Cenić

2. Pole magnetyczne Ziemi Magnetosfera to warstwa bezpośredniego oddziaływania pola magnetycznego Ziemi, niewidoczna gołym okiem, która przenika atmosferę. na naszej planecie odgrywa ono bardzo istotną rolę. Istnienie pola magnetycznego Ziemia zawdzięcza wirowym ruchom materii budującej jądro planety. Pole magnetyczne Ziemi jest stale bombardowane przez wiatr słoneczny Ze względu na stałe oddziaływanie na Ziemię wiatru słonecznego (strumienia plazmy – silnie naładowanych elektrycznie cząstek), pole magnetyczne jest spłaszczone od strony Słońca. Wysokość pola może sięgać 60 000 km w kierunku słońca i nawet 700 000 km w przeciwnym kierunku. Znaczenie pola magnetycznego jest kolosalne. Dzięki niemu, jesteśmy chronieni przed szkodliwym wpływem wiatru słonecznego, który zagrażałby min. ziemskiej atmosferze czy naszej technologii komunikacyjnej i energetycznej. Oczywistą konsekwencją istnienia pola magnetycznego jest też możliwość określania kierunków świata za pomocą magnetyzmu. Z Ziemi obserwowane jest zjawisko Zorzy Polarnej – cząstek wiatru słonecznego, których nie powstrzyma magnetosfera i docierają do górnych partii atmosfery (jonosfery). Wiatr zderza się z atomami tlenu i azotu, które pochłaniają jego energię, a następnie uwalniają ją w postaci światła. Zorze widoczne są głównie zimą, na skrajnie wysokich szerokościach geograficznych.

1.  Skład chemiczny atmosfery 3. Budowa i znaczenie atmosfery, w tym troposfery Atmosfera ziemska to powłoka gazowa otaczająca Ziemię, będąca najbardziej zewnętrzną częścią powłoki ziemskiej.  azot - 78,08% objętości atmosfery, tlen - 20,95%, argon - 0,93%,  inne (dwutlenek węgla, neon, hel, krypton, ksenon, wodór, ozon) - 0,04%. Poza wyżej wymienionymi gazami atmosfera zawiera domieszki gazowe, ciekłe i stałe. Do najważniejszych domieszek gazowych należy para wodna, której zawartość waha się od 0 do 4%. Domieszki ciekłe i stałe nazywane są aerozolami atmosferycznymi. Najczęściej są to pyły pochodzenia naturalnego (pyły wulkaniczne, glebowe, pyłki roślin) oraz antropogenicznego (pyły przemysłowe, komunikacyjne). Skład chemiczny atmosfery zmienia się wraz z wysokością. W jej dolnej części dominują gazy cięższe - azot i tlen. W górnej części atmosfery przeważają gazy lżejsze - hel i wodór. Za dolną granicę atmosfery uważa się poziom morza oraz zwierciadło wód gruntowych na lądach. Górna granica jest trudna do określenia. Umownie przyjmuje się wysokość 2000 km jako granicę meteorologiczną atmosfery. Niektóre badania wykazują jednak obecność gazów ziemskich nawet na wysokości 20 000 km. Atmosfera ma budowę warstwową. Podział na warstwy związany jest głównie ze zmianami temperatury powietrza wraz ze wzrostem wysokości. Wyróżnia się następujące warstwy atmosfery: Troposfera - najniższa warstwa, w której skupia się 80% masy powietrza oraz prawie cała para wodna. W warstwie tej zachodzą procesy, które kształtują pogodę i klimat na powierzchni Ziemi. Grubość troposfery zależy od szerokości geograficznej. Nad równikiem sięga ona do 17 km, nad biegunami natomiast do 8 km. Wraz ze wzrostem wysokości temperatura powietrza spada średnio o 0,6°C co 100 m. Tropopauza - cienka warstwa przejściowa nad troposferą. Temperatura powietrza w tej warstwie wynosi około - 80°C w strefie międzyzwrotnikowej, nad biegunami natomiast waha się od - 45°C do - 65°C. Stratosfera - warstwa sięgająca do wysokości 50-55 km. Dolna stratosfera ma stałą temperaturę około - 55°C. W górnej części stratosfery znajduje się ozonosfera, w której temperatura wzrasta do około 0°C. Stratopauza - warstwa przejściowa nad stratosferą o stałej temperaturze około 0°C. Mezosfera - warstwa sięgająca do wysokości 80 km. W dolnej części ma stałą temperaturę 0°C, w części górnej natomiast temperatura spada do - 90°C. Mezopauza - warstwa przejściowa na wysokości 80-85 km, o stałej temperaturze około - 90°C. Termosfera - warstwa cechująca się stałym wzrostem temperatury powietrza. Składa się z dwóch części. Dolna część to jonosfera. Sięga ona do wysokości około 800 km. Jest to warstwa zawierająca zjonizowane gazy. Naładowane dodatnio lub ujemnie gazy odbijają długie, średnie oraz krótkie fale radiowe, co umożliwia przesyłanie tych fal na duże odległości. W warstwie tej powstają zorze polarne. Górna część termosfery to egzosfera. Jest to najbardziej zewnętrzna część atmosfery, stopniowo przechodząca w przestrzeń kosmiczną. W termosferze temperatura powietrza rośnie do 1000°C.

4.  Czynniki wpływające na rozkład temperatury powietrza na Ziemi, termiczne ekstrema na Ziemi Źródłem ciepła na Ziemi jest promieniowanie słoneczne w postaci promieniowania krótkofalowego (0,1-4,0 mm). Promienie słoneczne nie nagrzewają bezpośrednio powietrza w troposferze. Najpierw rozgrzewane jest podłoże (grunt lub woda). Dopiero podłoże staje się źródłem długofalowego promieniowania cieplnego (4-120 mm). Tak więc temperatura powietrza w troposferze uzależ niona jest od temperatury podłoża. Natomiast temperatura podłoża zależy od kąta padania promieni słonecznych. Wiązka promieni słonecznych w okolicach równika musi rozgrzać powierzchnię o wiele mniejszą niż w okolicach okołobiegunowych. Nagrzewanie się powietrza zależy też od rodzaju podłoża. Ląd rozgrzewa się szybko i silnie, jednak równie szybko traci ciepło. Woda rozgrzewa się wolniej, dłużej jednak zachowuje ciepło. Ma to wpływ na zmiany temperatury powietrza. Istnieją następujące czynniki wpływające na rozkład temperatury powietrza na Ziemi: szerokość geograficzna, a dokładniej związany z nią kąt padania promieni słonecznych, który decyduje o stopniu nagrzania podłoża. Z szerokością geograficzną związane są też zmiany oświetlenia w ciągu roku i doby; zachmurzenie - wpływa na zmniejszenie ilości promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni Ziemi, co powoduje niższą temperaturę powietrza w ciągu dnia. W nocy warstwa chmur przeciwdziała wypromieniowaniu ciepła, co ogranicza spadek temperatury powietrza na obszarze zachmurzonym; ukształtowanie powierzchni może wpływać na dwa sposoby: wysokość nad poziomem morza - im wyżej, tym niższa temperatura powietrza. Aby porównywać temperaturę powietrza na różnych obszarach Ziemi, trzeba zredukować je do poziomu morza. Oznacza to podwyższenie zmierzonej temperatury powietrza o 0,6°C za każde 100 m n.p.m. Na przykład temperatura powietrza zmierzona na wysokości 600 m n.p.m. zostanie podniesiona o 3,6°C (6 · 0,6°C); układ form terenu, który decyduje o kierunku przepływu ciepłego lub zimnego powietrza oraz o tzw. ekspozycji stoku. W naszych warunkach oświetlenia najbardziej nagrzane są stoki południowe, a najmniej stoki północne; rodzaj podłoża - wpływa na temperaturę powietrza przez swoją barwę. Podłoża jasne w mniejszym stopniu pochłaniają promieniowanie słoneczne niż ciemne. Między innymi dlatego obszary okołobiegunowe stale pokryte przez śnieg mają niższą temperaturę powietrza. Temperatura powietrza zależy również od tego czy nagrzewa się ono nad lądem, czy nad oceanem; krążenie powietrza - wiatry przemieszczają ciepłe lub zimne powietrze wpływając przez to na jego temperaturę. Na temperaturę mają również wpływ pionowe ruchy powietrza; krążenie wód oceanicznych - ciepłe lub zimne powierzchniowe prądy morskie wpływają na wzrost lub spadek temperatury powietrza na pewnych obszarach. Przykładem może być ciepły Prąd Zatokowy płynący od Zatoki Meksykańskiej w stronę Europy. Podnosi on temperaturę powietrza w tej części świata. W większości krajów świata temperaturę mierzy się w stopniach Celsjusza(°C). W krajach anglosaskich a zwłaszcza w Stanach Zjednoczonych stosowana jest skala Fahrenheita (°F). W układzie SI jednostką temperatury jest kelwin (K). Temperatury w różnych skalach można przeliczać w następujący sposób: temperatura w K = temperatura w °C + 273,15 temperatura w °C = temperatura w K - 273,15 temperatura w °F = 32 + 9/5 · temperatura w °C temperatura w °C = 5/9 · (temperatura w °F - 32)

5. Ciśnienie atmosferyczne, wyż i niż baryczny Ciśnienie atmosferyczne to nacisk, jaki powietrze wywiera na jednostkę powierzchni Ziemi. Jednostką ciśnienia jest najczęściej hektopaskal (hPa). Zmiany ciśnienia atmosferycznego Ciśnienie atmosferyczne zmienia się wraz z wysokością nad poziomem morza oraz w poziomie. Zmiany ciśnienia w poziomie zaznacza się na mapach za pomocą izobar Wyż - obszar podwyższonego ciśnienia w którym najwyższe ciśnienie jest w środku i rozchodząc się na boki maleje.Typowe dla wyżu jest lekkie zachmurzenie lub jego brak oraz bardzo słabe wiatry ( wyż w lato- bezchmurne niebo upał a zimą bezchmurne niebo i mróz) Niż - obszar obniżonego ciśnienia, niższe niż otoczenie. Powietrze w niżu porusza się spiralnie przeciwnie do ruchu wskazówek zegara. W niżu możliwe jest wystąpienie ekstremalnej pogody.

