stronach frontu przy powierzchni ziemi jest powietrze chłodne, a powietrze ciepłe jest wyparte do góry.




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

Każdemu rodzajowi frontu towarzyszą charakterystyczne zmiany pogody.
Front ciepły: przed frontem występuje stopniowy wzrost zachmurzenia, jednostajne opady i spadek ciśnienia atmosferycznego, a po przejściu wzrost temperatury, stabilizacja ciśnienia i rozpogodzenie.
Front chłodny: tuż przed frontem następuje rozwój zachmurzenia z opadami przelotnymi deszczu lub śniegu, niekiedy z burzą, a po przejściu frontu spadek temperatury i wzrost ciśnienia atmosferycznego, później rozpogodzenie.
Front zokludowany: szeroka strefa zachmurzenia występuje przed i za frontem, z nią związane są długotrwałe opady; przed frontem spadek, a za frontem wzrost ciśnienia, temperatura praktycznie się nie zmienia.
Fronty zawsze związane są z niżami. W rzeczywistości niże powstają na frontach dzielących różne typy mas powietrznych, w wyniku zafalowania linii frontu.



Powstawanie i ewolucja cyklonu w umiarkowanych szerokościach geograficznych (na półkuli północnej)
Fala powstała na linii frontu pogłębia się i powstaje rozległy wir - cyklon, w środku którego ciśnienie atmosferyczne szybko spada. Cyklony takie powstają w umiarkowanych szerokościach geograficznych, gdzie przemieszczają się z zachodu na wschód.
Opady atmosferyczne
Opady atmosferyczne to spadająca z chmur na powierzchnię Ziemi woda w postaci ciekłej lub stałej jako deszcz, śnieg, grad, krupy. Wielkość opadów mierzy się wysokością warstwy spadłej wody w milimetrach. Opady atmosferyczne są elementem obiegu wody w układzie: Ziemia (parowanie wody) - atmosfera (kondensacja pary wodnej, powstawanie chmur) - Ziemia (powrót wody na Ziemię w postaci opadów i osadów). Parowanie obejmuje ogólnie przemianę wody, polegającą na przejściu ze stanu ciekłego w gazowy. Tak woda przedostaje się do atmosfery. W powstawaniu opadów istotne jest przejście wody ze stanu gazowego w płynny, co nazywamy kondensacją pary wodnej, czyli skropleniem. Do skroplenia potrzebne są jądra kondensacji. Są to najczęściej higroskopijne cząstki soli morskiej, przedostające się do atmosfery z powierzchni oceanów i mórz. Chmury są skupieniem produktów kondensacji (kropli wody i kryształków lodu) w atmosferze. Jeśli krople wody lub kryształki lodu osiągną tak duże rozmiary, że nie mogą się utrzymać w stanie zawieszonym - wypadają z chmur głównie w postaci deszczu lub śniegu.
Produktami kondensacji pary wodnej zawartej w powietrzu są także mgły i osady (rosa, szron, sadź, gołoledź).
Rozkład opadów na Ziemi jest nierównomierny. Wpływa na to kilka czynników:
szerokość geograficzna - wraz z jej wzrostem opady maleją, ponieważ ze spadkiem temperatury zmniejsza się zawartość pary wodnej w atmosferze. Spadek ilości opadów nie jest jednak równomierny, ponieważ w strefach niskiego ciśnienia (równikowa, umiarkowana) opady są wyższe, a w strefach wysokiego ciśnienia (podzwrotnikowa, okołobiegunowa) - niższe,
oddalenie od oceanów - w miarę oddalania od oceanu opady zwykle maleją, ale istotne znaczenie ma też przeważający kierunek cyrkulacji: od strony napływu wilgotnych mas powietrznych opady są wyższe, natromiast od strony przeważającej cyrkulacji znad lądu nawet bezpośrednio na wybrzeżu opady mogą być bardzo skąpe,
wysokość nad poziomem morza - wraz ze wzrostem wysokości opady zwiększają się, lecz tylko do pewnej wysokości (wyżej tzw. inwersja opadowa),
rzeźba terenu - wpływa poprzez ekspozycję zboczy: wystawione na napływ wilgotnych mas powietrznych otzrymują znaczne ilości opadów, a po stronie przeciwnej powstaje tzw. cień opadowy,
prądy morskie - prądy ciepłe sprzyjają wzrostowi opadów, zimne natomiast ich zmniejszeniu.
