• Na czasie
    Klimat jest najbardziej labilnym składnikiem geosystemu — wynika to zarówno z właściwości atmosfery ziemskiej, która ma skłonność do chaotycznych zachowań (m.in. turbulencyjnego ruchu), jak i z mnogości oraz zmienności czynników oddziałujących na stan atmosfery. Klimat, rozumiany jako statystyczny stan atmosfery, stanowi wyraz chwiejnej równowagi systemu, utworzonego przez atmosferę, hydrosferę, pedosferę (gleby), kriosferę i biosferę, w którym zachodzą procesy obiegu energii i substancji. Procesy te, wskutek wzajemnych powiązań (tzw. sprzężeń zwrotnych), wzajemnie się „kontrolują”, ale też zawierają potencjał energii, zdolnej do zaburzenia względnej równowagi i uruchomienia przemian prowadzących do ukształtowania się zupełnie odmiennego stanu atmosfery. Takie zdarzenie — zasadnicza przemiana systemu klimatycznego — oznacza zmianę klimatu.
    W historii Ziemi udokumentowano wielokrotne zmiany klimatu; ostatnia z tych zmian nastąpiła wraz z zanikiem plejstoceńskich lądolodów ok. 10 tys. lat temu, tzn. w czasach rozkwitu paleolitycznej kultury pierwotnych społeczeństw. Natomiast z roku na rok, z dekady na dekadę obserwuje się zmienność warunków klimatycznych; polega ona na różnokierunkowych, fluktuacyjnych lub quasicyklicznych wahaniach stanu atmosfery, które można interpretować jako ciągłą adiustację (poprawianie) równowagi systemu klimatycznego.
    Oddziaływania na system klimatyczny, które stanowią przyczynę zachodzących w nim zmian (i zmienności klimatu), pochodzą z zewnątrz systemu bądź też powstają w systemie klimatycznym. Zmienna aktywność Słońca, erupcje wulkanów, skutki działalności człowieka — to przykłady zewnętrznych czynników klimatotwórczych. Kriosfera (lody morskie, lądolody, lodowce górskie i trwała zmarzlina), a także biosfera (szczególnie roślinność na lądach i fitoplankton), są w znacznym stopniu produktami klimatu, ale równocześnie aktywnymi, wewnętrznymi czynnikami wpływającymi na przebieg procesów formujących klimat. Zmieniające się w czasie oddziaływania czynników klimatycznych są impulsami, które przetwarza atmosfera ziemska, wytwarzając „odpowiedzi” obserwowane jako różne postaci zmienności klimatu: jej systematycznymi przejawami są trendy (względnie trwałe tendencje) i rytmiczne wahania elementów klimatu (temperatury, opadów, ciśnienia itp.); część zmian w atmosferze nie daje się jednak przyporządkować żadnym regularnym formom — tworzą one bezładny szum.
    Współczesna tendencja — globalne ocieplenie w XX w. — jest wg Ch.D. Schönwiesego 2–3 razy silniejsza od szumu. Rytmiczne wahania są porównywalne z szumem, a tylko niektóre cykle wyróżniają się jako istotne maksima w widmie zmian klimatycznych. Widmem (spektrum) nazywa się rozkład „mocy” wahań klimatycznych w pewnym zakresie częstotliwości (okresów cyklicznych zmian). W szumie wszystkie częstotliwości mają równą „moc”, natomiast jeśli jakiejś częstotliwości odpowiada moc wyraźnie wyższa od mocy szumu, uznaje się ją za wskazanie występującej w serii obserwacyjnej powtarzalności zmian w cyklu, odpowiadającej tej częstotliwości; np. w widmie średnich temperatur w Łodzi zaznacza się okresowość co 7, 8 lat, która różni się od szumu (reprezentowanego przez wahania o innych częstotliwościach) z prawdopodobieństwem przewyższającym 95%. Mówi się więc o okresowości, bo stwierdzono, iż małe są szanse, by tak wyraźne maksimum w widmie należało tylko do szumu klimatycznego.
    Zmienność klimatu jest powodowana przede wszystkim przez wewnętrzne procesy, zachodzące w systemie klimatycznym. Najważniejszym z nich jest cyrkulacja atmosferyczna, którą — w pewnym uproszczeniu — można określić jako planetarny układ makroturbulencyjnych wirów, cyklonalnych i antycyklonalnych, przemieszczających się nad globem ziemskim oraz przenoszących ciepło i wilgoć. Podobny, choć bardziej stabilny układ, tworzy cyrkulacja wód w oceanie światowym. W systemie klimatycznym funkcjonują procesy wzbudzające zaburzenia i umożliwiające przekształcanie się niewielkich, przypadkowych odchyleń w poważniejsze anomalie. Najprostszym mechanizmem rozwijającym zaburzenia składające się na zmienność klimatu jest sprzężenie zwrotne między temperaturą powietrza, albedo powierzchni ziemi i pokrywą śnieżną. Współdziałanie elementów tego sprzężenia „produkuje” oziębienie, pojawienie się śniegu bowiem (uwarunkowane ujemną temperaturą) powoduje powiększenie zdolności odbijania promieni słonecznych (albedo), a więc ograniczenie przychodu ciepła i dalszy spadek temperatury. Należy zauważyć, że do powstania tego rodzaju fali zimna jest potrzebna koincydencja dwu zdarzeń: spadku temperatury do 0°C i opadu. Opady mogą wielokrotnie występować przy nieco wyższej temperaturze, przymrozki pojawiają się podczas bezchmurnego nieba. Ale jeśli pewnego razu te dwa zjawiska spotkają się, uruchomią proces, utrwalający oziębienie. Gdy natomiast pokrywa śnieżna stopnieje — np. pod wpływem adwekcji ciepłego powietrza — albedo zmaleje i ziemia nagrzeje się dodatkowo, czerpiąc energię promieniowania słonecznego. Mówi się, że takie sprzężenie zwrotne ma charakter pozytywny. Istnieją także negatywne sprzężenia decydujące m.in. o stabilizacji klimatu; np. parowanie wzrasta podczas ocieplenia, ale jednocześnie ogranicza wzrost temperatury, bo ciepło zużywa się na samą przemianę fazową wody, a para wodna — po kondensacji (chmury) — hamuje dopływ energii promieniowania słonecznego.