6. Globalna cyrkulacja atmosfery oraz cyrkulacja powietrza w strefie międzyzwrotnikowej i w strefach umiarkowanych Ziemia,, jest ogrzewana przez Słońce. Zjawisko to ma wpływ na cyrkulację powietrza w skali globalnej. W sytuacji zatrzymania cyrkulacji powietrza na Ziemi, temperatura w strefach gorących rosłaby wykładniczo, natomiast w strefach zimnych – malała. Obecna różnica temperatury między równikiem a biegunami wynosi ok. 44°C. Aby lepiej zrozumieć całość zagadnień, przejdźmy do omówienia prostego zjawiska jakim jest wiatr. Wiatr to inaczej poziomy ruch powietrza, który został wywołany różnicą ciśnienia atmosferycznego pomiędzy dwoma obszarami. Siła wiatru wynika z wielkości różnicy w ciśnieniu. Oprócz ciśnienia, wpływ na siłę wiatru wywiera również siła Coriolisa, która zmienia jego kierunek. Należy zapamiętać, że wiatr wieje zawsze z wyżu do niżu, zaś przez kierunek wiatru rozumie się kierunek pochodzenia wiatru. Jeśli słyszymy, że jutro czeka nas wiatr północy, to powinniśmy spodziewać się wiatru wiejącego z północy (nie wiejącego na północ).Powietrze obecne w atmosferze znajduje się w nieustannym ruchu. Spowodowane jest to silniejszym nagrzaniem podłoża w jednym miejscu, a mniejszym nagrzewaniem w innym regionie. Ciepłe powietrze ma mniejszą gęstość i unosi się, wówczas nad powierzchnią ziemi obserwujemy niż. W przypadku opadanie powietrza chłodnego – wyż. W szerszej perspektywie mechanizm opisany powyżej tworzy globalną cyrkulacje termiczną: Strefa okołorównikowa: do stref okołorównikowych dociera największa ilość promieniowania słonecznego, co przekłada się na proces konwekcji, czyli unoszenia się nagrzanego powietrza. Ciepłe masy powietrza ochładzają się poprzez unoszenie w wyższe partie atmosfery. Zjawisko to prowadzi do kondensacji pary wodnej i powstawania chmur burzowych. W regionach okołorównikowych codzienne w godzinach popołudniowych występują tzw. deszcze zenitalne. Oprócz tego nad równikiem tworzy się pas niskiego ciśnienia (pochodzenia termicznego), który skutkuje brakiem poziomych ruchów powietrza, czyli wiatrów. Strefa podzwrotnikowa: powietrza znad równika wędruje w kierunku wyższych szerokości geograficznych (wiatry te nazywamy antypasatami). Gdzieś w okolicach 30° szerokości geograficznej powietrze opada, tworząc obszar wyżowy. Opadające powietrze nagrzewa się wraz ze zbliżaniem do powierzchni Ziemi. Jest ono suche i gorące, gdyż całą wilgoć „oddało” w rejonie równika. Aby zachować cyrkulację, muszą występować również watry wiejące w stronę przeciwną, czyli z okolic podzwrotnikowych wyżów i niżów równikowych. Wiatr ten nazywamy pasatami, jest on stałym wiatrem (wiejący przez cały rok) od zwrotników ku równikowi.  Natomiast całość wiatrów wiejących w tej strefie jest zwana cyrkulacją pasatową. Na wszystkie wiatry oddziałuje siła Coriolisa, która odchyla kierunek wiatru od południowego do zachodniego (na półkuli północnej w prawo, na południowej w lewo). Strefa umiarkowana: w strefie umiarkowanych szerokości geograficznych obserwujemy obszary niskiego ciśnienia. W strefy te wędruje część powietrza pochodzącego z wyżów podzwrotnikowych. Siła Coriolisa, opisana powyżej, sprawia, że ruch powietrza przyjmują formę wiatrów zachodnich. W okolicach 60° szerokości geograficznej stykają się ze sobą ciepłe wiatry zachodnie oraz zimne masy powietrza napływające z okolic biegunów – skutkuje to powstaniem niżu wędrownego. Obszar okołobiegunowy: w tej strefie mroźne powietrz opada, tworząc wyż termiczny. Powietrze to przemieszcza się w kierunku niższych szerokości geograficznych, zaś siła Coriolisa przekształca je w wiatr wschodni.

7.  Cyrkulacja monsunowa Monsuny to wiatry, które wieją na obszarze Azji Południowo-Wschodniej oraz na innych obszarach gdzie w bliskim sąsiedztwie mamy dużą powierzchnię lądu i ocean. Mają one ogromny wpływ na gospodarkę i życie ludzi, ponieważ przynoszą za sobą masy ciepłego, suchego powietrza (monsun zimowy) lub masywne opady deszczu (monsun letni). Zmiany kierunku wiania wiatru i towarzyszące temu zmiany nazywamy cyrkulacją monsunową. Cechy monsunu letniego W lecie kontynent nagrzewa się szybciej niż ocean, a ciepłe powietrze powoduje powstanie nad lądem niżu barycznego. W tym samym czasie nad chłodniejszymi wodami oceanu kształtuje się wyż baryczny. Wiatr to ruch powietrza od wyżu do niżu i tak samo ma to miejsce w tym przypadku. Wilgotne masy powietrza znad oceanu są znoszone w stronę lądu, gdzie powodują powstawanie obfitych opadów deszczu. Cechy monsunu zimowego W zimie sytuacja ulega zmianie. Ląd stosunkowo szybko ulega wychłodzeniu, a ocean utrzymuje ciepło. Nad lądem mamy więc wyż baryczny natomiast nad oceanem niż. Wiatr wiejący od lądu do oceanu sprawia, że ilość opadów jest bardzo niska, zaczyna się więc pora sucha.

8. Bryza, fen, wiatr dolinny, bora To wiatry, które wieją tylko miejscowo, na specyficznych wyjątkowych geograficznie obszarach. Zasięg takich wiatrów jest niewielki, wynosi zwykle od kilku do kilkudziesięciu kilometrów. Wiatry lokalne wieją tam, gdzie jest duże zróżnicowanie topografii podłoża, czyli tam gdzie obieg powietrza zakłócany jest przez przeszkody terenowe np góry. Wiatry, które wieją w górach nazywane są np. fen, bora. Fen to wiatr, który powstaje w wyniku dużej różnicy ciśnień i temperatur po dwóch stronach góry. Wieje ze strony gór w kierunku doliny. Jest to wiatr porywisty, wieje nawet do 200 km/h. Jest suchy i ciepły, w górach powoduje często potężne roztopy. Gdy po jednej stronie gór występuje wyż atmosferyczny a po drugiej stronie niż, ciepłe powietrze ze strony po której jest wyż, wznosi się w górę w kierunku szczytu Gdy ciepłe powietrze dotrze do szczytu, zaczyna wtedy opadać po tej stronie góry gdzie jest niż. Podczas kontaktu powietrza o niskim i wysokim ciśnieniu powstaje ciepły wiatr fen Gdy wieje fen, który w Tatrach nazywany jest wiatrem halnym, różnica temperatur po obu stronach gór, może wynosić nawet kilkanaście stopni Celsjusza. Innym typem wiatru opadającym w dół stoku gór, jest tzw bora, która od fenu różni się tym, że jest zimna a nie ciepła i wieje ze strony gór w kierunku akwenu wodnego, a nie w kierunku doliny. Wiatr ten wieje np. w Chorwacji na wybrzeżu Morza Atlantyckiego, w pobliżu gór Dynarskich. Wiatry lokalne wieją również tam, gdzie są duże różnice temperatury pomiędzy powietrzem a podłożem. Ze względu na różnicę ciśnień powstają tam szczególne wiatry które nazywa się bryza, wiatry dolinne i wiatry górskie. Bryza powstaje na wskutek różnicy temperatur i ciśnień pomiędzy lądem a akwenem wodnym. W dzień gdy ląd nagrzewa się szybciej niż woda, cieplejsze powietrze znad lądu unosi się tworząc nad lądem niż. W miejsce tego powietrza, które się uniosło napływa chłodniejsze powietrze znad wody, gdzie jest wyż atmosferyczny. W wyniku zetknięcia mas powietrza zimnego i ciepłego powstaje tzw bryza dzienna inaczej morska, która płynie od strony morza w kierunku lądu. To ciepły wiatr. Natomiast w nocy woda utrzymuje wyższą temperaturę, dłużej niż ląd. Nad chłodniejszym lądem tworzy się wyż atmosferyczny, a nad cieplejszą wodą niż. Wiatr porusza się zawsze od wyżu do niżu, w przypadku bryzy morskiej, wiatr płynie więc z kierunku lądu w kierunku wody.Taka bryza nazywana jest bryzą nocną lub lądową. To chłodny wiatr Bryza jest wiatrem, który powstaje w zależności od dobowych cykli dnia i nocy Kolejnym typem wiatrów które powstają w wyniku różnicy ciśnień i temperatur nad lądem i morzem jest tzw monsun. Od bryzy różni się tym, że jest w wiatrem sezonowym, zależnym od pór roku a nie od pór doby. W ciepłej porze roku wieje znad morza w kierunku lądu, a w zimnej porze roku, od lądu w kierunku morza. Innym typem wiatru, który podobnie do bryzy, powstaje w różnych porach dnia, są wiatry dolinne i wiatry górskie. W ich przypadku różnica temperatur powstaje z powodu różnej intensywności nagrzewania się górnych i dolnych części stoków. Wiatr dolinny to ciepła masa powietrza przemieszczająca się ku górom, z nagrzanych w ciągu dnia dolin. Wiatr górski jest natomiast wiatrem nocnym wiejącym od strony nagrzanych gór w kierunku chłodniejszych dolin. 