Największe ilości opadów na świecie spadają w Czerrapundżi, w indyjskiej prowincji Assam - średnio 11 000 mm w ciągu roku.
Ogólnie biorąc, na Ziemi najwięcej opadów przypada na strefę klimatyczną równikową między 10 szerokości geograficznej N i 10 szerokości geograficznej S, gdzie występują deszcze związane z wstępującymi silnymi ruchami mas powietrza. Opady wynoszą tu około 2000 mm i więcej w ciągu roku.
W stronę zwrotników opady maleją, osiągając minimum w strefie wyżów podzwrotnikowych, nie przekraczają tu 250 mm. W szerokościach umiarkowanych opady wzrastają do 500-1000 mm, po czym znowu maleją ku biegunom, gdzie wynoszą poniżej 250 mm.
Na Ziemi opady odznaczają się także zróżnicowanym przebiegiem w ciągu roku. Wyróżnia się tu typy:
równikowy - opady całoroczne z dwoma maksimami w okresach równonocy,
zwrotnikowy - z porą deszczową w okresie najwyższego położenia Słońca, trwającą kilka miesięcy. W strefie wyżów zwrotnikowych występują pustynie, gdzie opady występują rzadko lub jest całkowity ich brak,
typ monsunów zwrotnikowych - pora deszczowa latem i sucha zimą
podzwrotnikowy - z minimum opadów w okresie lata i z opadami głównie w chłodnej porze roku
kontynentalny umiarkowanych szerokości - niewielkie opady całoroczne z maksimum w okresie lata i minimum zimą,
morski umiarkowanych szerokości - opady całoroczne z przewagą zimowych
polarny - bardzo niskie opady całoroczne
Czynniki geograficzne klimatu
Klimat każdego miejsca i obszaru zależy od łącznego wpływu różnych czynników geograficznych. Są to:
szerokość geograficzna - wiąze się z nią ilość energii słonecznej dopływającej do powierzchni Ziemi, uwarunkowana wysokością Słońca nad horyzontem w południe oraz długością dnia, a w konsekwencji zróżnicowanie temperatury powietrza; wraz z szerokością geograficzną zmieniają się układy ciśnienia atmosferycznego i kierunek cyrkulacji, co wraz ze zróżnicowaniem temperatury warunkuje strefowy rozkład klimatów na kuli ziemskiej;
rozkład lądów i mórz - ląd i morze w różnym tempie nagrzewają się i oddają ciepło, a także w różnym stopniu stanowią źródło pary wodnej, jaka może ulec wyparowaniu z podłoża. W wyniku tego klimat kontynentalny odznacza się ciepłym latem i chłodną (często mroźną) zimą, małym zachmurzeniem i niskimi opadami (z maksimum w lecie), podczas gdy w klimacie morskim lata i zimy są łagodne, duża wilgotność powietrza, duże zachmurzenie i wysokie opady w ciągu całego roku;
wysokość nad poziomem morza - wraz ze wzrostem wysokości spada ciśnienie i temperatura, wzrasta wilgotność powietrza powietrza, zachmurzenie i opady, w wyniku czego w górach występują piętra klimatyczne;
rzeźba terenu - nachylenie zboczy w stosunku do stron świata warunkuje ilość dopływającego promieniowania słonecznego; wystawa zboczy na napływ wilgotnych mas powietrznych wpływa na zwiększenie ilości opadów, podczas gdy na zboczach zawietrznych powstaje tzw. cień opadowy. W dolinach i kotlinach tworzą się zastoiska chłodnego powietrza (inwersje temperatury). W dolinach rozwijają się systemy cyrkulacji lokalnych;
prądy morskie - wpływają na temperaturę powietrza w swoim sąsiedztwie: prądy ciepłe działają ocieplająco, prądy chłodne ochładzająco. Prądy ciepłe sprzyjają wzrostowi ilości opadów, prądy chłodne - ich zmniejszeniu;
pokrycie terenu - szata roślinna, pokrywa śnieżna, zabudowa terenu wpływają na klimat obszarów, na których występują - głównie w skali lokalnej.