    Współdziałanie pokrywy śnieżnej i temperatury może przyczyniać się do występowania mniej lub bardziej ostrych zim, które są najwyraźniejszą oznaką zmienności klimatu w strefie średnich i wysokich szerokości geograficznych. Działanie tego sprzężenia ogranicza się na ogół do jednego sezonu, chociaż charakterystyczna jest korelacja występowania ostrych zim i następujących po nich zimnych sezonów wiosennych (w Polsce po mroźnym lutym następuje przeważnie chłodny marzec). Jest to przejaw bezwładności („pamięci”) systemu klimatycznego. Niekiedy jednak powstające zaburzenie utrwala się na wiele lat, a ponadto obejmuje znaczną część powierzchni Ziemi, np. na Labradorze lato trwa tak krótko, że wysoce prawdopodobne jest przetrwanie śniegu w ciepłym sezonie i akumulowanie pokrywy śnieżnej z roku na rok. W tym przypadku mielibyśmy do czynienia ze zmianą klimatu. Labrador oraz Skandynawia stawały się ośrodkami rozwijających się zlodowaceń w czwartorzędzie, oddziałujących na globalny system klimatyczny. Tak zasadnicza zmiana nie odbywa się zapewne bez inicjującej roli zewnętrznych (pozasystemowych) przyczyn, niemniej omawiane tu sprzężenie zwrotne ilustruje wysoką podatność klimatu na zmiany.
    Ostatnio udowodniono, że zarówno częstotliwość, jak i tempo tych zmian w przeszłości były większe, niż dotąd sądzono. W ciągu ubiegłych 2 mln lat wystąpiło 16 (być może nawet 30!) wielkich oziębień o rozmiarach, porównywalnych z 4 dobrze już rozpoznanymi zlodowaceniami (Günz, Mindel, Riss, Würm). Zaskakująco krótkie — jak na skalę czasu geologicznego — było trwanie epok klimatycznych. Pod koniec plejstocenu różnokierunkowe, znaczące zmiany klimatu odbywały się w ciagu zaledwie 100 lat. M.I. Budyko, klimatolog rosyjski, już w latach 60. uzasadnił hipotezę, że współczesny klimat jest wynikiem dynamicznej równowagi systemu klimatycznego, którego granicznymi stabilnymi postaciami byłaby tylko „biała Ziemia” lub tylko „czarna Ziemia”, to jest całkowite zlodowacenie bądź zupełny brak lodów na globie ziemskim. Przejście do „białej Ziemi” — wg tej hipotezy — następuje po przekroczeniu pewnej granicy rozwoju zlodowacenia, sięgającej poza 50. równoleżnik. „Biała Ziemia” byłaby stabilnym systemem, odpornym na znaczne przyrosty promieniowania słonecznego. Natomiast „czarna Ziemia” — bez czap śnieżno-lodowych na biegunach — może istnieć nawet przy mniejszym niż obecnie dopływie ciepła słonecznego, jeśli tylko — z jakiegoś powodu — istniejące lody stopnieją. Taki stan istniał przez wiele milionów lat w odległej przeszłości geologicznej. Był on charakterystyczny dla przeważającej części historii Ziemi.
    Wielkość, ukształtowanie pionowe i poziome oraz rozmieszczenie kontynentów na globie ziemskim podlegały w historii Ziemi zasadniczym przemianom, kształtując równocześnie warunki funkcjonowania systemu klimatycznego. Tworzą one pozasystemowy (zewnętrzny!) geograficzny czynnik klimatotwórczy. Hipoteza A. Wegenera o wędrówce kontynentów (ogłoszona na początku stulecia) została w latach 60. sprecyzowana i uzasadniona w ramach tzw. rewolucji geologicznej, przedstawiającej skorupę ziemską jako zbiór dynamicznie zachowujących się płyt, których ruchy rządzą rozmieszczeniem kontynentów na Ziemi (warto dodać, że z Wegenerem, meteorologiem, współpracował zasłużony badacz klimatów, W. Köppen). Dla kształtowania się klimatu w skali geologicznej istotne jest pojawienie się lądów w wysokich szerokościach geograficznych — co sprzyja zlodowaceniom — oraz formowanie się barier kontynentalnych i górskich blokujących strefowe (równoleżnikowe) przemieszczanie się prądów oceanicznych i mas powietrza. Przykładami tych efektów są losy Antarktydy, która — po „oderwaniu się” od prakontynentu Gondwany przed 40 mln lat — znalazła się w okolicach bieguna i uległa trwałemu zlodowaceniu; połączenie się obu Ameryk, zamykające wymianę wód między oceanami, ukształtowało ich cyrkulację w dzisiejszej postaci. Był to, jak się przypuszcza, impuls wyzwalający serię zlodowaceń na półkuli północnej w czwartorzędzie. Lądy i oceany różnią się zdolnością odbijania promieniowania słonecznego (albedo), pojemnością i przewodnictwem cieplnym. Wody pochłaniają więcej promieniowania niż lądy, a ponadto powiększają bezwładność termiczną systemu klimatycznego. Okresy ekspansji mórz na Ziemi były generalnie epokami klimatu ciepłego, z małymi wahaniami sezonowymi i wieloletnimi.
    Dopływ ciepła słonecznego do Ziemi określa tzw. stała słoneczna. Jej średnia wartość wynosi ok.1368 W/m2 i — wbrew przyjętej już dawno nazwie — waha się w pewnych granicach i w dość złożonym rytmie w zależności od zmieniającej się w ciągu roku odległości Ziemia–Słońce oraz wskutek procesów, zachodzących na samym Słońcu. Energia promieniowania słonecznego, pochłanianego przez układ Ziemia–atmosfera, zamienia się w ciepło, energię kinetyczną cyrkulacji atmosfery i oceanów, warunkuje przemiany fazowe oraz obieg wody, umożliwia fotosyntezę i egzystencję organizmów żywych. Wahania insolacji stanowią zewnętrzną, „astronomiczną” przyczynę zmian klimatycznych. Zewnętrzne impulsy — zmiany nasłonecznienia Ziemi — są przetwarzane w systemie klimatycznym, który wskutek swej bezwładności ignoruje krótkotrwałe wahania dopływu energii, ale kumuluje skutki utrzymujących się dłużej nadmiarów bądź niedoborów promieniowania. Niektórzy badacze przypuszczają jednak, że nawet krótkotrwałe zmiany napromieniowania Ziemi mogą wywoływać zaburzenia pogody i klimatu. Znając zdolność systemu klimatycznego do „produkowania” zaburzeń, nie można wykluczyć takich efektów, chociaż mają one zapewne raczej incydentalny, niż systematyczny charakter. Stała słoneczna zmienia się w cyklu ok.11-letnim, który wyznaczają plamy słoneczne i wyrażająca je miara aktywności Słońca, tzw. liczba Wolfa. Największe zmiany insolacji związane z tym cyklem J. Boryczka ocenia na 2,6%. Autor ten wykazał też, że cykle aktywności Słońca powtarzają się z uderzającym podobieństwem co 178,9 lat, przy czym jest to równocześnie okres wędrówki wokół Słońca środka masy układu słonecznego (określonego przez rozmieszczenie planet i Słońca). Stała słoneczna zmienia się w tym quasi-dwuwiekowym cyklu tylko o ok. 0,2%, ale wahania te — w przeciwieństwie do problematycznych efektów wahań 11-letnich i in. — ujawniają się w przebiegu elementów klimatu, zwł. temperatury powietrza.