9. Rodzaje chmur piętra wysokiego, średniego, niskiego Jak powstają chmury? Chmury są dostrzegalnym wzrokowo zgrupowaniem mikroskopijnych kropelek wody lub kryształków lodu wytworzonym w powietrzu wskutek kondensacji lub resublimacji pary wodnej. Chmury stanowią bardzo ważny element obiegu wody w przyrodzie. Klasyfikację chmur po raz pierwszy opracował w 1802 roku Luke Howard, brytyjski meteorolog, farmaceuta i chemik. System Howarda, w którym stosuje się nazwy łacińskie, przetrwał do dziś, choć w znacznie zmodyfikowanej postaci. Światowa Organizacja Meteorologiczna wyróżnia dziesięć głównych rodzajów chmur. Chmury piętra wysokiego .Cirrus (Ci) – chmury pierzaste Jak wygląda i co zwiastuje Cirrus? Chmury pierzaste Cirrus występują na wysokości od 7 do 10 km ponad Ziemią czyli w piętrze wysokim. Zbudowane są z kryształków lodu i nie powodują opadów. Przybierają postać delikatnych, białych smug lub cienkich włókien o jedwabistym połysku. Kształtem przypominają piórka, kłaczki, nitki, włókna lub przecinki o haczykowatym zakończeniu. Pojawienie się na bezchmurnym niebie chmur Cirrus jest pierwszą oznaką zbliżania się frontu ciepłego, a zatem pogorszenia pogody w ciągu najbliższych 48-72 godzin. Chmury tego typu mogą występować również przy froncie chłodnym i zwiastują zmianę pogody w ciągu 24 godzin. Cirrocumulus (Cc) – chmury pierzasto-kłębiaste Cirrocumulus występuje na wysokości od 6 do 8 km ponad Ziemią. Na niebie widoczna jest wówczas delikatna, cienka warstwa lub ławica chmur barwy białej. Złożona jest ona zazwyczaj z elementów w kształcie płatków, kulek ułożonych w grupy lub szeregi przypominające drobne fale. Chmury te są tak cienkie i przezroczyste, że nigdy nie zasłaniają Słońca ani Księżyca. Cirrocumulus powstaje w wyniku przekształcenia się innych gatunków, takich jak Cirrus i Cirrostratus lub Altocumulus. Podobnie jak pozostałe 

chmury piętra wysokiego 

zbudowany jest z kryształków lodu i nie powoduje opadów. Cirrostratus (Cs) – chmury pierzasto-warstwowe Jak rozpoznać chmurę Cirrostratus? Cirrostratus jest chmurą pierzasto-warstwową, która występuje na znacznej wysokości, aż 8-10 km nad powierzchnią Ziemi. Na błękitnym niebie możemy zaobserwować cienką i delikatną warstwę w postaci mlecznobiałej zasłony o znacznej rozciągłości poziomej. Ma ona strukturę gładką lub włóknistą i może zasłaniać niebo częściowo lub całkowicie, przy czym widoczne są zarysy Słońca bądź Księżyca. Chmura ta powstaje w wyniku powolnego wznoszenia się rozległych warstw ciepłego powietrza lub jest efektem przekształcania się chmur z rodzaju Altostratus, Cirrus lub Cirrocumulus.  Podobnie jak inne chmury piętra wysokiego nie powoduje opadów. Z czego zbudowany jest Cirrostratus i jakie zjawisko optyczne jest z nim związane? Bardzo ciekawą cechą chmury Cirrostratus jest zdolność tworzenia zjawiska optycznego „halo”. Kryształki lodu z których zbudowane są chmury pierzasto-warstwowe powodują załamanie i odbicie promieni świetlnych, tworząc wokół tarczy Słońca lub Księżyca pierścienie. Zjawisko to jest powszechne i bardzo dobrze widoczne w momencie, gdy warstwa chmury jest cienka.Cirrostratus jest wczesną oznaką możliwego pogorszenia się pogody. Występuje przed zbliżającym się frontem ciepłym

Chmury piętra średniego 

Altocumulus (Ac) – chmury średnie-kłębiaste Altocumulus jest chmurą piętra średniego występującą na wysokości od 2 do 6 km nad powierzchnią Ziemi. Tworzy na niebie niezwykle urozmaicone, rozległe warstwy złożone z mniejszych elementów o barwie białej lub jasnoszarej. Altocumulus może przybierać formę wyraźnych zaokrąglonych kłębów, brył, walców lub soczewek. Są one lekko przyciemnione, a między nimi prześwituje błękitne niebo. Przy zachodzącym Słońcu, chmury uzyskują różnorodne odcienie, występują w nich fragmenty mocniej lub słabiej oświetlone. Jak powstają i z czego składają się chmury średnie-kłębiaste? Altocumulusy powstają wskutek wznoszenia się warstwy wilgotnego powietrza lub transformacji innych rodzajów chmur. Najczęściej zbudowane są z drobnych kropelek wody, a kryształki lodu pojawiają się w nich tylko w bardzo niskich temperaturach. Altostratus (As) – chmury średnie-warstwowe Jak rozpoznać chmury Altostratus? Altostratus to chmury warstwowe piętra średniego, które występują na wysokości od 2 do 7 km nad powierzchnią Ziemi. Tworzą one jednolite, włókniste warstwy o znacznej miąższości (do kilku kilometrów) oraz olbrzymiej rozciągłości poziomej, dochodzącej do kilkuset kilometrów! Chmury tego rodzaju mogą składać się z wielu warstw ułożonych jedna nad drugą, pokrywając niebo całkowicie lub częściowo. Podobnie jak inne chmury warstwowe, Altostratus powstaje najczęściej wskutek powolnego wznoszenia się wilgotnego powietrza, przeważnie przed zbliżającym się frontem ciepłym. Może tworzyć się z powiększającej się warstwy chmur Cirrostratus lub zmniejszania się gęstości chmur Nimbostratus. Zbudowany jest zarówno z kropelek wody, jak i kryształków lodu. Przeważnie powoduje znaczne opady deszczu lub śniegu. Opad często występuje w postaci smug poniżej podstawy chmur. Latem zdarza się, że wyparowuje zanim dotrze do powierzchni Ziemi. Zjawisko to określane jest w meteorologii jako virga. Nimbostratus (Ns) – chmury warstwowo-deszczowe O każdej porze roku zdarzają się pochmurne i deszczowe dni. Na niebie widoczna jest wówczas mało atrakcyjna, szara, rozmyta warstwa chmur. Jest to Nimbostratus, chmura warstwowo-deszczowa, będąca źródłem obfitych, długotrwałych, nawet kilkudniowych opadów deszczu lub śniegu z krótkimi przerwami. Powstawaniu tego typu chmur sprzyja powolne wznoszenie się rozległych warstw wilgotnego powietrza w niżu przed frontem ciepłym lub też zagęszczanie się chmur z rodzaju Altostratus, Altocumulus lub Stratocumulus. Pomimo, że Nimbostratus jest chmurą zaliczaną do piętra średniego i występuje na wysokości do 7 km, to jej podstawa zwykle znajduje się w piętrze niskim od 1 do 2 km ponad Ziemią. W zależności od pory roku i panującej temperatury, chmury warstwowo-deszczowe zbudowane są z kropelek wody lub kryształków lodu i płatków śniegu. Ze względu na dużą gęstość Nimbostratus całkowicie zasłania Słońce lub Księżyc.

Chmury piętra niskiego  Cumulus (Cu) – chmury kłębiaste Chmura kłębiasta piętra niskiego, którą wszyscy doskonale znamy. Są to białe kłęby chmur, zwykle o wyraźnych, gładkich zarysach i płaskiej, ciemniejszej podstawie. Bardzo często nazywa się je „chmurami ładnej pogody”, gdyż płyną po błękitnym niebie. Poszczególne chmury typu cumulus utrzymują się na niebie nie dłużej niż 15 minut. Cumulus radiatus to odmiana chmury cumulus, w której pojedyncze chmury układają się w wyraźne szeregi nazywane „ulicami chmur” Stratus (St) – chmury warstwowe Jeśli na niebie widzimy mglistą, szarą i jednolitą warstwę chmur przemieszczającą się blisko powierzchni Ziemi możemy być pewni, że to Stratus. Jest to najniższa ze wszystkich chmur. Jej podstawa występuje już na wysokości około 100 m i zasłania zwykle wierzchołki wzniesień terenowych lub wysokich budynków. Powstawaniu chmur Stratus sprzyja ochłodzenie najniższych warstw atmosfery. Tworzą się najczęściej, gdy stosunkowo ciepłe i wilgotne powietrze nasuwa się nad chłodną powierzchnię. Mgliste, bezpostaciowe chmury Stratus nebulosus (St neb) zbudowane są z drobnych kropelek wody o średnicy mniejszej niż 0,5 mm, które docierają do powierzchni Ziemi w postaci mżawki. W odróżnieniu od mgły, Stratus nie dochodzi do poziomu gruntu. Drugi gatunek tej samej chmury o nazwie Stratus fractus (St fra) przybiera formę rozbitą lub postrzępioną, co oznacza, że chmura jest w stadium powstawania lub zanikania. Stratocumulus (Sc) – chmury kłębiasto-warstwowe Stratocumulus jest chmurą kłębiasto-warstwową piętra niskiego, zbudowaną z kropelek wody. Chmury tego rodzaju powodują sporadyczne, słabe opady deszczu lub śniegu. Ich zabarwienie jest bardzo zróżnicowane – od białego po szary lub też ciemnoniebiesko-szary. Stratocumulus tworzy warstwy, ławice lub płaty chmur składające się z zaokrąglonych brył ułożonych dość regularnie, szeregami, przeważnie tak ciasno, że niebo wygląda jak pofalowane. Przenikanie światła przez Stratocumulusy uwarunkowane jest miąższością chmury. Zdarzają się fragmenty względnie cienkie, przez które można określić położenie Słońca. 

chmury o rozwoju pionowym. Cumulonimbus (Cb) – chmury kłębiasto-deszczowe Cumulonimbus jest prawdziwym gigantem wśród chmur. Duży zasięg pionowy, groźny wygląd i spektakularne zjawiska burzowe to jego cechy wyróżniające. Chmura tego typu bardzo często rozrasta się w górę poprzez trzy piętra – niskie, średnie oraz wysokie. Jej wierzchołek może wznosić się na wysokość do około 13 km, często przekraczając granicę troposfery, a podstawa niemalże sięga Ziemi. Wysoko wypiętrzone chmury są dobrze widoczne z bardzo daleka, na terenach nizinnych nawet z odległości 250 km. Jak rozpoznać chmurę typu Cumulonimbus? Jest to wysoka kłębiasto – deszczowa, masywna chmura, często charakteryzująca się ciemną podstawą i białym wierzchołkiem. Górna część chmury może być zaokrąglona, ale traci wyraźny zarys lub staje się postrzępiona. Cumulonimbusy stanowią ostrzeżenie przed możliwym pogorszeniem się pogody. Są źródłem obfitych lecz przelotnych opadów, w tym również gradu. Powodują także silny wiatr i zmiany jego kierunku oraz wyładowania atmosferyczne. Przeciętna chmura Cumulonimbus może zawierać prawie 400 tys. ton wody! W prognozach meteorologicznych chmury te określane są jako burzowe. Jak powstaje Cumulonimbus? Olbrzymi Cumulonimbus powstaje w wyniku przekształcenia się chmur z rodzaju Cumulus. Siłą napędową do ich rozbudowywania się wzwyż są silne ruchy wznoszące powietrza od powierzchni Ziemi, które dostarczają duże ilości pary wodnej. Ciepło wydzielone w czasie procesu kondensacji pary wodnej sprzyja dalszym ruchom wznoszącym i chmury mogą rozbudowywać się bardzo wysoko. Takie warunki występują najczęściej w letnie, ciepłe i słoneczne popołudnia.