Na klimat wpływa ponadto działalność człowieka. Zmiany pokrycia terenu, zanieczyszczenia powietrza i dopływ ciepła ze sztucznych źródeł wpływają silnie na klimat lokalny tych obszarów, na powstawanie kwaśnych deszczów, tzw. dziury ozonowej i inne.
Spośród podanych czynników jedynie szerokość geograficzna ma charakter strefowy, pozostałe czynniki natomiast tę strefowość zakłócają. Dlatego na tej samej szerokości geograficznej występują w różnych obszarach klimaty bardzo się od siebie różniące.
Strefy klimatyczne na Ziemi
Klimat jest to typowy przebieg pogody nad jakimś obszarem, ustalony na podstawie wieloletnich obserwacji. W celu poznania różnorodności klimatów, a także prawidłowości w ich rozmieszczeniu na kuli ziemskiej, opracowano podziały klimatów. W Polsce najczęściej stosowany jest podział (regionalizacja) klimatów autorstwa W. Okołowicza. Regionalizacja ta jest nzamieszczona w szkolnych atlasach geograficznych. W regionalizacji tej wyróżniono na każdej półkuli pięć stref klimatycznych, a wobrębie stref wydzielono typy klimatu, różniące się temperaturą, ilością opadów i ich przebiegiem w ciągu roku.


Strefy klimatyczne:
I Strefa klimatów równikowych - strefę tę charakteryzuje wysoka - powyżej 20C - średnia temperatura we wszystkich miesiącach. Roczna amplituda temperatury jest niewielka, do kilku stopni, np. na oceanach 1-2C, na lądach z reguły do 5C. Opady są najwyższe przy zenitalnym położeniu Słońca. Pory roku wyznacza przebieg opadów w ciągu roku. Blisko równika brak jest wyraźnej pory deszczowej, rozkład opadów w ciągu roku jest równomierny, jedynie przy zenitalnym położeniu Słońca jest ich wzrost. W miarę oddalania się od równika ilość opadów maleje. Pojawia się pora sucha - coraz dłuższa w miarę oddalania się od równika.
II Strefa klimatów zwrotnikowych - temperatura w najchłodniejszym miesiącu wysoka - od około 20C do 10C. Charakterystyczne jest w tej strefie występowanie temperatury wyższej niż w pozostałych strefach oraz duże amplitudy dobowe temperatury. Klimat ten występuje na obszarach wokół zwrotników, gdzie obecność stałych wyżów i związany z nimi zstępujący ruch powietrza ogranicza opady. Jest to najbardziej pustynna i sucha strefa klimatyczna Ziemi. Wyjątkiem jest klimat zwrotnikowy monsunowy, gdzie opady są wysokie w letniej porze roku.
III Strefa klimatów podzwrotnikowych - jedną z cech różniących klimat podzwrotnikowy od zwrotnikowego jest spadek temperatury w zimie poniżej 10C, a nawet poniżej 0C, zwłaszcza w klimatach kontynentalnych. Możliwy jest więc opad śniegu, nie zalegający jednak na nizinach trwałą pokrywą. Latem temperatura jest wysoka. Opady w tej strefie występują głównie w porze zimowej, z wyjątkiem obszarów monsunowych, gdzie są to obfite opady letnie.