    Astronomicznym czynnikiem zmian klimatu w skali tysiącleci są okresowe wahania parametrów ruchu obiegowego Ziemi wokół Słońca.
    1) W cyklu, trwającym 92 tys. lat orbita wokółsłoneczna Ziemi z prawie kołowej przechodzi w skrajnie eliptyczną i ponownie w kołową. Przy skrajnie ekscentrycznej orbicie odległość Ziemia–Słońce zmienia się znacznie w ciągu roku, a globalne napromieniowanie Ziemi waha się o ponad 3%, występują duże różnice trwania pór roku na obu półkulach (obecnie zima na półkuli północnej trwa o 5 dni krócej niż na półkuli południowej).
    2) W ciągu 21 tys. lat wędrują po orbicie punkty równonocy. Procesja punktów równonocy powoduje, że zmienia się moment roku, kiedy Ziemia znajduje się najbliżej (lub najdalej) od Słońca. 10 tys. lat temu, tj. na początku okresu polodowcowego, Ziemia zbliżała się do Słońca w lecie, co sprzyjało topnieniu lodów na półkuli północnej; obecnie zbliżenie następuje zimą.
    3) W cyklu trwającym 40 tys. lat, w granicach od 21,58 do 24,36 stopnia, zmienia się nachylenie osi Ziemi względem ekliptyki. Obecne nachylenie wynosi 23,44 stopnia i maleje o ok. 0,00013 stopnia na rok. Im większe nachylenie, tym większe są strefowe różnice insolacji i większe kontrasty między latem a zimą.
    Poza efektem zmian mimośrodu orbity, dwa pozostałe cykle wpływają tylko na sezonowe i strefowe rozmieszczenie promieniowania słonecznego, ale za pośrednictwem wewnątrzsystemowych procesów atmosferycznych, mogą także wywoływać istotne zmiany klimatu. Długookresowe zmiany parametrów orbity ziemskiej były podstawą ogłoszonej w 1930 r. przez M. Milankovica orbitalnej teorii zmian klimatu i zlodowaceń. Początkowo lekceważona znalazła ona obecnie lepsze uzasadnienie i stanowi zasadnicze wyjaśnienie zmian klimatu w ciągu ostatniego miliona lat. Stwierdzono np., że ok. 115 i 75 tys. lat temu, zgodnie z teorią Milankovica, wystąpiły minima letniego promieniowania w wysokich szerokościach geograficznych, poprzedzone maksimami promieniowania w tropikach. Sytuacja ta umożliwiała najpierw nagromadzenie wilgoci w atmosferze (wskutek intensywniejszego parowania), a następnie akumulację śniegu i lodu (wskutek wystąpienia chłodniejszych sezonów letnich). Właśnie wtedy nastąpiły fazy rozwoju ostatniego zlodowacenia.
    Do zewnętrznych czynników zalicza się oddziaływanie sił pływowych, wynikających z grawitacyjnego przyciągania Księżyca i Słońca. Pionowa składowa tych sił jest znikoma i sięga zaledwie ok. 1/7 mln ziemskiej siły ciężkości. Stają się one jednak znaczące, gdy rośnie odległość zenitalna Księżyca (Słońca) i pojawia się składowa pozioma sił pływowych, osiągająca maksimum przy odległości zenitalnej 45 stopni. Podczas pełni i nowiu siły pływowe Księżyca i Słońca sumują się; sytuacja ta powtarza się co 29,53 dnia. Ponadto — wskutek ruchu punktów przecięcia się wokółziemskiej orbity Księżyca z ekliptyką (punktów węzłowych) — siły pływowe solarno-lunarne podlegają zmianom w cyklu o okresie 18,6 lat. Siły pływowe są przyczyną regularnie pojawiających się przypływów i odpływów morskich. Nie można wykluczyć znaczenia tych sił dla ruchów, występujących w atmosferze ziemskiej, ponieważ przyspieszenia, generowane przez pływy solarno-lunarne, są tego samego rzędu, co przyspieszenia występujące wskutek sił wywołujących wiatry, zwł. w niskich szerokościach geograficznych. 18,6-letni cykl księżycowy wpływa prawdopodobnie na tak istotne zjawisko atmosferyczno-oceaniczne, jak El Niño. Największe nasilenie El Niño notowano w latach 1922–23, 1940–41 i 1982–83, tj. mniej więcej zgodnie z cyklem lunarnym. El Niño i towarzysząca temu zjawisku zmiana cyrkulacji w atmosferze nad tropikalną częścią O. Spokojnego (tzw. oscylacja południowa) tworzy ze względu na swój zasięg i powtarzalność wewnątrzsystemową przyczynę zmienności klimatu o globalnym znaczeniu. Jej reperkusje, w postaci anomalii występujących w odległych regionach geograficznych (tzw. telekoneksja), wynikają ze znaczących zmian w wymianie wilgoci, ciepła, a nawet w składzie powietrza (CO2), które wywołuje pojawianie się ciepłych lub zimnych wód na wielkich przestrzeniach Oceanu Spokojnego.