10.Jak powstają opady atmosferyczne? Opady atmosferyczne to cząstki w stanie ciekłym (krople wody) lub stałym (kryształki lodu), które: powstały w atmosferze wskutek przemian pary wodnej (kondensacji lub resublimacji), opadają na powierzchnię ziemi. Opady atmosferyczne powstają z kropel wody i kryształków lodu, które znajdują się w chmurach: krople wody i kryształki lodu zderzają się ze sobą i się łączą → stają się coraz większe i cięższe, gdy stają się zbyt ciężkie, aby unosić się w powietrzu → spadają na ziemię. Rodzaje opadów atmosferycznych:  w stanie ciekłym: deszcz, mżawka; w stanie stałym (lód): śnieg, grad, krupa śnieżna.

11. Czynniki wpływające na rozmieszczenie opadów atmosferycznych na Ziemi. orograficzne - związane ze wznoszącymi ruchami powietrza wymuszonymi przez ukształtowanie powierzchni. Występują na dowietrznych stokach gór i wybrzeżach; konwekcyjne - spowodowane silnym nagrzaniem podłoża i wstępującymi ruchami ciepłego powietrza;  frontalne - związane z frontami atmosferycznymi, na styku ciepłego i zimnego powietrza; Opady atmosferyczne mogą występować w różnych formach. Może to być deszcz, mżawka, śnieg, krupy śnieżne, krupy lodowe lub grad. Bardzo zróżnicowane są roczne sumy opadów atmosferycznych w różnych miejscach na Ziemi. Najwyższa średnia roczna suma opadów atmosferycznych odnotowana została w Czerrapundżi (Indie) - 11902 mm. Najniższa natomiast w Arica (Chile) - 0 mm. Ze względu na wielkość i cykl rocznych zmian opadów atmosferycznych można wyróżnić następujące strefy opadowe: strefa równikowa - roczna suma opadów powyżej 2000 mm. Charakterystyczne dla tej strefy są codzienne popołudniowe obfite opady deszczu. Są to deszcze zenitalne. W związku z dużym nagrzaniem podłoża występują tam silne ruchy konwekcyjne powietrza, prowadzące do powstawania chmur burzowych; strefa podrównikowa - roczna suma opadów 1000-2000 mm. Jest to strefa gorąca z porą deszczową i porą suchą. Pora deszczowa występuje podczas zenitalnego położenia Słońca; strefa zwrotnikowa - roczna suma opadów poniżej 250 mm. Są to obszary związane z występowaniem wyżów podzwrotnikowych. Rozwój chmur jest tam niemożliwy ze względu na osiadające powietrze; strefa monsunowa - jest związana z półrocznym cyklem zmian monsunów. Bardzo duże opady przynosi monsun letni wiejący od oceanu. W czasie monsunu zimowego panuje susza. Roczna suma opadów jest zróżnicowana od 500 mm do 2000 mm i więcej; strefa podzwrotnikowa - roczna suma opadów w granicach 500-1000 mm. Opady występują w zimie, gdy na te obszary napływa wilgotne powietrze polarne. W lecie brak opadów, gdyż tereny te znajdują się pod wpływem wyżów podzwrotnikowych; strefa umiarkowana - roczna suma opadów jest bardzo zróżnicowana. Wielkość opadów zależy od bliskości oceanu. Najobfitsze opady występują na zachodnich wybrzeżach kontynentów (ponad 1000 mm). Najmniej opadów jest we wnętrzach kontynentów (poniżej 500 mm). Większość opadów w strefie umiarkowanej to opady frontalne;  strefa okołobiegunowa - roczna suma opadów poniżej 250 mm. Są to równomiernie rozłożone w ciągu roku opady śniegu. Niezależnie od szerokości geograficznej obfite opady atmosferyczne występują na terenach górskich, szczególnie po ich stronie dowietrznej  Rozkład opadów na kuli ziemskiej jest związany z szerokością geograficzną, odległością od oceanów i mórz, występowaniem prądów morskich, rzeźbą terenu i wysokością nad poziomem morza

12. Masa powietrza, front atmosferyczny, front chłodny, front ciepły, front zokludowany Front atmosferyczny to powierzchnia graniczna występująca między dwoma masami powietrza o różnej temperaturze i gęstości, nachylona pod niewielkim kątem do powierzchni Ziemi. Z uwagi na różnice gęstości obie masy powietrza nie mogą od razu ulec wymieszaniu. Zamiast tego cieplejsza, lżejsza masa powietrza zaczyna się wznosić ponad powietrze chłodne i gęstsze. Prowadzi to do powstania frontu atmosferycznego, który jest strefą przejściową między nimi. Fronty atmosferyczne zwykle przemieszczają się z zachodu na wschód, ponieważ w średnich szerokościach geograficznych, gdzie fronty powstają, przeważają wiatry zachodnie. Jednak szczególnie w niższych warstwach atmosfery, fronty mogą być modyfikowane przez różne elementy środowiska geograficznego, jak góry czy duże zbiorniki wodne. Frontom zawsze towarzyszy zachmurzenie i bardzo często również opady. Jednak, gdy front opuści jakiś obszar, występują również zmiany w prędkości i kierunku wiatru, ciśnieniu atmosferycznym i wilgotności powietrza. Są cztery rodzaje frontów: front chłodny, front ciepły, front zokludowany i front stacjonarny. Rodzaj frontu zależy na zarówno od cech fizycznych mas powietrza, jak i kierunku, w którym się te masy się przemieszczają. Front chłodny Front chłodny tworzy się, gdy chłodniejsza masa powietrza nasuwa się na masę cieplejszą. Powietrze chłodne jest gęstsze i wypycha ciepłe powietrze do góry, zmuszając je do wznoszenia się. Unoszące się ciepłe powietrze ochładza się i zaczynają tworzyć się chmury. Opady podczas przechodzenia frontu chłodnego są zwykle silne, chociaż obejmują niezbyt dużą strefę (50 - 70 km) i raczej krótkotrwałe. Dzieje się tak dlatego, ponieważ unoszenie się ciepłego powietrza jest stale wymuszane i wzmacniane przez napływające powietrze chłodne. W rezultacie tworzą się chmury o silnie rozbudowane w pionie i mogą wystąpić silne opady deszczu, grad, burze oraz tornada. Powietrze za frontem chłodnym jest wyraźnie chłodniejsze i suchsze niż przed nim. Po przejściu frontu chłodnego temperatura powietrza może się obniżyć nawet o ponad 15 °C w ciągu pierwszej godziny. Na mapach synoptycznych front chłodny jest oznaczony niebieską linią z trójkątami wzdłuż przedniej części, wskazującymi kierunek przemieszczania się chłodnego powietrza. (Temperatura jest podana w stopniach Fahrenheita). Front ciepły Front ciepły powstaje, gdy cieplejsza masa powietrza nasuwa się na chłodniejszą. Powietrze cieplejsze wślizguje się na powietrze chłodniejsze. Front ciepły jest zwykle mniej nachylony niż chłodny, porusza się wolno, a powietrze cieplejsze stopniowo wypiera chłodniejsze. Opady podczas przechodzenia frontu ciepłego nie są tak intensywne, jak w przypadku frontu chłodnego, maja jednak większy zasięg (300-400 km). Powietrze za frontem ciepłym jest cieplejsze i bardziej wilgotne, niż powietrze przed nim. Przed frontem ciepłym występują opady deszczu lub śniegu, trwające dłużej niż przed frontem chłodnym (od kilku godzin do kilku dni), lecz mniej intensywne. Po przejściu frontu ciepłego powietrze staje się wyraźnie cieplejsze i bardziej wilgotne. Pierwszymi oznakami zbliżania się frontu ciepłego jest pojawienie się chmur Cirrus, a następnie chmur Cirrostratus, Altostratus, Nimbostratus i Stratocumulus. Odległość między chmurami Cirrus a linią frontu może wynosić nawet 1000 km. Wszystkie te rodzaje chmur mają przeważnie strukturę poziomą. Jest to wynikiem małego nachylenia powierzchni frontalnej, przeciwnie do frontu chłodnego, gdzie tworzą się głównie chmury o silnie rozwiniętej strukturze pionowej. Na mapach synoptycznych front ciepły jest oznaczony czerwoną linią z półkolami, wskazującymi kierunek przemieszczania się ciepłego powietrza.(Temperatura jest podana w stopniach Fahrenheita). Front zokludowany

Front zokludowany powstaje z połączenia frontu chłodnego z frontem ciepłym, a spotykają się w nim trzy różne masy powietrza: zimne, ciepłe i chłodne. Istnieją dwa rodzaje okluzji: okluzja o charakterze frontu chłodnego i okluzja o charakterze frontu ciepłego. W obu przypadkach front chłodny, poruszający się szybciej, dogania front ciepły. W przypadku frontu zokludowanego chłodnego, front chłodny niosący bardzo zimne powietrze dogania front ciepły. Bardzo zimne powietrze wciska się zarówno pod powietrze ciepłe, jak też pod nieco chłodniejsze powietrze znajdujące się między frontem ciepłym a powierzchnią ziemi. Front ciepły staje się górnym frontem ciepłym. Przebieg pogody jest początkowo taki jak podczas przejścia frontu ciepłego, jednak później pogoda zmienia się i jest charakterystyczna dla przejścia frontu chłodnego, z silnymi opadami. Zachmurzenie jest mieszane i nie jest charakterystyczne ani dla frontu ciepłego, ani dla frontu chłodnego. Niż atmosferyczny (N) z frontami: chłodnym, ciepłym i zokludowanym. Okluzja o charakterze frontu ciepłego występuje, gdy umiarkowanie chłodne powietrze dogania front ciepły. W tym przypadku nacierające powietrze chłodne jest mimo wszystko cieplejsze niż bardzo zimne powietrze zalegające między frontem ciepłym a powierzchnią ziemi. Napływające powietrze chłodne wślizguje się na powietrze bardzo zimne, wypychając przy tym do góry powietrze ciepłe. Front chłodny staje się górnym frontem. Przebieg pogody jest podobny do występującego podczas przejścia frontu ciepłego. Front stacjonarny występuje gdy położenie powierzchni frontowej nie zmienia się. Warunki pogodowe są w tym przypadku podobne do występujących podczas frontu ciepłego, lecz znacznie mniej zmienne.

