Dorocie

Projekt okładki i stron tytułowych: Lidia Michalak

Fotografia na okładce: Vladimir Matvienko/123RF

Wydawca: Katarzyna Włodarczyk-Gil

Redaktor merytoryczny: Ryszard Przybył

Koordynator ds. redakcji: Renata Ziółkowska

Produkcja: Mariola Grzywacka

Skład wersji elektronicznej na zlecenie Wydawnictwa Naukowego PWN: konwersja.virtualo.pl

Książka, którą nabyłeś, jest dziełem twórcy i wydawcy. Prosimy, abyś przestrzegał praw, jakie im przysługują. Jej zawartość możesz udostępnić nieodpłatnie osobom bliskim lub osobiście znanym. Ale nie publikuj jej w internecie. Jeśli cytujesz jej fragmenty, nie zmieniaj ich treści i koniecznie zaznacz, czyje to dzieło. A kopiując jej część, rób to jedynie na użytek osobisty.

Szanujmy cudzą własność i prawo.

Więcej na www.legalnakultura.pl

Polska Izba Książki

Copyright © by Wydawnictwo Naukowe PWN SA

Warszawa 2018

ISBN 978-83-01-20220-0

eBook został przygotowany na podstawie wydania papierowego z 2018 r., (wyd. II)

Wydawnictwo Naukowe PWN SA

02-460 Warszawa, ul. Gottlieba Daimlera 2

tel. 22 69 54 321; faks 22 69 54 288

infolinia 801 33 33 88

e-mail: pwn@pwn.com.pl; reklama@pwn.pl

www.pwn.pl

WSTĘP

Ogromny postęp w wiedzy o środowisku przyrodniczym oraz zachodzących w nim zjawiskach i procesach wystarczająco uzasadnia potrzebę wydania nowego, zaktualizowanego podręcznika regionalnej geografii fizycznej. Od ukazania się wcześniejszych prac opublikowanych przez PWN – dzieł Zdzisława Czeppego, Jana Flisa i Rodiona Mochnackiego (1966) oraz Jana Mityka (1979) – minęły dziesięciolecia. Zdezaktualizował się również podręcznik Jerzego Makowskiego Geografia fizyczna świata opublikowany przez Wydawnictwo Naukowe PWN w 2005 roku.

Niektóre dobrze ugruntowane poglądy i dojrzałe teorie, które jeszcze stosunkowo niedawno wystarczająco dobrze objaśniały otaczający nas świat, zajęły dziś godne miejsce w historii nauk o Ziemi, ustępując pola nowym ideom, nierzadko zyskującym rangę paradygmatu. W szczególny sposób dotyczy to poglądów na budowę naszej planety, powstawanie lądów i oceanów oraz zmiany ich konfiguracji, tworzenie się gór, przyczyn trzęsień ziemi, erupcji wulkanów czy pojawiania się tsunami. Więcej wiemy o przyczynach zmian klimatu, powstawaniu zlodowaceń i ociepleń, chociaż spory na ten temat są dalekie od zakończenia. Precyzyjne pomiary tempa ruchu płyt litosfery, temperatury wody w oceanach i powietrza w atmosferze, ruchów wody w oceanach pozwoliły zrozumieć, wiele procesów i zjawisk, do niedawna trudnych do wyjaśnienia, zmieniając radykalnie nasze wcześniejsze wyobrażenia.

Nie uległa jednak zmianie rola geografa, którego zadaniem jest – i pozostanie – badanie zmieniającego się środowiska rozumianego jako zespół zjawisk i sił przyrody wzajemnie na siebie oddziałujących oraz wyjaśnianie działania ogólnych praw przyrody i prawidłowości geograficznych na Ziemi w skali poszczególnych regionów. Zadaniem tym jest także, zgodnie ze znaczeniem słowa „geografia”, opis istniejących jednostek fizycznogeograficznych.

Zróżnicowanie środowiska przyrodniczego Ziemi wynika z wzajemnego oddziaływania i współzależności jego elementów: budowy geologicznej, rzeźby, klimatu, wody, roślinności i zwierząt. Chociaż wymienia się je oddzielnie, stanowią one części całości – są komponentami systemu Ziemia i trudno jest zrozumieć którykolwiek z nich bez uwzględnienia, niekiedy bardzo subtelnych i nie łatwych do uchwycenia, powiązań z innymi elementami systemu. Ukształtowanie powierzchni (rzeźba) uwarunkowane budową geologiczną i klimat zdeterminowany położeniem geograficznym, oddziaływaniem ośrodków barycznych, sąsiedztwem oceanów i rzeźbą terenu są podstawowymi składnikami środowiska przyrodniczego i w największym stopniu wpływają na regionalny podział kontynentów i specyfikę poszczególnych regionów.