Właściwy tej strefie jest klimat śródziemnomorski, czyli podzwrotnikowy morski. W tej odmianie lato jest gorące i suche, zima łagodna, z temperaturą średnio około 10 C. Wykształcił się on głównie w basenie Morza Śródziemnego, ale zbliżona temperatura i opady są również m. in. w Kalifornii, na południowym skraju Afryki, na południu Australii.
IV Strefa klimatów umiarkowanych - strefa ta występuje w dwóch odmianach - ciepłej i chłodnej. W odmianie ciepłej temperatura w trzech miesiącach letnich przekracza 15C, a w chłodnej temperatura w dwóch miesiącach letnich waha się od 10 do 15C, przy czym w klimatach kontynentalnych może osiągać nawet więcej. Opady nie ograniczają się do jednej pory roku - w klimatach morskich są całoroczne, z przewagą na jesieni i w zimie, a w lądowych, przejściowych i monsunowych dominują latem. Tę strefę klimatyczną cechuje duża różnorodność typów klimatu - od morskich i przejściowych do lądowych, monsunowych i pustynnych. Zróżnicowane warunki termiczne w ciągu roku pozwalają wyróżnić co najmniej cztery pory roku (w klimatach przejściowych wyróżnia się ich sześć). Różnice temperatury w lecie i w zimie powodują duże amplitudy roczne - w głębi kontynentów sięgają one powyżej 45C.
V Strefa klimatów okołobiegunowych - temperatura w najcieplejszym miesiącu nie przekracza 10C w klimacie subpolarnym, a w polarnym jest niższa od 0C. Opady, z przewagą śnieżnych, są pod względem ilości porównywalne z opadami na gorących pustyniach - wynoszą około 250 mm i mniej w ciągu roku.
Strefa ta odznacza się silnym niedostatkiem oświetlenia, zwłaszcza podczas długiej nocy polarnej.
Najsurowsze warunki klimatyczne w tej strefie ma Antarktyda.
Uwzględnione w charakterystyce temperatura powietrza, opady, wraz z typowymi w danej strefie klimatycznej wiatrami są to elementy klimatu. Ich wartości, przebieg w ciągu roku są następstwem oddziaływania zespołu przyczyn, nazywanych czynnikami geograficznymi. Zależności elementów klimatu od czynników geograficznych nazywamy prawidłowościami klimatycznymi. Oto podstawowe prawidłowości klimatyczne na Ziemi:
wraz ze wzrostem wysokości n.p.m. temperatura powietrza spada średnio o 0,6C na 100 m wysokości.
średnia roczna temperatura powietrza wykazuje spadek wraz ze wzrostem szerokości geograficznej o około 0,6C na 1 stopień szerokości geograficznej
obszary leżące bliżej oceanów otrzymują większe sumy opadów niż obszary w głębi kontynentów
w lecie temperatura powietrza nad morzami jest niższa niż nad lądami, w zimie odwrotnie: nad morzami jest znacznie wyższa niż nad lądami
ciepły prąd morski płynący w pobliżu lądu powoduje wzrost ilości opadów na lądzie, zimny prąd zmniejsza ilość opadów na lądzie
w strefie równikowej deszcze padają w ciągu całego roku, zaznacza się jednak ich szczególne natężenie w okresach po zenitalnym górowaniu Słońca
w górach roczne sumy opadów są większe niż na nizinach i wzrastają do pułapu chmur deszczonośnych. Powyżej opady maleją, co nazywamy inwersją opadową.

Hydrosfera
Obieg wody w przyrodzie
Hydrosfera jest wodną powłoką Ziemi przenikającą atmosferę i skorupę ziemską. Obejmuje wody występujące w przyrodzie w postaci gazowej, ciekłej i stałej. Hydrosferę stanowią: oceany, morza, jeziora, rzeki, bagna, pokrywa śnieżna, lodowce kontynentalne (lądolody), lodowce górskie, lód gruntowy (trwała marzłoć), wody podziemne oraz para wodna występująca w atmosferze (w troposferze) i skorupie ziemskiej.