13. Czym jest pogoda?, Prognozowanie pogody Pogoda to chwilowy stan atmosfery w określonym miejscu i czasie. Elementy pogody Pogodę tworzy 7 elementów: temperatura powietrza, ciśnienie atmosferyczne, wiatr, wilgotność powietrza, zachmurzenie, opady i osady atmosferyczne, inne zjawiska, np. burze. Prognozowanie pogody to określanie aktualnego stanu pogody, a następnie przewidywanie dalszego jej przebiegu.

14. Czynniki klimatotwórcze: szerokość geograficzna, rozmieszczenie mórz i oceanów jako czynnik klimatotwórczy, prądy morskie jako czynnik klimatotwórczy, rzeźba terenu jako czynnik klimatotwórczy, pokrycie terenu jako czynnik klimatotwórczy. Czynniki klimatotwórcze to: szerokość geograficzna, rozmieszczenie lądów i oceanów, prądy morskie, wysokość nad poziomem morza i ukształtowanie terenu, a w mniejszym stopniu pokrycie terenu i działalność człowieka. Klimatogramy są graficznym przedstawieniem cech klimatu danego miejsca. Szerokość geograficzna - jest głównym czynnikiem klimatotwórczym. Zależy od niej ilość energii słonecznej docierającej do powierzchni Ziemi, długość trwania dnia i nocy oraz wysokość Słońca nad horyzontem. Wraz ze wzrostem szerokości geograficznej następuje spadek temperatury, a wzrasta amplituda. Wielkość i rozmieszczenie lądów i oceanów - wpływa na zróżnicowanie temperatury, a także ciśnienia atmosferycznego.  Odległość od morza - wpływa na wielkość opadów ich rozkład w ciągu roku oraz zróżnicowanie temperatur, co pozwala na wyróżnienie klimatu lądowego i morskiego. Ukształtowanie terenu i wysokość n.p.m - wraz ze wzrostem wysokości temperatura spada średnio o 0,6 stopnia C na każde 100 metrów.Wraz ze wzrostem wysokości spada wartość ciśnienia atmosferycznego.  Rodzaj podłoża - główną rolę odgrywa barwa podłoża. Im jest ona cieplejsza, tym podłoże szybciej się nagrzewa i więcej oddaje ciepła do atmosfery powodując ocieplenie. Prądy morskie - ich rodzaj (ciepłe, zimne) wpływają na wzrost/spadek temperatury.

15. Mikroklimat a klimat lokalny Mikroklimat kształtują zjawiska zachodzące w ok. 2-metrowej warstwie powietrza przylegającego do powierzchni gruntu oraz na powierzchni styku z podłożem związane przede wszystkim z warunkami lokalnymi powierzchni terenu natomiast klimat lokalny (mezoklimat) kształtuje się pod wpływem wysokości nad poziomem morza, rzeźby oraz położenia terenu. Do podstawowych czynników kształtujące mikroklimat zaliczamy: temperaturę powietrza, wilgotność, ruch powietrza, promieniowanie cieplne, ciśnienie atmosferyczne 

klimat lokalny (meteorologia i klimatologia leśna), klimat wyznaczonego geograficznie terenu, kształtujący się pod wpływem rzeźby terenu, roślinności oraz warunków lokalnych podłoża (zabudowa miejska, las, powierzchnia wodna). Rozmiary liniowe obszaru charakteryzującego klimat lokalny mieszczą się od 100 m do 10 km.

16. Klimaty kuli ziemskiej – strefy klimatów (charakterystyka): równikowych, zwrotnikowych, podzwrotnikowych, umiarkowanych, okołobiegunowych, monsunowy STREFA KLIMATU RÓWNIKOWEGO – Powietrze jest silnie nagrzane w ciągu całego roku – średnie miesięczne temperatury wahają się od 24ºC do 28ºC. Ruchy wstępujące wilgotnego powietrza prowadzą do wysokich opadów, występujących w godzinach popołudniowych i nasilają się w czasie wiosennego i jesiennego zenitalnego górowania Słońca. Wysoka wilgotność powietrza i zachmurzenia utrudniają utratę ciepła przez powierzchnię Ziemi, stąd niewielkie amplitudy temperatury. Roczne amplitudy- na nizinach nie przekraczają 5ºC, ze wzrostem wysokości temperatura obniża się a amplituda roczna pozostaje mała. Wyróżniamy trzy typy klimatu równikowego: równikowy wybitnie wilgotny- obfite opady, brak wyraźnej pory deszczowej. Kotlina Kongo, Nizina Amazonki, Archipelag Malajski. podrównikowy wilgotny- jedna i więcej pór deszczowych, opady poniżej 2000 mm. Wyżyna Brazylijska, Gujańska, część Australii, w południowej części Kotliny Kongo. podrównikowy suchy- krótka pora deszczowa, trwająca kilka miesięcy, na równiku dwie pory deszczowe, wahania temperatury w ciągu roku do 10ºC. Część Wyżyny Brazylijskiej, pn. Australia, Afryka środkowa. STREFA KLIMATU ZWROTNIKOWEGO – Pogoda kształtowana jest tu przez suche i gorące masy powietrza zwrotnikowego. Temperatury są wysokie.  Średnia temperatura najchłodniejszego miesiąca wynosi powyżej 10ºC. W strefie tej występują duże dobowe amplitudy powietrza. Przeważają układy wysokiego ciśnienia i ruchy zstępujące powietrza, co powoduje inwersyjny rozkład temperatur, który hamuje rozwój konwekcji, zachmurzenia i opadów. Temperatury w ciągu dnia są bardzo wysokie- najwyższe na całej kuli ziemskiej. W nocy następuje silne wychłodzenie. Średnie roczne temperatury powietrza wynoszą 24 - 27ºC. Wyróżniamy trzy typy klimatu zwrotnikowego: zwrotnikowy morski- częste napływy różnych mas powietrza. Floryda, część Australii, Zatoka Meksykańska. zwrotnikowy monsunowy- duży opad w okresie letnim, zimy ciepłe i suche. Opady 1000- 2000 mm. Pd.- wsch. Chiny, Indie. zwrotnikowy suchy, pustynny- mała ilość opadów, duże amplitudy dobowe temperatur. Płw. Arabski, pustynia Namib, Sahara, Atacama, Kalahari, zach. Część Australii. STREFA KLIMATU PODZWROTNIKOWEGO – klimat tej strefy tworzony jest przez powietrze zwrotnikowe latem i polarne zimą. Lata są słoneczne, gorące bez opadów, zimy łagodne, bez mrozu i śniegu. Średnia temperatura roczna poniżej 10ºC, a temperatura najchłodniejszego miesiąca wynosi 0°-10°C. Można określić trzy typy klimatu podzwrotnikowego: śródziemnomorski- lato gorące i suche, zima łagodna. Obszar Morza Śródziemnego, wybrzeża Kalifornii, Chile- środkowa część, południe Australii, południe Afryki. podzwrotnikowy monsunowy- suche zimy, duża ilość opadów w okresie letnim. W zasięgu tego klimatu znajduje się wschodnia część Chin, południe Japonii i Korei. podzwrotnikowy suchy- znaczne wahania temperatur między okresem letnim a zimowym, znaczne amplitudy dobowe. Pustynia Kara- Kum, Wyżyna Irańska.  STREFA KLIMATU UMIARKOWANEGO – Klimatu tej strefy są wynikiem cyrkulacji zachodniej pod wpływem polarnych, arktycznych i zwrotnikowych mas powietrza. Występują częste zmiany pogody, układy niskiego ciśnienia. Roczna suma opadów- 700 mm., średnia roczna temperatura powietrza 0º-10ºC, zima względnie ciepła, lato ciepłe ale nie upalne. Występują cztery pory roku. Wyróżniamy następujące typy klimatu umiarkowanego: morski- opady występują przez cały rok, zimy łagodne. Zachodnia część Europy, wybrzeże Ameryki Pn. lądowy (kontynentalny)- niewielkie opady, głównie w lecie, lato gorące, zimy mroźne. Wschodnia część Europy, Obszary równinne w Ameryce Pn., Syberia. przejściowy- w zależności od kierunku napływania mas powietrza, duże wahania pogodowe. Roczne amplitudy powietrza powyżej 23°C. Polska, Europa Wschodnia, południowa Kanada. monsunowy- częste opady związane z kierunkiem wiatrów. Północna część Japonii. STREFA KLIMATU OKOŁOBIEGUNOWEGO – Klimat kształtowany jest pod wpływem różnic w nasłonecznieniu i oświetleniu letniego długiego dnia polarnego i długiej zimowej nocy polarnej. Przeważają opady śniegu. Średnia roczna temperatura powietrza poniżej 0°C. W obrębie klimatu okołobiegunowego można wyodrębnić typy: subpolarny- temperatura najcieplejszego miesiąca wynosi niewiele powyżej 0°C, śnieżne zimy. Północne rejony Syberii, Alaski i Kanady. polarny- tylko śnieżne opady, wyłącznie ujemne temperatury. Wyspy arktyczne, Antarktyda, Grenlandia, wyspy północnej Rosji Obecnie jednak, z uwagi na to że strefowa klasyfikacja podejmuje problematykę klimatyczną zbyt ogólnie, częściej przy wyszczególnianiu klimatów bierze się pod uwagę regionalizację. Opisywane są na przykład klimaty poszczególnych kontynentów, czy regionów.