    Układy baryczne na Ziemi i sterowana przez nie cyrkulacja powietrza stanowią wewnątrzsystemową przyczynę zmienności klimatycznej i jej geograficznego zróżnicowania. Ma ona szczególne znaczenie w średnich i wysokich szerokościach geograficznych, gdzie prądy powietrzne są źródłem ciepła i wilgoci przenoszonych ze strefy tropikalnej. W pozazwrotnikowej strefie panuje przenoszenie mas powietrznych z zachodu na wschód. Intensywność tej strefowej cyrkulacji zależy od kontrastów termicznych między niskimi i wysokimi szerokościami geograficznymi. Jednakże stabilna, równoleżnikowa cyrkulacja nie sprzyja przenoszeniu ciepła ku biegunom — jej długotrwałe utrzymywanie się powoduje powiększenie południkowych różnic termicznych. W rezultacie cyrkulacja równoleżnikowa nasila się, co prowadzi także do rozwoju jej zaburzeń, polegających przede wszystkim na pojawianiu się zafalowań ruchu równoleżnikowego. Fale te (fale Rossby'ego) obiegają strefę polarną, oddalając się i zbliżając do bieguna. Kształtują więc także południkowe przenoszenie powietrza, które stopniowo zaczyna dominować nad ruchem równoleżnikowym: cyrkulacja strefowa przeradza się w południkową. Związane z nią adwekcje chłodu i adwekcje ciepła w strefie umiarkowanej wywołują charakterystyczną zmienność temperatury, a w skali globalnej — wymianę ciepła i redukcję południkowych kontrastów termicznych. Cyrkulacja traci wskutek tego swą aktywność i kontrasty termiczne mogą ponownie narastać. Powtarzalność tych procesów obserwuje się zarówno w skali synoptycznej (kilku- i kilkunastodniowej), jak i w okresach wieloletnich — wyróżnia się tzw. epoki cyrkulacyjne, charakteryzujące się przewagą strefowych bądź południkowych form przenoszenia mas powietrza. Cyrkulacja w atmosferze i oceanach współoddziałuje z okresowymi zaburzeniami ruchu obrotowego Ziemi. Nutacja osi ziemskiej, wyrażająca się w postaci ok. 6-letniej wędrówki biegunów wokół ich średniego położenia w promieniu kilkunastu metrów, powoduje powstawanie tzw. pływów biegunowych. Wywołują one wahania poziomu zwierciadła wód rzędu 50 mm, oddziałujących m.in. na prędkość prądów oceanicznych i generują wahania ciśnienia atmosferycznego, sięgające ok. 2 hPa. Natomiast niewielkie przyrosty prędkości ruchu obrotowego (skracanie się doby o kilka tysięcznych sekundy), jak wykazali w 1983 r. P.I. Swirenko i N.S. Sidorenkow, odpowiadają rozwojowi południkowych form cyrkulacji atmosferycznej. Obecna faza wzrostu prędkości obrotów Ziemi trwa od 1972 r. i zakończy się prawdopodobnie ok. 2005 r.
    Dopływ promieniowania słonecznego do powierzchni Ziemi oraz transfer przez atmosferę promieniowania cieplnego Ziemi zależą m.in. od składu atmosfery, szczególnie od zawartego w niej aerozolu (np. drobnych cząstek pyłu pochłaniających promieniowanie słoneczne) i od koncentracji tzw. gazów cieplarnianych (pary wodnej, dwutlenku węgla, metanu i in.) pochłaniających promieniowanie podczerwone, uchodzące z powierzchni Ziemi. Aerozol, wprowadzany do atmosfery wskutek eksplozywnych erupcji wulkanicznych lub wskutek działalności gospodarczej, oraz związana z gospodarką emisja gazów cieplarnianych spełniają funkcję zewnętrznych czynników klimatotwórczych.
    Uznanie wybuchów wulkanicznych za jedną z przyczyn wahań klimatu zawdzięczamy pracy H. Arctowskiego, lwowskiego geofizyka i badacza Antarktydy, który w 1905 r. ogłosił artykuł pt. Volcanic dust wils and climatic variations. Erupcje wulkaniczne znacząco wpływają na zawartość aerozolu w atmosferze. Średnioroczna emisja wulkaniczna wynosi 25 mld t pyłu o średnicy poniżej 5µm, ale sporadyczne wybuchy mogą wyrzucać nawet po 100 mln t (średnia zawartość pyłu w atmosferze ziemskiej wynosi ok. 70 mln t). Pyły wulkaniczne są wyrzucane wysoko (do stratosfery, nawet do wys. 50 km) i utrzymują się w powietrzu przez kilka–kilkanaście lat, podczas gdy „średnia” cząstka pyłów innego pochodzenia przebywa w atmosferze 10 dni. Aerozol wulkaniczny powoduje ochłodzenie przyziemnych warstw atmosfery i ogrzanie stratosfery. Taki był m.in. skutek wybuchu wulkanu El Chichón w Meksyku w 1982 r., Pinatubo na Filipinach w 1991 r. oraz wulkanów w Indonezji — Krakatau w 1883 r. i Tambora w 1815 r.; ten ostatni wywołał długotrwałe oziębienie, utrwalone w historii klimatu jako „rok bez lata” w Ameryce Pn. i Europie (1816). Za najsilniejszy wybuch (prawdopodobnie 20–30 razy mocniejszy od znanych erupcji współczesnych) uznaje się „supererupcję” wulkanu Toba na Sumatrze, datowaną na 73 tys. lat temu i powodującą ochłodzenie rzędu 3–5°C. Miała ona zapewne duże znaczenie dla rozwoju zlodzenia w tej epoce i dramatycznego ograniczenia zaludnienia Ziemi.