Hydrosfera pokrywa 70,8% powierzchni Ziemi w postaci wód otwartych i 2,5% powierzchni w postaci lodowców. Cechuje ją stałość zapasów wodnych (ok. 1,3 mld km3). Gromadzi ona głównie wody słone. Wody słodkie stanowią jedynie 2,5% objętości hydrosfery; najwięcej wód słodkich magazynują lodowce (69% wody słodkiej hydrosfery) i wody podziemne (30%).
Energia cieplna Słońca oraz siła ciężkości sprawiają, że wody hydrosfery są w ruchu; woda przemieszcza się ciągle między atmosferą, hydrosferą i litosferą w strefie obejmującej ok. 0,8 km litosfery do ok. 16 km atmosfery. Obieg wody w przyrodzie jest nazywany cyklem hydrologicznym. Dzieki energii cieplnej Słońca woda paruje, dostarczając wilgoci do tworzenia chmur, a w konsekwencji opadów atmosferycznych. Głównym źródłem dopływu wilgoci do atmosfery są oceany; z ogólnej sumy opadów prawie 80% trafia bezpośrednio do ocenów i mórz, a tylko 20% na kontynenty. Ta woda, która w postaci opadów trafia na kontynenty częściowo wyparowuje z powierzchni lądów z powrotem do atmosfery, część jej spływa po powierzchni dając odpływ powierzchniowy w postaci rzek do mórz, część natomiast wsiąka do gruntu i przenika do wód podziemnych dając odpływ podziemny ku różnym naturalnym odbiornikom wody (źródła, bagna, rzeki, jeziora, morza). Część wód opadowych w postaci śniegu, lodu i lodowców (górskich i kontynentalnych) jest zatrzymywana (retencjonowana) na powierzchni i okresowo jest wyłączona z obiegu. W każdym ogniwie obiegu cząsteczka wody przynajmniej dwa razy zmienia stan skupienia: z fazy gazowej w ciekłą lub stałą i z powrotem w gazową.
Zamknięty cykl krążenia wody między oceanem, atmosferą i kontynentem nosi nazwę dużego obiegu wody; krążenie wody pomiędzy atmosferą i kontynentem lub atmosferą i oceanem jest nazywane małym obiegiem wody.
W cyklu hydrologicznym wyróżnia się:
fazę atmosferyczną (obejmuje: parowanie wody, przenoszenie pary wodnej w atmosferze i jej kondensację),
fazę lądową (obejmuje: opad atmosferyczny, odpływ powierzchniowy, wsiąkanie, odpływ podziemny i różne formy retencji wody).
Obieg wody w przyrodzie można opisać za pomocą bilansu wodnego, czyli równania wyrażającego ilościowo zależność między elementami krążenia wody w przyrodzie, przez porównanie ilości wody zasilającej obszar (przychód wody) i ubywającej z niego (rozchód wody). Bilans wodny dotyczy zawsze określonego obszaru (zlewni, dorzecza, zlewiska, kontynentu, globu ziemskiego) i czasu (np. roku hydrologicznego, wielolecia).
Wody krążące w przyrodzie w ogólnej swej masie pozostają bez zmian, co oznacza, że cykl hydrologiczny jest zamknięty. Co roku w dużym obiegu wody uczestniczy około 577 tys. km3 wody, co stanowi zaledwie 0,04% zapasów wodnych hydrosfery.
Tempo wymiany wody w poszczególnych ogniwach jej obiegu jest różne. Najszybciej woda wymienia się w atmosferze, bo co 8-10 dni, w rzekach wymina trwa od 12 do 25 dni, w jeziorach średnio 3 lata, wody podziemne ulegają wymianie w tempie od kilku do 5000 lat, wody Oceanu Światowego ulegają wymianie co 3000 lat, woda zmagazynowana w lodowcach co 8000 lat.
Hydrosfera jest tą sferą biosfery, w której powstało życie.