17. Zasoby wodne Ziemi Jednym z najważniejszych czynników warunkujących życie na Ziemi jest woda. Według najczęściej uznawanej hipotezy geochemicznej woda powstała w czasie krzepnięcia skorupy ziemskiej. Para wodna była lotnym składnikiem magmy i uwalniała się podczas jej zastygania. W warunkach ziemskich woda może występować we wszystkich stanach skupienia. Istnieje także hipoteza solarna powstania wody. Według tej hipotezy woda powstała na skutek działania wiatru słonecznego, który niesie jądra atomowe wodoru. Wodór ten następnie łączy się z tlenem atmosferycznym. Hydrosfera, czyli powłoka wodna obejmuje wody powierzchniowe, atmosferyczne i podziemne w formie gazowej, ciekłej i stałej. Woda jest też częścią organizmów żywych. Dzisiaj na Ziemi zasoby wodne hydrosfery szacowane są na 1 mld 386 mln km3.

Zasoby wodne na Ziemi kształtują się następująco:

Trudno jest oszacować dokładnie zasoby wodne na Ziemi. Dlatego można się spotkać z innymi danymi liczbowymi dotyczącymi procentowego udziału poszczególnych rodzajów wód.

18. Cykl hydrologiczny Cykl hydrologiczny (obieg wody w przyrodzie) opisuje istnienie i ruch wody na, w i ponad powierzchnią Ziemi. Woda na Ziemi jest w ciągłym ruchu i zmienia swoje formy, od stanu ciekłego, poprzez gazowy do stałego i na odwrót. Obieg wody trwa od miliardów lat i całe życie na Ziemi jest od niego zależne. obieg wody przebiega następującymi etapami: parowanie. kondensacja pary wodnej. opady. przesiąkanie. spływ do powierzchni ziemi i gruntu. spływ strumieni, rzek i wód gruntowych do jezior i mórz. ponowne parowanie  na czym polega obieg wody w przyrodzie? Woda spadająca na powierzchnię w postaci opadów paruje, wsiąka w podłoże (infiltruje) lub spływa po powierzchni w dół stoku pod wpływem grawitacji. Wody powierzchniowe i podziemne (spływ powierzchniowy i podziemny) dążą do oceanów (odpływ), zamykając wielki cykl hydrologiczny

19. Zasolenie wody w morzach i oceanach 20. Zróżnicowanie temperatury wód oceanicznych Szczególną cechą wody morskiej jest jej zasolenie. Stężenie soli w wodzie morskiej wynosi średnio 35‰. Zasolenie wód powierzchniowych na otwartym oceanie waha się między 32 a 38‰. Największą wartość osiąga w strefie zwrotnikowej, gdzie znajdują się obszary o wysokim parowaniu i bardzo małych opadach. Najmniejsze zasolenie występuje w strefie okołobiegunowej o niewielkim parowaniu i dużej dostawie wody słodkiej, pochodzącej z topniejących lodowców. Dużo większe zróżnicowanie zasolenia występuje w morzach wewnętrznych i zatokach morskich. Największe stężenie soli notuje się w Morzu Czerwonym i w Zatoce Perskiej (około 43‰), najmniejsze zaś w Morzu Bałtyckim (4‰). Zasolenie wód mórz wewnętrznych zależy od wielkości parowania i dostawy wody rzecznej. Woda morska jest roztworem soli. Największy udział procentowy ma chlorek sodu (NaCl). Poza nim w dużych ilościach występują siarczany oraz węglany. Średnia temperatura wszystkich wód oceanicznych wynosi 3,8°C, a średnia temperatura wód powierzchniowych wynosi 17,4°C (jest o 3°C wyższa od średniej temperatury lądów). Najwyższa temperatura notowana jest w strefie równikowej (35°C), najniższe natomiast w strefie okołobiegunowej (- 2°C). W morzach strefy umiarkowanej i międzyzwrotnikowej występuje spadek temperatury wody wraz z głębokością. Początkowo spadek ten jest dość gwałtowny (szczególnie w strefie międzyzwrotnikowej) i na głębokości 1000 m temperatura wody wynosi około 5°C. Poniżej temperatura spada powoli do 0°C w najgłębszych miejscach. Temperatura wód strefy okołobiegunowej praktycznie nie zmienia się wraz z głębokością i wynosi około 0°C. Około 6% powierzchni oceanów pokrywają lody. Występują wokół Antarktydy, na Morzu Arktycznym i okresowo na morzach strefy umiarkowanej.

22. Prądy morskie i ich wpływ na życie i gospodarkę człowieka Prądy morskie wpływają na życie i gospodarkę człowieka ponieważ : kształtują cyrkulację powietrza na Ziemi. zmieniają zasolenie wód. są jednym z ważniejszych czynników kształtujących procesy pogodowe oraz klimat. Prądy morskie to ruchy ogromnych strumieni masy wodnej mórz i oceanów, które przenoszą ją w danym miejscu. Są one relatywnie wąskie i płytkie, ale długie. Ich rozmieszczenie uwarunkowane jest rozkładem lądów i mórz oraz rzeźbą dna morskiego. Kierunki natomiast są poddane działaniu siły Coriolisa, dlatego są one mocno odchylone. Na półkuli północnej poruszają się w prawo, na południowej w lewo. Jedynie na Oceanie Indyjskim kierunek jest zmienny w ciągu roku i zależny od monsunów.  Ze względu na temperaturę wyróżniamy ciepłe i zimne. Ciepłe przenoszą cieplejszą wodę i są skierowane ku biegunom. Zimne przenoszą zimniejszą wodę i są skierowane w stronę równika. Prądy ciepłe powodują wzrost temperatury powietrza oraz opadów na lądach, które opływają. Prądy zimne natomiast powodują spadek temperatury i opadów. Jak powstają? Najczęstszą przyczyną powstawania prądów morskich jest tarcie powietrza o powierzchnię wody oraz na grzbiety fal. Takie prądy nazywane są dryfowymi, gdy są wywołane stałymi wiatrami takimi jak pasaty, monsuny czy wiatry strefy umiarkowanej. Gdy wywołują je wiatry chwilowe, zmienne, wtedy prąd jest nazwany prądem wiatrowym.  Gdy następuje zmiana ciśnienia nad powierzchnią oceanu lub morza są to prądy barogradientowe. Tam, gdzie wzrasta ciśnienie poziom wody obniża się, natomiast w miejscu, gdzie następuje obniżenie ciśnienia wzrasta. Gdy jest duża ilość wód spływających z rzek, spadających w postaci opadów lub gdy woda odpływa są to prądy spływowe. W przypadku zmian ciśnienia i zasolenie powstają prądy morskie gęstościowe.  Prądy morskie, które zmieniają swój kierunek i prędkość ze względu na przesuwanie się fal pływowych są to prądy pływowe. 

23. Falowanie, tsunami Jest to seria nadzwyczaj dużych fal wywołanych podwodnym trzęsieniem ziemi lub wybuchem wulkanu. Fale przemieszczają się z prędkością kilkudziesięciu kilometrów na godzinę i osiągają nawet 30 metrów wysokości. Tsunami może trwać przez kilka godzin. Oznaki zbliżającego się tsunami: Trzęsienie ziemi blisko wybrzeża Cofanie się wód morskich, które odkrywa znaczną część dna morskiego Fala, znacznie wyższa niż normalnie, zbliżająca się do wybrzeża Nietypowe i głośne dźwięki ze strony oceanu Tsunami są to bardzo długie fale morskie wywołane podwodnymi trzęsieniami ziemi, wybuchami podwodnych wulkanów lub uderzeniem meteorytu. Fale rozchodzą się pierścieniowo od miejsca wzbudzenia

24. Rodzaje ustrojów rzecznych Zasilanie rzek w wodę uzależnione jest głównie od klimatu. Ma na nie wpływ również budowa geologiczna, rzeźba terenu i rodzaj roślinności. Rzeki zasilane są przez wodę opadową, podziemną i roztopową (z topnienia śniegu i lodowców). Wielkość przepływu rzeki określana jest w m3/s lub km3/rok. Okresowe zmiany wielkości zasilania są przyczyną wahania stanów wody w rzece. W klimacie suchym lub okresowo suchym niektóre rzeki wysychają. Z tego powodu można rzeki podzielić na: stałe - rzeki płynące przez cały rok, okresowe - rzeki wysychają podczas pory suchej,  epizodyczne (sporadyczne) - rzeki płynące przeważnie na obszarach pustynnych po gwałtownych, obfitych opadach deszczu. deszczowy równikowy - bardzo duże przepływy przez cały rok (Amazonka, Kongo, Orinoko); deszczowy podrównikowy - wysoki poziom wody podczas pory deszczowej, niski w czasie pory suchej (Niger); deszczowy monsunowy - maksymalne przepływy w czasie monsunu letniego (Jangcy, Brahmaputra); deszczowy podzwrotnikowy (śródziemnomorski) - największe przepływy w zimie (Tyber); deszczowy oceaniczny - występuje w umiarkowanych szerokościach geograficznych. Charakteryzuje się dużymi, wyrównanymi przepływami. Ze względu na większe parowanie, nieco niższe stany wody występują w lecie (Tamiza, Loara); deszczowo-śnieżny - dwa razy w ciągu roku występują wezbrania. Na wiosnę jest to maksimum roztopowe, a w lecie maksimum opadowe (Wisła, Odra)  śnieżno-deszczowy - maksymalny przepływ notowany jest w lecie. Większość wody pochodzi z roztopów, a część z letnich opadów deszczu (Jenisej, Jukon)  lodowcowy - największy przepływ występuje w lecie, podczas intensywnego topnienia lodowca rzeki alpejskie 

25. Genetyczne typy jezior, np.: jeziora morenowe, jeziora rynnowe, jeziora karowe (cyrkowe) Jeziora lodowcowe lub polodowcowe - związane z działalnością lodu lodowcowego lub wód związanych z lodowcem. Rozróżniamy podtypy jezior polodowcowych: zastoiskowe - powstają przez zatamowanie odpływu wody przez lodowiec. Takim jeziorem był Bałtyk w pierwszej fazie swojego rozwoju, około 8400 lat temu; morenowe - powstają w zagłębieniach powierzchni morenowych lub w wyniku zatamowania odpływu przez morenę czołową lub boczną (Śniardwy, Mamry, Niegocin w Krainie Wielkich Jezior Mazurskich); wytopiskowe - tworzą się w zagłębieniu powstałym po wytopieniu brył lodu przysypanych skałami morenowymi. Najczęściej są to tzw. oczka polodowcowe (np. Głęboczek koło Tucholi);  rynnowe - występują w miejscu, gdzie wody roztopowe płynące pod lodowcem wyżłobiły głębokie rynny (Hańcza, Wigry, Gopło, Jeziorak). Z reguły są jeziorami głębokimi; cyrkowe lub karowe - powstają w górach w miejscu dawnego pola firnowego lodowca, gdzie lód lodowcowy wyżłobił zagłębienie (stawy tatrzańskie i karkonoskie).