    Coraz większą rolę w kształtowaniu się termiki atmosfery odgrywają antropogenne aerozole, wśród których charakterystyczną substancją jest m.in. siarczan amonu powstający w atmosferze wskutek reakcji tlenków siarki i tlanków azotu, emitowanych przez przemysł i silniki spalinowe. Hamuje on oddziaływanie rozwijającego się współcześnie efektu cieplarnianego. Skład atmosfery ziemskiej przechodził długotrwałą ewolucję, począwszy od powstania Ziemi (przed 4,6 mld lat). Młoda atmosfera składała się prawdopodobnie z produktów odgazowania skał i wulkanizmu: dwutlenku węgla, metanu i azotu oraz śladowych ilości pary wodnej. Była to atmosfera beztlenowa, sucha i gorąca. Dopiero w miarę stopniowego ochładzania nastąpiła kondensacja pary wodnej, pojawiły się opady, a na powierzchni Ziemi powstały morza i oceany (ok. 3,6 mld lat temu). Dwutlenek węgla zabierany z atmosfery, rozpuszczany w oceanie i wiązany z wapniem utworzył pokłady skał węglanowych. Od czasu pojawienia się na Ziemi organizmów żywych (3,5 mld lat temu) CO2 był wiązany w procesie fotosyntezy, gromadzony w biomasie, glebie i skałach pochodzenia organicznego (węgiel!). Rozwój roślinności (która stała się składnikiem systemu klimatycznego) powodował wzbogacanie się atmosfery w tlen. Zbliżony do współczesnego skład atmosfery ukształtował się dopiero ok. 400 mln lat temu. Odtąd główne składniki o małej koncentracji — para wodna, metan i CO2 — podlegały znaczącym fluktuacjom, wykazując charakterystyczną korelację z następującymi zmianami klimatu. Zwłaszcza dwutlenek węgla oraz metan (CH 4) były związane zadziwiająco ściśle z ociepleniami i oziębieniami. Okresom ciepłym — interglacjałom — towarzyszył duży wzrost koncentracji tych gazów, oziębieniom — odpowiadało małe stężenie. Szwedzki badacz S. Arrhenius już w 1896 r. zwrócił uwagę na związek między zawartością CO2 w atmosferze i jej temperaturą. Ocenił on, że podwojenie tej zawartości (w XIX w. stężenie dwutlenku węgla wynosiło ok. 280 cząstek na milion cząstek powietrza) powinno spowodować globalne ocieplenie o 6°C. Postępujący wzrost zawartości dwutlenku węgla w powietrzu potwierdzają regularne pomiary, rozpoczęte najpierw w obserwatorium Mauna Loa na Hawajach (1958 r.), wkrótce w wielu innych stacjach badawczych, m.in. na biegunie południowym. W ciągu tego 40-lecia stężenie CO2 wzrosło od ok. 310 do 360 cząstek na milion cząstek powietrza. Przyrost ten wiąże się z uwalnianiem do atmosfery węgla zgromadzonego w paliwach kopalnych, a także — do 1960 r. nawet w większym stopniu — z niszczeniem lasów asymilujących dwutlenek węgla z atmosfery. Obserwowany wzrost temperatury na Ziemi oraz zniżkowa tendencja temperatury stratosfery (oznaczająca przechwytywanie uchodzącego z Ziemi promieniowania przez niższe warstwy atmosfery) — potwierdzają hipotezę globalnego ocieplenia, związanego z rozwojem efektu cieplarnianego. Podnoszący się poziom mórz i oceanów świadczy o topnieniu lodowców i termicznej ekspansji wód (średni poziom oceanu światowego wzrósł w XX w. o ok. 14 cm). Zmianom tym towarzyszy wzrost koncentracji CO2 i in. gazów cieplarnianych, co jest spowodowane działalnością gospodarczą (spalanie paliw powoduje emisję do atmosfery 8 gigaton węgla rocznie, znaczna jego część pozostaje w atmosferze, dając efekt cieplny ok. 5 W/m2, przy średniej insolacji Ziemi 243 W/m2). Jest to zewnętrzny antropogenny czynnik klimatotwórczy.
    Wywołana przez człowieka zmiana pokrycia powierzchni ziemi (wylesienie, urbanizacja, uprawa roli) ma także globalne znaczenie klimatotwórcze — głównie wskutek zmiany albedo Ziemi. Związane z rolnictwem w klimatach suchych nawodnienia powodują znaczący przyrost przenoszenia utajonego ciepła parowania z powierzchni ziemi do atmosfery. Rozwój hodowli zwierząt i ekspansja powierzchni pól ryżowych przyczyniają się do wzrostu emisji metanu. Pewne znaczenie, ograniczone na razie do okolic miast i ośrodków przemysłu, ma emitowane bezpośrednio do atmosfery tzw. ciepło sztuczne, wyzwalane w procesie wytwarzania energii.
    Rekonstrukcja zmian klimatycznych w przeszłości oraz zrozumienie mechanizmu funkcjonowania systemu klimatycznego skłaniają do próby opracowania prognozy klimatu. Byłaby ona najważniejszą konkluzją badań klimatologicznych. Jednakże właśnie poznanie procesów i czynników klimatotwórczych prowadzi do wniosku, iż ścisła prognoza klimatu nie jest możliwa. Niektóre czynniki oddziałujące na klimat (np. aktywność wulkanów) są nieprzewidywalne, a atmosfera, w której formuje się klimat, zachowuje się w znacznym stopniu chaotycznie. Dlatego też, mówiąc o klimacie w przyszłości, rozpatruje się nie prognozy w ścisłym znaczeniu, lecz scenariusze, tzn. prawdopodobne przebiegi zdarzeń (tendencji) w systemie klimatycznym, które zakładają jego przemiany pod wpływem oddziaływania określonych czynników.
    Antropogenne oddziaływania na klimat — emisja gazów cieplarnianych i aerozoli — upoważniają do prezentacji scenariusza zmian klimatycznych w nadchodzącym stuleciu. Zakłada on, że efekt cieplarniany będzie się rozwijał w tempie zależnym od działalności człowieka, tj. od wzrostu gospodarczego i działań hamujących przyrost emisji gazów cieplarnianych. W konsekwencji — w okresie podwojenia się koncentracji dwutlenku węgla w atmosferze (w końcu XXI w.?) — nastąpi podniesienie się średniej temperatury globalnej o 1–4°C powyżej jej obecnego poziomu (tj. 15,5°C). Ocieplenie powinno być znacznie większe w wysokich szerokościach geograficznych i w sezonie zimowym; nastąpi przesunięcie stref klimatycznych o kilkaset kilometrów w stronę biegunów, a ponadto wystąpią znaczne zmiany w geografii klimatów (pewne regiony mogą stać się chłodniejsze niż obecnie). Opady powinny wzrosnąć, zwł. w wysokich szerokościach geograficznych, ale wędrówka stref cyrkulacyjnych spowoduje, że niektóre regiony (np. południowa Europa) staną się bardziej suche — obejmie je strefa suchych klimatów okołozwrotnikowych. Poziom oceanów i mórz, wskutek ekspansji termicznej i topnienia lodów, może wzrosnąć o dalsze 0,3–1 m. Symulacje komputerowe klimatu dla Polski przewidują wzrosty średnich temperatur w zimie o ok. 5°C, latem o 1–2°C. Prawdopodobny jest też niewielki przyrost opadów atmosferycznych w chłodnej połowie roku, ale także znaczny przyrost wielkości parowania, co może istotnie pogorszyć już obecnie niekorzystny bilans wodny kraju. Względnie szybka zmiana warunków klimatycznych w najbliższej przyszłości może stanowić stres, zagrażający naturalnym ekosystemom na Ziemi, których zdolności adaptacyjne są przecież ograniczone.