Wody mórz i oceanów
Ocean Światowy, zwany też Wszechoceanem, jest słoną powłoką wodną kuli ziemskiej. Jest to główna część zapasów wodnych hydrosfery obejmująca ogół oceanów i mórz. Zajmuje 71% powierzchni Ziemi (361,3 mln km2), na półkuli pn. 61% pow., na pd. - 81%; magazynuje 1,34 mld km3 wody; średnia głębokość osiąga 3704 m, największa - 11 034 m (w Rowie Mariańskim).
Kontynenty i archipelagi wysp dzielą Oean Światowy na oddzielne, łączące się ze sobą części; według Międzynarodowego Biura Hydrograficznego są to oceany:
Spokojny (Wielki, Pacyfik), największy o pow. 178,7 mln km2 (prawie 50% wód Oceanu Światowego), magazynuje 707,1 mln km3 wody (53% objętości wód Wszechoceanu); średnia głębokość sięga 3957 m, największa 11 034 (w Rowie Mariańskim,
Atlantycki (Atlantyk), zajmuje powierzchnię 91,7 mln km2 (25% powierzchni Oceanu Światowego), magazynuje 330,1 mln km3 wody (25% wód Wszechoceanu), średnia głębokość wynosi 3602 m, największa 9218 m (w Rowie Puerto Rico),
Indyjski, zajnuje powierzchnię 76,2 mln km2 (21% powierzchni Oceanu Światowego), magazynuje 284,6 mln km3 wody (21% wód Wszechoceanu), średnia głębokość wynosi 3736 m, największa 7450 m (w Rowie Jawajskim), zlewisko 20,7 mln km2 (15,3% powierzchni kontyne

Lodowaty Północny (Arktyczny); najmniejszy o powierzchnię 14,7 mln km2 (4% powierzchni Oceanu Światowego), magazynuje 18,0 mln km3 wody (1% wód Wszechoceanu), średnia głębokość 1225 m, największa 5527 m (w strefie pęknięć Nansena).
Każdy z oceanów ma swoistą budowę geologiczną i geomorfologiczną, samodzielny system prądów morskich i cyrkulacji wód oraz własny ustrój hydrobiologiczny. Granice między nimi są umowne.
Wody Oceanu Światowego obejmują także morza, zatoki i cieśniny.
Morze jest wyodrębnioną część oceanu, zwykle przylegającą do kontynentu, oddzieloną od otwartych wód oceanicznych łańcuchami wysp, półwyspami lub podwodnymi progami, utrudniającymi wymianę wód głębinowych.
Morza zajmują ok. 40 mln km2 , co stanowi 11% powierzchni Oceanu Światowego. Ze względu na warunki wymiany wód morskich z wodami oceanicznymi wyróżnia się morza:
przybrzeżne, położone na skrajach wielkich basenów oceanicznych, częściowo lub w całości w zasięgu szelfu kontynentalnego, odznaczające się łatwą wymianą wód z oceanem (np. M. Północne, M. Ochockie);
śródziemne, otoczone przez lądy, połączone z oceanem wąskimi i na ogół płytkimi cieśninami; wśród nich wyróżnia się m. międzykonytynentalne, zazwyczaj duże i głębokie (np. M. Śródziemne, M. Czerwone) i wewnątrzkontynentalne, szelfowe, stosunkowo niewielkie i płytkie (np. M. Bałtyckie, M. Białe);
międzywyspowe (girlandowe, śródwyspowe), oddzielone od wód otwartego oceanu wyspami i archipelagami (np. M. Koralowe, M. Banda).
Ze względu na stopień izolacji od oceanu wydziela się morza:
otwarte, łączące się bezpośrednio z oceanem, szerokie i głębokie przejścia umożliwiają swobodną wymianę ich wód zarówno powierzchniowych jak i głębinowych (np. M. Północne, M. Norweskie, M. Arabskie),
półzamknięte, oddzielone od oceanu wyspami, półwyspami lub wysokimi podwodnymi progami ograniczajacymi swobodną wymianę głębokich wód (np. M. Bałtyckie, M. Czerwone),
zamknięte, izolowane od wód oceanu (np. M. Aralskie, M. Kaspijskie).