Jeziora tektoniczne - umiejscowione są w zagłębieniach powstałych wskutek ruchów skorupy ziemskiej (Bajkał, Tanganika, Balaton). Specyficznym rodzajem jezior tektonicznych są jeziora (Kaspijskie, Aralskie). Są one pozostałością po dawnych zbiornikach morskich, które wskutek ruchów tektonicznych straciły połączenie z Oceanem Światowym. Jeziora tektoniczno-lodowcowe - przyczyną ich powstania były ruchy skorupy ziemskiej oraz działalność lodowca (Górne, Huron, Ładoga). Jeziora wulkaniczne - związane są z działalnością wulkanów, powstają w kraterach lub kalderach wulkanicznych oraz w zagłębieniach pól lawowych. Jeziora krasowe - wypełniają zapadliska lub leje krasowe (jeziora Pojezierza Łęczyńsko-Włodawskiego na Polesiu Lubelskim). Jeziora nadbrzeżne lub przybrzeżne - powstają na skutek oddzielenia dawnej zatoki morskiej przez mierzeję (Jamno, Wicko). Jeziora deltowe - znajdują się w zagłębieniach na obszarze delty rzecznej (Drużno, Dąbie). Często są kryptodepresjami, czyli ich dno leży poniżej poziomu morza. Jeziora rzeczne lub starorzecza - są śladem dawnego zakola rzeki. Jeziora meteorytowe - powstają w miejscu zagłębienia po uderzeniu meteorytu. Na Ziemi występują również jeziora sztuczne, wytworzone przez ludzi. Są to najczęściej jeziora zaporowe utworzone na rzekach. Mają różnorakie funkcje. Są elementem ochrony przeciwpowodziowej, zbiornikiem wody pitnej, mają funkcje energetyczne i rekreacyjne.

26. Funkcje zbiorników zaporowych Zbiornik retencyjny (sztuczne jezioro zaporowe) – sztuczny zbiornik wodny, który powstał w wyniku zatamowania wód rzecznych przez zaporę wodną. Zazwyczaj powstają one w terenach górskich, gdzie koszt budowy zapory w węższej dolinie jest niższy. Zbiorniki te mogą pełnić wiele funkcji, wśród których pewne nawet się wykluczają (np. funkcja energetyczna i przeciwpowodziowa, funkcja zaopatrzenia w wodę i rekreacyjna). Podstawowe funkcje zbiorników retencyjnych to: gromadzenie wód na potrzeby ludności i przemysłu, wykorzystanie energii wodnej (hydroenergetyka), ochrona przed powodziami lub utrzymanie żeglowności rzeki poprzez zmniejszenie nieregularności przepływów wody, podniesienie przepływów niżówkowych poniżej piętrzenia, wykorzystanie w celach irygacyjnych,  rozwój turystyki, rekreacji i sportu. W odniesieniu do zbiorników retencyjnych nie powinno używać się terminu jezioro, zarezerwowanego dla naturalnych zbiorników wodnych.Wyróżnia się następujące rodzaje zbiorników sztucznych: Zbiorniki retencyjne – zbiorniki, których zadaniem jest magazynowanie wody w okresach jej nadmiaru w celu wykorzystania jej w innym okresie. Zbiorniki retencyjne charakteryzują się dużymi różnicami poziomów wody. Wahania stanów zależą od wielkości dopływu wody ze zlewni oraz od potrzeb gospodarczych użytkowników. Zbiorniki wyrównawcze – specyficzny rodzaj zbiorników, funkcjonują one jako zbiorniki pomocnicze przy dużych zbiornikach retencyjnych. Głównym zadaniem zbiorników wyrównawczych jest magazynowanie tzw. przepływów szczytowych ze zbiorników retencyjnych celem ich wyrównania. Zbiorniki przepływowe – powstają w wyniku przegrodzenia rzek jazami, których zadaniem jest utrzymanie w zasadzie stałego poziomu piętrzenia. Typowe zbiorniki przepływowe mają bardzo małe zdolności retencyjne i charakteryzują się w zasadzie stałym poziomem piętrzenia. Zbiorniki suche – zbiorniki przeciwpowodziowe. Budowle piętrzące, tworzące zbiorniki suche mają urządzenia upustowe bez zamknięć. Rzeka swobodnie przepływa przez czaszę zbiornika i urządzenia upustowe, do czasu gdy przepływ staje się większy od zdolności przepustowych stopnia. Większe dopływy są magazynowane w zbiorniku, aż do osiągnięcia maksymalnego piętrzenia. Po przejściu fali powodziowej następuje samoczynne stopniowe opróżnienie się zbiornika. Pomiędzy przejściami fal powodziowych czasze zbiorników najczęściej są wykorzystywane jako pastwiska. Zbiorniki przeciwpożarowe – zbiorniki przeciwpożarowe, stosunkowo niewielkie zbiorniki w aglomeracjach miejskich i na terenach z deficytem wody. Zbiornik Soliński. na San, Włocławski.na Wisła, Jeziorsko na Warta, Rożnowski na Dunajec,

27. Lodowce górskie – budowa i typy Lodowiec dolinny (typu alpejskiego) – powstaje w górach, posiada cyrk i jęzor, który wypełnia wyraźną dolinę. Poszczególne jęzory mogą łączyć się ze sobą, tworząc złożony system lodowcowy. Lodowiec cyrkowy (karowy) – powstaje w górach, zalega praktycznie tylko w zagłębieniu cyrku lodowcowego i nie tworzy jęzora (najwyżej niewielki jęzor, tzw. wiszący). Tak wyglądają zazwyczaj lodowce w początkowej i końcowej fazie zlodowacenia. Czapa lodowa – jest to pokrywa lodowa o powierzchni do 50 000 km2, zalegająca na płaskowyżu albo na wyspie w strefie arktycznej, a nie w cyrku lodowcowym.  Jęzory czapy lodowej mogą rozchodzić się w różnych kierunkach i nawet sięgać w doliny.Typowy lodowiec górski składa się z dwóch części: pola firnowego i jęzora lodowcowego, rozdzielonych granicą wieloletniego śniegu. Pole firnowe znajduje się powyżej granicy wieloletniego śniegu – jest obszarem, na którym następuje zasilanie w świeże masy śniegu, podlegające z czasem przekształceniu w lód lodowcowy. Jest to obszar akumulacji. Poniżej granicy wieloletniego śniegu położony jest obszar, gdzie w wyniku topnienia następuje utrata części masy lodowca. Jest to obszar ablacji obejmujący jęzor lodowcowy. Porównanie wielkości obu procesów (akumulacji i ablacji) pozwala określić bilans lodowca, który może być dodatni (akumulacja większa od ablacji) lub ujemny (przeważa ablacja). Może on być także zerowy przy tym samym natężeniu obu procesów. W przypadku takiej równowagi położenie czoła lodowca się nie zmieni – lodowiec będzie w fazie stagnacji. Przy bilansie dodatnim czoło lodowca będzie wędrować do przodu – można powiedzieć, że lodowiec będzie w stanie transgresji. Przy bilansie ujemnym – czoło lodowca będzie się cofać i będzie to stan recesji lodowca (regresja).

28.  Lądolody to rozległa pokrywa lodowa, zajmująca cały kontynent lub jego część, ewentualnie dużą wyspę poruszająca się od największego wzniesienia we wszystkich kierunkach. Lodowiec to duża poruszająca się masa lodu, powstała w wyniku nagromadzenia śniegu i przeobrażenia go w lód na skutek ciśnienia warstw nadległych. Lądolód to rozległa pokrywa lodowa, zajmująca cały kontynent lub jego część, ewentualnie dużą wyspę poruszająca się od największego wzniesienia we wszystkich kierunkach. Pole firnowe to miejsce powyżej granicy wiecznego śniegu, w którym śnieg gromadzi się i przekształca w lód lodowcowy. Lód lodowcowy pod wpływem siły ciężkości oraz nacisku nadległych warstw porusza się. Lodowce poruszają się z prędkością od 10 cm do 40 m w ciągu doby. Szybkość ruchu zależy od wielkości lodowca oraz wielkości opadów śnieżnych nad polem firnowym. Ruch lodu nie jest równomierny w całym lodowcu. Najwolniej lód porusza się w pobliżu miejsc tarcia - przy dnie i po bokach lodowca. Klasyczny lodowiec górski składa się z pola firnowego oraz jęzora. Przekrój podłużny przez lodowiec górski. Pole firnowe, jęzor. Lód lodowcowy po opuszczeniu pola firnowego przemieszcza się w formie jęzora lodowcowego w dół, najczęściej wzdłuż doliny górskiej. Jęzory lodowcowe schodzą poniżej granicy wiecznego śniegu. Ulegają tam topnieniu, czyli ablacji. Jeżeli przyrastanie lodu jest szybsze niż topnienie, następuje wówczas transgresja lodowca - jego czoło przesuwa się do przodu. Najczęściej dzieje się tak w zimie. Jeżeli wielkość przyrastania lodu jest równa intensywności topnienia, to czoło lodowca pozostaje stale w tym samym miejscu. Natomiast wówczas, gdy topnienie jest szybsze niż przyrastanie lodu, mamy do czynienia z regresją lodowca. Czoło lodowca się cofa. Najczęściej dzieje się tak w lecie. Lodowce mogą mieć różną wielkość i wygląd. W związku z tym można je podzielić na wiele typów: lodowce alpejskie - z długimi, dobrze wykształconymi jęzorami; lodowce karowe - składające się właściwie tylko z pola firnowego, bez wykształconego jęzora (Pireneje);  lodowce piedmontowe (podgórskie) - liczne, długie jęzory po opuszczeniu terenu górskiego łączą się z sobą, tworząc pola lodowe na przedpolu gór (Alaska);  lodowce fieldowe - powstają na płaskich grzbietach w formie pokryw lodowych z niewielkimi jęzorami (Góry Skandynawskie); czapy lodowe - powstają na terenach płaskich w strefie okołobiegunowej w postaci pokryw lodowych, w których lód rozchodzi się od środka we wszystkie strony (Islandia). Specyficzną odmianą lodowców są lądolody lub lodowce kontynentalne. Obecnie na Ziemi istnieją dwa lądolody - antarktyczny i grenlandzki. W plejstocenie istniały wielkie lądolody pokrywające dużą część Europy i Ameryki Północnej. Lądolód Antarktydy jest tak wielki, że nie mieści się na kontynencie. Część lodu wkracza do oceanu. Jest to lód szelfowy. Otacza on prawie całą Antarktydę. Od lodu szelfowego odrywają się góry lodowe. Odpływają w stronę niższych szerokości geograficznych, stopniowo topniejąc.