    Podobny problem dotyczy systemów gospodarczych, przystosowanych do istniejącego klimatu. Szczególnie groźna wydaje się ekspansja klimatów suchych, a także podnoszenie się poziomu mórz. Rozwijający się efekt cieplarniany, redukcja ozonosfery, a także rosnąca kwasowość opadów atmosferycznych stanowią uznany przez większość badaczy scenariusz zmian klimatu. Ze względu na zagrożenia związane z tymi prawdopodobnymi tendencjami, są konieczne działania zmierzające do ochrony naturalnego składu atmosfery. Pewne kroki w tym kierunku podjęto w ostatnich latach, przyjmując konwencje międzynarodowe zobowiązujące kraje do powstrzymania produkcji tzw. freonów (niszczących ozonosferę) i ograniczenia emisji gazów cieplarnianych (132 państwa przyjęły Ramową konwencję Narodów Zjednoczonych w sprawie zmian klimatu z 1992 r.). Być może, w sukurs tym działaniom przyjdzie naturalna zdolność geosystemu do utrzymywania warunków sprzyjających życiu (hipoteza Gai, Matki-Ziemi, wynikająca z ogólnych filozoficznych i ekologicznych przesłanek, mówi o samoregulacji środowiska ziemskiego). Można też mieć nadzieję — w tym przypadku opartą na ściślejszych podstawach — że antropogenne postępy globalnego ocieplenia zostaną powstrzymane przez naturalny bieg tendencji klimatycznych, które mają przeciwstawny charakter i sprzyjają raczej oziębianiu się klimatu. Przełom stuleci wypada w okresie opadającej fali wiekowych zmian temperatury. W dalszej perspektywie czasowej trzeba się liczyć ze schyłkiem obecnego interglacjału, który w porównaniu z poprzednimi okresami ciepłymi trwa już wystarczająco długo.
    Krzysztof Kożuchowski
  • Warto wiedzieć więcej
    Pustynią nazywamy obszar lądu w strefie klimatu suchego, pozbawiony roślinności lub z niską roślinnością rozproszoną, pokrywającą mniej niż 10% powierzchni. Pustynie są typowymi krajobrazami strefy suchej (aridalnej), których granice są wyznaczane na podstawie cech klimatu, głównie stosunku przychodu wody z opadu (P) do wielkości potencjalnej ewapotranspiracji (PET). Według klasyfikacji UNESCO jej zasięg określa wartość współczynnika P/PET wynosząca 0,2. Zakres wartości 0,2–0,5 wyznacza zasięg strefy półsuchej (semi-aridalnej), dla której typowym krajobrazem jest głównie półpustynia, mająca pewne cechy pustyń i stepów bądź sawann. Główne przyczyny suchości klimatu i rozwoju pustyń to kontynentalizm związany z wnętrzami lądów, położenie w strefie formowania się wyżów atmosferycznych, obecność barier orograficznych powstrzymujących dopływ wilgotnego powietrza, bliskość zimnych prądów oceanicznych. Zasięg pustyń nie jest stały i zmienia się wraz ze zmianami klimatu Ziemi. W niektórych okresach plejstocenu był on znacznie większy niż obecnie, o czym świadczą nieaktywne pola wydmowe na obszarze m.in. dzisiejszej Botswany, Zambii i Angoli w południowej Afryce czy w północnej Argentynie. Ze względu na położenie i cechy klimatu wyróżnia się pustynie strefy umiarkowanej o skrajnie kontynentalnym klimacie i stosunkowo wilgotnej zimie, nawet z opadami śnieżnymi, oraz znacznie bardziej suche pustynie strefy podzwrotnikowej i zwrotnikowej.
    Rozmieszczenie pustyń. Obszary wybitnie suche zajmują obecnie 4% powierzchni lądów, suche 15%, a półsuche ok. 14,5%. Rozmieszczenie pustyń jest nierównomierne w skali kontynentów. Największą powierzchnię obszary wybitnie suche i suche zajmują w Afryce (prawie 12 mln km2 — 40% powierzchni kontynentu), w Azji prawie 9 mln km2 (20%), w Australii 3,9 mln km2, co jednak stanowi aż 51% powierzchni kontynentu. Udział pustyń w powierzchni Ameryki Południowej wynosi ok. 8%, w Ameryce Północnej 5,5%, w Europie tylko 1%. Powierzchnia obszarów półsuchych, głównie półpustyń, wynosi w Azji 7,5 mln km2 (17%), w Afryce 6,1 mln km2 (20%), w Ameryce Północnej 2,7 mln km2 (11%), w Australii 2,5 mln km2 (32%), w Ameryce Południowej 1,6 mln km2 (9%), w Europie 0,8 mln km2 (8%). W Afryce pustynie i półpustynie występują w strefie zwrotnikowej, na północy (Sahara, obszary otaczające Wyżynę Abisyńską) i południu (Namib, Kalahari). W Azji ciągną się równoleżnikowym pasem od wybrzeża Morza Śródziemnego (Negew, Pustynia Syryjska) i Półwyspu Arabskiego (Ar-Rub al-Chali, Wielki i Mały Nefud, Al-Ahsa) na zachodzie, przez Wyżynę Irańską (Wielka Pustynia Słona, Daszt-e Lut, Margo, Registan), Azję Środkową (Kara-kum, Kyzył-kum), Kotlinę Kaszgarską (Takla Makan) po Gobi na wschodzie. Występują także w północno-zachodniej części Azji Południowej (Thar, Thal). W Ameryce Północnej znajdują się w zachodniej części kontynentu, na wybrzeżu Oceanu Spokojnego (Sonora, Mojave), w Górach Skalistych (Wielka Kotlina) i na Wyżynie Meksykańskiej (Chihuahua). W Ameryce Południowej miejscem ich występowania są Andy (Atakama) i Wyżyna Patagońska. W Australii zajmują niemal całą środkową (Simpsona, Wielka Pustynia Wiktorii) i zachodnią (Wielka Pustynia Piaszczysta, Gibsona) część kontynentu.