Niektóre morza przybrzeżne są nazywane zatokami (np. Zat. Hudsona, Zat. Gwinejska). Morzem nazywa się również wielkie jeziora o znacznym zasoleniu wód (np. M. Kaspijskie, M. Martwe), a także niektóre części otwartych wód oceanicznych, położone niekiedy dość daleko od lądu (np. M. Sargassowe, M. Norweskie).
Geologicznie morza są tworami młodymi; prawie wszystkie (w granicach zbliżonych do dzisiejszych) powstały w trzeciorzędzie, a ostatecznie zostały ukształtowane w czwartorzędzie.
Morza głębokie (tzw. oceaniczne) są pochodzenia tektonicznego, morza płytkie (tzw. kontynentalne) powstały w wyniku zatopienia przez wody oceaniczne brzeżnych części kontynentów. Głębokość mórz jest zróżnicowana; najpłytsze jest M. Azowskie (średnia głęb. 9 m), do najgłębszych należą M. Karaibskie (do 7680 m) i Banda (do 7440 m).
Budowa geologiczna dna oceanu
Skorupa ziemska ma pod Oceanem Światowym odmienną budowę niż w obrębie kontynentów. Osiąga ona grubość 6-7 km i jest zbudowana ze skał osadowych o średniej miąższości 300-500 m (skał tych nie ma na szczytach grzbietów śródoceanicznych), pod którymi występuje kompleks skał krystalicznych; górną część tego kompleksu (grubość 0,7-2 km) tworzą bazalty toleitowe, w górze w postaci law poduszkowych, w dole w postaci zespołu dajkowego, dolną zaś prawdopodobnie gabra hornblendowe, dioryty, diabazy i serpentynity. W pasie grzbietów śródoceanicznych skorupa ziemska jest bardzo ścieśniona i w jej głąb wnika rozgrzana materia górnego płaszcza; w strefach przejściowych (łuki wysp, morza marginalne) natomiast skorupa ziemska jest pogrubiona (w starych łukach nawet do 35 km).
Nowe dno oceanu tworzy się w dolinach ryftowych, stanowiących oś grzbietów śródoceanicznych; strefa subdukcji (niszczenia dna oceanicznego) pokrywa się rowami głębokomorskimi.
Rzeźba dna oceanicznego
Ze względu na złożoną budowę geologiczną i bardzo urozmaiconą rzeźbę w dnie oceanicznym wydziela się:
podwodne obrzeże kontynentalne; zajmuje ono ok. 23% powierzchni dna Oceanu Światowego; obejmuje: szelf, stok i podnóże kontynentalne,
strefę przejściową dna oceanu; zajmuje 8,5% powierzchni dna Oceanu Światowego; obejmuje: baseny morskie, łuki wysp wulkanicznych i rowy oceaniczne,
właściwe dno oceaniczne, tzw. łoże oceanu, zajmujące ok. 69% powierzchni dna Wszechoceanu; są to baseny oceaniczne i grzbiety śródoceaniczne.
Właściwości i ruchy wody morskiej
Wody mórz i oceanów stanowią 96,5% ogólnej ilości wód występujących w hydrosferze (ok. 1338 mln km3). Mają one słonawo-gorzki smak i szczególny zapach. Skład procentowy głównych soli rozpuszczonych w tej wodzie jest względnie stały, różna jest tylko ich koncentracja. 99% masy soli oceanicznych stanowią sole sześciu pierwiastków: chloru, sodu, siarki, magnezu, wapnia i potasu. Średnie zasolenie wód powierzchniowych Oceanu Światowego wynosi ok. 35‰ i waha się od 33‰ do 37‰.