29.  Wody podziemne  Woda to niezbędna do życia substancja, bez której nie mógłby się obejść żaden organizm. Nic dziwnego, że ujścia rzek były kiedyś miejscem powstawania osad, gdzie rozwijało się rolnictwo i przemysł. Rzeki stanowiły wygodne szlaki do komunikacji i transportu. Wody powierzchniowe to wciąż największe źródło cennych składników mineralnych. Wody podziemne to niezmienne źródło zaopatrzenia w wodę do picia, potrzebną w gospodarstwie i przemyśle. Wody podziemne w Polsce są niezwykle cenne, a ich zbiorniki mają ogromne znaczenie gospodarcze. Wody podziemne to wolne wody, przemieszczające się swobodnie pod wpływem działania grawitacji. Zalegają pod powierzchnią Ziemi na różnych głębokościach. Nie wpływają na nie warunki atmosferyczne oraz temperatura. Wody podziemne nie są związane chemicznie lub fizycznie z ośrodkami skalnymi, chociaż najczęściej występują właśnie w skałach skorupy ziemskiej. Większość wód podziemnych pochodzi z tzw. infiltracji (przemieszczania się) opadów atmosferycznych oraz wód powierzchniowych. Ich głównym źródłem jest kondensacja pary wodnej oraz, wydzielająca się z roztworów magmowych lub z odwodnienia minerałów, para wodna. Wody podziemne wydobywane są także z zachowanych resztek zaschniętych wód z mórz i innych akwenów. Wody podziemne możemy podzielić ze względu na strefy aeracji (napowietrzenia) i saturacji (nasycenia). Dzieli je tzw. zwierciadło wód podziemnych. Wyróżnia się wody podziemne: Ze strefy aeracji: wody błonkowate: wody adhezyjne, wody higroskopijne, wody kapilarne, wody wolne, Ze strefy saturacji: wody zaskórne: tzw. wierzchówki, wody gruntowe, wody wgłębne, wody zaskórne. Wody podziemne wyróżnia się ze względu na głębokość, warunki występowania i rozmieszczenie. Rodzaje wód podziemnych (ze względu na przestrzenie w skałach): wody porowe, wody szczelinowe, wody krasowe, wody porowo-szczelinowe, wody szczelinowo-krasowe. Wody podziemne w Polsce Polska w stosunku do państw Europy jest krajem najuboższym w zasoby wodne. Najczęstszymi wodami podziemnymi występującymi w Polsce są wody krasowe. Wody podziemne krasowe występują w: Tatrach Zachodnich, na Wyżynie Śląskiej, na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej, w Niecce Nidziańskiej, na Wyżynie Lubelskiej, na Roztoczu, na Polesiu. Do wód krasowych zalicza się także źródła mineralne i cieplice, wykorzystywane w celach leczniczych.

30.  Wody artezyjskie i subartezyjskie Wody artezyjskie to wody podziemne, zdolne, do swobodnego wypływania z ziemii, ponad powierzchnię studni. Wody artezyjskie występują najczęściej w niecce artezyjskiej w warstwach wodonośnych pod skałami nieprzepuszczalnym. Warstwa wodonośna w przypadku tego typu wód, znajduje się w środku, pomiędzy dwiema warstwami nieprzepuszczalnymi. Dzięki takiej izolacji, wody te są mniej zanieczyszczone.niż inne wody podziemne Wody artezyjskie spotykane są, tylko w ściśle określonych warunkach hydrogeologicznych, pojawiają się najczęściej na terenach o nieckowatym układzie warstw skalnych. Takie ukształtowanie terenu stwarza warunki do wytworzenia się odpowiednio wysokiego ciśnienia hydrostatycznego, umożliwiającego wodzie swobodne wypływanie na powierzchnię. Gdy wody artezyjskie występują na większych obszarach nazywane są basenami artezyjskimi. Największe baseny artezyjskie znajdują się w Stanach Zjednoczonych (np. Wielki Basen Dakoty, o powierzchni ok. 39 tysięcy km2),  w Australii (Wielki Basen Artezyjski), Wielkiej Brytanii (Basen Londyński) Wody subartezyjskie są natomiast wodami o mniejszym ciśnieniu hydrostatycznym. Po odwiercie,  słup wody nie dosięga powierzchni ziemii, jak było to w przypadku wód artezyjskich. Podnosi się jedynie powyżej punktu nawiercenia. Miejsc w których występują wody subartezyjskie jest więcej niż miejsc, w których występują wody artezyjskie. Wody te nie wypływają pod tak dużym ciśnieniem jak te artezyjskie. By takie wody powstały,rzeźba terenu nie musi być aż tak rygorystycznie ukształtowana, by takie ciśnienie wytwarzać, jak było to w przypadku wód artezyjskich. Do powstawania wód subartezyjskich, przyczynia się także m.in, zbyt intensywna eksploatacja wód artezyjskich, które po zużyciu zamieniają się wody subartezyjskie. Gdy spora część wód artezyjskich wydostanie się na powierzchnię, nadmiar ciśnienia zgromadzonego w niecce uchodzi na powierzchnię. Musi minąć sporo czasu, zanim wody opadowe wsiąkające w warstwy przepuszczalne, znowu wytworzą odpowiednie ilości ciśnienia, niezbędnego do powstania wód artezyjskich. Nawet w Polsce występuje wiele struktur, w których pierwotnie występowały wody artezyjskie, ale obecnie stały się one wodami subartezyjskimi, np. w niecce łódzkiej, niecce gdańskiej. czy niecce mazowieckiej. Użyteczne gospodarczo są zwłaszcza te wody subartezyjskie, w których dziurę nawiercono głęboko, ale po nawierceniu woda podniosła się stosunkowo blisko powierzchni ziemi. Takie nawierty ułatwia eksploatację wody subartezyjskie.  Głęboki nawiert daje również pewność, że woda podniesie się z naprawdę niskich głębokości, będzie więc dużo czystsza niż ta która znajduje się bliżej powierzchni.

31.  Rodzaje źródeł Źródło to naturalny, punktowy wypływ wody podziemnej na powierzchnię terenu. Wypływ wody podziemnej na powierzchnię nie musi być punktowy. Niekiedy woda podziemna wypływa powierzchniowo tworząc bagno o niewielkich rozmiarach. Jest to młaka. Wyróżniamy źródła: szczelinowe - wypływające ze szczelin skalnych. Specyficznym rodzajem źródła szczelinowego jest wywierzysko, czyli bardzo obfite źródło na obszarze krasowym, tzn. zbudowanym z wapieni, gipsu lub dolomitów; warstwowe - wypływające z dolnej części warstwy wodonośnej znajdującej się nad warstwą nieprzepuszczalną; uskokowe - wypływające przez uskok tektoniczny. Ze względu na stosunek do rzeźby terenu wyróżniamy źródła: dolinne - występujące w miejscu, gdzie dno doliny styka się ze zwierciadłem wody gruntowej; grzbietowe - znajdujące się na grzbietach górskich; stokowe lub zboczowe - wypływające ze stoku górskiego lub zbocza dolinnego;  terasowe - występujące na terasach rzecznych; klifowe - znajdujące się u podnóża klifu morskiego. Ze względu na sposób wypływu wody źródła dzieli się na:  zstępujące - gdy woda wypływa swobodnie pod wpływem grawitacji; wstępujące - gdy woda wypływa wskutek działania ciśnienia hydrostatycznego; przelewowe - gdy pod wpływem ciśnienia hydrostatycznego podnosi się poziom wody podziemnej aż do momentu przelania się i swobodnego grawitacyjnego wypłynięcia na powierzchnię. Źródła można także podzielić ze względu na charakter skały, z której wypływa woda: zwietrzelinowe - wypływające z pokrywy zwietrzelinowej. Jeśli pokrywa ta składa się z dużych okruchów źródło takie określane jest jako rumoszowe; skalne - gdy woda wypływa z nie zwietrzałej skały litej; osuwiskowe - wypływające z jęzora lub niszy osuwiska; sandrowe - znajdujące się na stożkach sandrowych;  morenowe - wypływające z gliniastych utworów morenowych.

32.  Gejzery - gorące źródło które wyrzuca wrzącą wodę i parę wodną zazwyczaj w kierunku pionowym. Wody termalne - jest to woda która znajduje się pod ziemią temperatur nie przekracza średniej rocznej temperatury powietrza.  Wody mineralne- naturalna woda lecznicza. Przypływy morskie - jest to regularne podnoszenie i opadanie poziomu wody. Falowanie- unoszenie i opadanie wody pod wpływem tarcia. Prąd morski- ruchy wody w oceanach wywołanie : wiatrem, różnicami temperatury, zasoleniem, ruchem obrotowym ziemi Zasolenie zależy od: temperatury, intensywności parowania, opadów i dopływu wód słodkich rzek