    Typy pustyń. Klasyfikacja pustyń powinna mieć według M. Pietrowa charakter trzystopniowy. Podział pierwszego stopnia nawiązuje do zróżnicowania klimatycznego i obejmuje pustynie wybitnie suche i suche, z wariantami kontynentalnymi i nadoceanicznym. Dalszy podział nawiązuje do ukształtowania rzeźby terenu i opiera się na kryterium geologiczno-geomorfologicznym, obejmując pustynie górskie z dominującą rzeźbą tektoniczno-denudacyjną, pustynie wyżynne na płaskowyżach o płytowej rzeźbie strukturalnej oraz pustynie nizinne w obrębie równin akumulacyjnych. W obrębie każdego z tych typów można dokonać dalszego rozróżnienia na podtypy wg rodzaju utworów powierzchniowych i gleb. Pustynie piaszczyste, rozwinięte na podłożu piasków rzecznych, morskich lub wietrzeniowych. Zajmują zwykle duże powierzchnie, tworząc „morza piasków”. W wielu obszarach noszą one swoiste nazwy, jak erg (arabski), szamo (chiński), kum (turkmeński). Największymi aktywnymi pustyniami piaszczystymi są Ar-Rub al-Chali na Półwyspie Arabskim (650 tys. km2), w większości piaszczyste Kara-kum (350 tys. km2) i Kyzył-kum (300 tys. km2) w Azji Środkowej oraz Irk asz-Szasz-Adrar w zachodniej Saharze (319 tys. km2). Pustynie piaszczysto-żwirowe są zbudowane z utworów powstałych przez wietrzenie piaskowców i zlepieńców, mają charakter na ogół równinny i występują na płaskowyżach; są określane mianem serir (arabski), reg (perski), gobi (mongolski). Występują powszechnie w Azji Środkowej, na Półwyspie Arabskim i na Saharze. Pustynie gruzowe z pokrywami gipsowymi lub węglanowymi są typowe dla wapiennych płaskowyżów. Mają najbardziej suchy charakter i surowe warunki wegetacji. Są częste na Saharze i noszą nazwę hamady. Pustynie gruzowe równin przedgórskich są związane z rozległymi stożkami napływowymi, zbudowanymi z gruzu skalnego, żwiru i piasku, akumulowanego w trakcie sporadycznych wezbrań i spływów rumoszu skalnego. Pustynie skaliste występują na obszarach górskich. W ich obrębie są powszechne wychodnie skał podłoża poddawane intensywnemu wietrzeniu, strome skaliste stoki, rumowiska skalne, doliny w postaci gardzieli i jarów. Są typowe dla Azji Środkowej, Wyżyny Irańskiej, Półwyspu Arabskiego, Sahary. Pustynie ilasto-piaszczyste mają zwykle rzeźbę równinną i występują na płaskowyżach zbudowanych z wietrzejących osadów ilasto-piaszczystych. Pustynie ilaste powstają na utworach rzecznych i jeziornych, o rzeźbie równinnej. W Azji Środkowej noszą nazwę takyr, w Iranie — kewir, w Ameryce Północnej — playa. Pustynie lessowe tworzą się na płaskowyżach i równinach zbudowanych z osadów lessowych. Pustynie złych ziem (badlandów) występują na mało zwięzłych osadach podlegających szybkiej erozji i cechują się dużym rozczłonkowaniem rzeźby. Występują m.in. na przedgórzach gór Azji Środkowej, na Bliskim Wschodzie, w Ameryce Północnej. Pustynie słone, często przechodzące w ilaste, są związane z solniskami i zasolonymi obniżeniami z płytko zalegającymi wodami gruntowymi. Występują w centralnych częściach kotlin śródgórskich i wyżynnych, zwykle w miejscu dawnych jezior lub na wybrzeżach. Ich powierzchnie tworzy skorupa solna, na której rozwijają się gleby sołonczakowe. Pustynie słone są określane jako szott, sebkha (arabski) lub szor (turkmeńskii). Pustynie nadmorskie są typowe dla wybrzeży Morza Kaspijskiego, Zatoki Perskiej, Morza Śródziemnego. Pustynie śródgórskie występują w Górach Skalistych, na Saharze, Wyżynie Irańskiej, w Azji Środkowej.
    Rzeźba terenu. W rozwoju rzeźby obszarów pustynnych szczególne znaczenie mają procesy wietrzeniowe, fluwialne i eoliczne. Rezultatem ich działania są formy terenu specyficzne dla strefy suchej. W wyniku intensywnego wietrzenia mechanicznego, głównie solnego i termicznego, w górach także mrozowego, powstają rozległe rumowiska skalne, formy kawernowe, zwane tafoni. Skały podlegają łuszczeniu (eksfoliacji) i pękaniu. Na powierzchniach skał występuje lakier pustynny (warnisz, patyna). Silne parowanie sprzyja powstawaniu skorup wapiennych, gipsowych i solnych, niekiedy pokrywających znaczne obszary. U podnóży ścian skalnych tworzą się stożki i hałdy usypiskowe. Sporadyczne opady o dużej wydajności powodują zmyw powierzchniowy, rozwój sieci wąwozów w miękkim podłożu i podstokowych zrównań, zwanych pedymentami w skałach twardych. Doliny epizodycznych rzek mają często kształt skrzynkowy, z płaskim żwirowym dnem i pionowymi brzegami. W krajach arabskich noszą one nazwę wadi (uedy). U wylotu dolin do kotlin powstają potężne żwirowe stożki napływowe — zazębiając się, tworzą tzw. bajadę. Centralną część kotlin tworzą mułkowo-ilaste równiny, zw. playa. Charakterystycznymi formami rzeźby dla pustynnych obszarów o budowie płytowej są płaskowyże ze stromymi lub urwistymi stokami, progi skalne o zatokowym przebiegu oraz góry-świadki na ich przedpolu. Liczne są łuki i mosty skalne. Akumulacyjnymi formami eolicznymi są wydmy, zwykle występujące gromadnie, tworzące „morza piasków”. W ich obrębie są spotykane różnorodne formy wydmowe (wydmy podłużne, sierpowate, barchany, gwiaździste) o wysokości od kilku do 300 m. Zwykle wydmy jednego typu zdecydowanie dominują. Erozyjna działalność wiatru powoduje powstanie wzgórz i grzbietów ostańcowych, zw. jardangami i graniaków wiatrowych, a wywiewanie piasku — niecek deflacyjnych, które mogą osiągać spore rozmiary i sięgać poniżej poziomu morza, np. Al-Kattara w Egipcie. Znaczne ilości pyłu są przenoszone podczas burz pyłowych. Współdziałanie wietrzenia i wiatru prowadzi do powstania grzybów skalnych, typowych dla skał osadowych. Współcześnie obserwowane formy rzeźby pustyń są związane nie tylko z klimatem suchym, ale mogą być częściowo odziedziczone z wcześniejszych okresów o bardziej wilgotnym klimacie. Takimi formami są np. doliny, jedynie przemodelowane w warunkach pustynnych, tarasy jezior pluwialnych, formy krasowe.