Zasolenie wód ceanicznych obniżają: dopływ rzeczny, opady atmosferczne, topniejące lody i dopływ mniej słonych wód z sąsiedniego akwenu. Zasolenie wód podnoszą: intensywne parowanie z powierzchni oceanu, tworzenie lodów oraz dopływ bardziej słonych wód przynoszonych przez prądy morskie.
Ilość soli w wodach Oceanu Światowego szacuje się na 46,51015t; w wymianie z lądem i atmosferą bierze udział tylko 5109t soli, pozostała ilość soli jest zawarta w wodach oceanu.
Z zawartością soli i stałością składu chemicznego wód oceanicznych są związane ich właściwości fizyczne i dynamiczne.
Głównym źródłem ciepła powierzchniowej warstwy wód Oceanu Światowego jest (podobnie jak w przypadku atmosfery i lądów) promieniowanie słoneczne, mniejsze znaczenie mają: ciepło wód lądowych, ciepło opadów atmosferycznych (cieplejsze niż powierzchniowa warstwa wody na obszarze ich występowania), ciepło uzyskane na drodze wymiany wód (prądy).
Wody Wszechoceanu dzięki dużej pojemności cieplnej pochłaniają rocznie ok. 80% promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni Ziemi, z tego około 80% jest zużywane na parowanie, pozotała część ogrzewa powierzchniową warstwę wody. Ocean Światowy magazynuje ok. 761022 kcal (10 cm warstwa wód oceanicznych zawiera 4 razy więcej ciepła niż cała atmosfera). Mimo to, wody oceaniczne w całej swej masie są chłodne (średnia temperatura +3,8C). Ciepło gromadzi się w oceanach w rejonach zwrotnikowych, jest oddawane w szerokościach umiarkowanych i polarnych, co wpływa na złagodzenie klimatu tych obszarów.
Średnia roczna temperatura wód powierzchniowych Oceanu Światowego wynosi +17,4C (na półkuli pn. +19,2C, na pd. +16C); roczne amplitudy temperatury dochodzą w strefie zwrotnikowej do 2,6C, w średnich szerokościach geograficznych do 4-8C.
Wraz z głębokością temperatura wody w oceanie obniża się, z wyjątkiem obszarów arktycznych, gdzie wzrasta. Do głębokości ok. 100 m warstwa wody dzięki dobremu wymieszaniu jest mniej więcej jednorodna termicznie, poniżej 100 m do głębokości 1000-1200 m temperatura wody gwałtownie spada (środek termokliny przypada zwykle w pobliżu izotermy 8-10C i leży na głębokości 500-1000 m); poniżej 1500 m temperatura wody jest prawie stała.
Około 6% powierzchni Oceanu Światowego pokrywają lody, głównie morskie (lód polarny, lód stały, kra lodowa). Stale występują one w Oceanie Lodowatym Północnym i wokół Antarktydy, sezonowo w morzach i zatokach w umiarkowanych szerokościach geograficznych.

Wody Oceanu Światowego są w ciągłym ruchu; są to ruchy rytmiczne (falowanie), stałe (prądy morskie) i okresowe (pływy).
Falowanie jest specyficznym rodzajem ruchu cząsteczek wody związanym z siłą ciężkości, lepkością wody, a także jej sprężystością. Są to ruchy rytmiczne, powodujące wahania poziomu ocenów i mórz, którym nie towarzyszy przemieszczanie się wody. Ze względu na siły, które wywołują falowanie powtające fale morskie dzielimy na:
wiatrowe, powstają wskutek oddziaływania wiatru na powierzchnię morza;
baryczne, związane ze zmianami ciśnienia atmosferycznego na powierzchni oceanu;
pływowe, wywołane przez siły pływotwórcze Księżyca i Słońca,
sejsmiczne (tsunami), powstałe podczas trzęsień dna morskiego i przy wybuchach wulkanów,
okrętowe, powstające przy ruchu ciał stałych w wodzie
Wszystkie fale, które istnieją w wyniku działania sił zewnętrznych są falami wymuszonymi, natomiast te, które utrzymują się po ustaniu działania