    Klimat. Klimat pustyń cechuje niska wilgotność powietrza oraz znaczne roczne i dobowe wahania temperatury, które mogą sięgać kilkudziesięciu stopni. Na pustyni zanotowano najwyższe temperatury na Ziemi: 57,8°C w Al-Azizijja w Libii (1922), 56,7°C w Dolinie Śmierci w USA (1913), 53,1°C w Cloncurry w Australii (1889). Zachmurzenie, wskutek małej zawartości pary wodnej w atmosferze, jest na ogół niewielkie, z wyjątkiem pustyń zachodnich wybrzeży kontynentów półkuli południowej, gdzie są częste mgły adwekcyjne. Opady są nieregularne, a ich sumy roczne bardzo małe, od kilku do 100–200 mm. W Arica (Chile) średnia wieloletnia opadów z 59 lat wynosiła poniżej 1 mm. Typowe są sporadyczne (nawet co kilka lat) opady nawałnicowe, powodujące krótkotrwały spływ powierzchniowy w suchych korytach rzek. Znaczne wypromieniowanie ciepła w nocy przy bezchmurnym niebie powoduje osadzanie się rosy. Roczny przychód wody z rosy może być wyższy niż z opadów atmosferycznych (np. na pustyni Negew w Izraelu).
    Stosunki wodne. Pustynie cechuje znaczne ubóstwo wody. Nieliczne rzeki stałe mają charakter tranzytowy, tzn. ich obszar zasilania znajduje się poza pustynią, w obszarze o wilgotniejszym klimacie, np.: Nil, Indus, Kolorado, Amu-daria. Część z nich nie dociera do końcowego morza lub jeziora, zanikając wskutek silnego parowania i infiltracji wody w przepuszczalne osady, np. Tarym na pustyni Takla Makan. Większość to rzeki okresowe, aktywne podczas krótkiej pory wilgotnej, lub epizodyczne, w których przepływ dokonuje się po nieregularnych opadach, nawet w odstępie wielu lat. Jeziora pustyń mają charakter stały, jeśli są zasilane przez rzeki stałe (Jezioro Aralskie), lub okresowy. Silne parowanie powoduje, że ich wody są zwykle silnie zasolone, a na brzegach tworzą się powierzchniowe skorupy solne. Ze względu na skład chemiczny wyróżnia się m.in. jeziora sodowe, boraksowe, gorzkie itp. Jeziora pustynne cechują się znacznymi wahaniami stanów wody w ciągu roku i mogą całkowicie wysychać. Niektóre pustynie, wykształcone w obrębie wielkich niecek tektonicznych, posiadają bogate zasoby wód podziemnych, mających na wielu obszarach charakter artezyjski. Wody artezyjskie występują m.in. w Australii (Wielki Basen Artezyjski), na Półwyspie Arabskim i w północnej części Sahary. Płytkie wody podziemne towarzyszą także dolinom rzek epizodycznych i okresowych i są eksploatowane w licznych studniach, umożliwiając osadnictwo, rolnictwo oparte na sztucznym nawadnianiu i prowadzenie szlaków komunikacyjnych.
    Szata roślinna i świat zwierzęcy. Roślinność pustyń jest często bogata pod względem składu gatunkowego, natomiast cechuje się małą zwartością. Rośliny pustyń, noszące ogólną nazwę kserofitów, to jednoroczne zioła kiełkujące po epizodycznych opadach, tzw. terofity, oraz trwałe byliny przystosowane do stałego niedoboru wody. Terofity są typowe dla obszarów skrajnie suchych, o nieregularnych opadach; pozostałe występują na pustyniach z wyraźnie zaznaczoną porą wilgotną. Rozwinęły one głębokie systemy korzeniowe, umożliwiające sięgnięcie do poziomu warstw wodonośnych (np. saksauł na pustyniach Azji) lub są roślinami posiadającymi zdolność pobierania wody z mgły i jej magazynowania w tkankach liści i łodyg. Specyficzne zbiorowiska roślinne porastają solniska i in. obszary o znacznym zasoleniu gleby. Tworzą je tzw. halofity, np. komosowate. W miejscach wilgotniejszych, np. w dolinach rzek epizodycznych i oazach, występuje roślinność drzewiasta, m.in. w Afryce i Azji Południowo-Zachodniej są to akacja, tamaryszek, oleander, palma daktylowa. Na pustyniach zachodnich wybrzeży kontynentów, ze znacznym przychodem wilgoci z mgły adwekcyjnej, powszechnie występują porosty. Dużo bardziej jest rozwinięta szata roślinna półpustyń, mających często charakter krzewiasto-drzewiasty i stanowiących formację przejściową do stepów lub sawann.
    Fauna pustyń, przystosowana do długotrwałego braku wody, to przede wszystkim owady (szarańcza, chrząszcze czarnuchowate), skorpiony i gady (jaszczurki, m.in. agama, gekon i scynk, oraz węże). Ze ssaków występują gryzonie, kopytne, m.in. antylopy oryks, algazel, adaks i suhaki, wielbłądy; z ptaków strusie. Typowymi drapieżnikami są hiena, szakal, lis piaskowy, kojot. Na pustyni Namib do życia w środowisku pustynnym są przystosowane m.in. słonie. Wśród gatunków flory i fauny pustynnej jest wiele endemitów.
  • To ciekawe
    Skarabeusz, czyli żuk gnojak, był dla Egipcjan wcieleniem boga Słońca — Chepri. Wyobrażano sobie, że bóg pcha przed sobą Słońce podobnie, jak żuk toczy przed sobą kulki gnoju.
Hasło dnia: pył
Sponsorowane

Rekordziści

Największy kontynent Ziemi
Eurazja — 54,5 mln km2.

Cytat dnia

„Wiedza nie pochodzi ze zwykłego gromadzenia obserwacji, odbywającego się bez udziału podmiotu, który by te obserwacje organizował w struktury”
Psychogeneza wiedzy i jej znaczenie epistemologiczne

Imieniny

Sie 26

Marii, Natalii, Rozyny, Wierzchosława, Zefiryna, Zefiryny

Dzień w historii

Sie 26

zdarzyło się
1971
pierwsze wejście na Kunyang Chhish — Z.A. Heinrich, J. Stryczyński, R. Szafirski (Polska) i Andrzej Zawada (kierownik wyprawy).
1917
podanie się do dymisji Tymczasowej Rady Stanu w związku z kryzysem przysięgowym (Polska. Historia. Pierwsza wojna światowa).
urodzili się
1676
Walpole Sir Robert, hrabia Orford (od 1742), polityk brytyjski.
1885
Wakar Włodzimierz, ekonomista i statystyk, działacz samorządowy i publicysta.
odeszli
1974
Lindbergh Charles Augustus, pilot amer.; pionier przelotów transatlantyckich.
1982
German Anna, piosenkarka i kompozytorka piosenek.
Przeglądaj encyklopedię
Przeglądaj tabele i zestawienia
Przeglądaj ilustracje i multimedia