Używane w podręczniku nazwy geograficzne nawiązują do tradycji nazewniczej stosowanej w polskim piśmiennictwie geograficznym i są zgodne ze wskazówkami Komisji Standaryzacji Nazw Geograficznych poza Granicami Rzeczypospolitej Polskiej.

Podręcznik zawiera podstawowy zakres wiedzy z regionalnej geografii fizycznej i jest adresowany do studentów geografii szkół wyższych, a także innych kierunków, gdzie geografia jest wykładana, bądź stanowi przedmiot zainteresowania studentów. Może być również przydatny dla zainteresowanych geografią uczniów różnych szkół. Nie jest to jednak kompendium wiedzy z zakresu tego przedmiotu. Szczegółowe informacje o budowie geologicznej, ukształtowaniu powierzchni, glebach, hydrosferze, klimacie, roślinności znajdzie czytelnik w specjalistycznych publikacjach. Warto je konsultować także w innych dostępnych źródłach. Bardzo ważne jest, aby przeglądając i studiując podręcznik, korzystać z dobrego atlasu geograficznego – bez niego zrozumienie treści podręcznika będzie bardzo trudne.

Podziękowania

Przygotowanie poprawionej wersji Geografii fizycznej świata nie byłoby możliwe, bez życzliwości i serdecznego zainteresowania bardzo wielu osób, zwłaszcza moich przyjaciół – koleżanek i kolegów z Instytutu Studiów Regionalnych i Globalnych Wydziału Geografii i Studiów Regionalnych Uniwersytetu Warszawskiego i nie tylko. Słowa te nie są próbą podzielenia się odpowiedzialnością za usterki i inne wady, które wkradły się do podręcznika – bo za nie odpowiada wyłącznie autor. Jeśli jednak książka spełni swoje zadanie, to jest w tym także Ich zasługa. Dlatego prawdziwym zaszczytem jest dla mnie możliwość wymienienia choćby niektórych imion i nazwisk osób, które w różny sposób poświęcały mi swój czas – czytały fragmenty tekstu, wyszukiwały brakujące informacje bądź je weryfikowały, inspirowały mnie swoimi uwagami i komentarzami, niekiedy pytaniami i wątpliwościami i nie raz ustrzegły przed popełnieniem błędu. Nie sposób przecenić w tym zakresie Andrzeja Walewskiego, Anny Dudek, Barbary Jaczewskiej, Bogumiły Lisockiej-Jaegermann, Floriana Plita, Grzegorza Bryndy, Izabelli Łęckiej, Joanny Miętkiewskiej-Bryndy, Joaquína R. Gonzáleza Martíneza, Macieja Jędrusika, Marcina Solarza, Marii Skoczek, Mirosławy Czerny, Tomasza Witesa i Wojtka Doroszewicza. Wszystkim tym osobom bardzo serdecznie dziękuję.

W szczególny sposób dziękuje mojej żonie – Dorocie Makowskiej, moim dzieciom: Annie, Małgorzacie i Krzysztofowi oraz wnukom: Marcie, Markowi i Mai – za bezgraniczną wyrozumiałość i cierpliwość.

Dziękuję również Wydawnictwu Naukowemu PWN, a w szczególności panu redaktorowi Ryszardowi Przybyłowi za profesjonalizm, konstruktywne uwagi i rzeczową dyskusję podczas redagowania podręcznika.

Autor

EUROPA

Informacje ogólne

Nazwa lądu i jego cechy szczególne

Europa swą nazwę zawdzięcza starożytnym Grekom. Używał jej już Homer w VIII w. p.n.e.[1], ale przede wszystkim Herodot (V w. p.n.e.) do nazwania lądu rozpościerającego się na północ od Grecji i odróżnienia go od Azji rozciągającej się na wschód oraz leżącej na południu Libii – jak nazywano wówczas Afrykę. Europa wraz z Azją tworzy największy kontynent na kuli ziemskiej – nazywany Eurazją. Europa, Azja i blisko położona Afryka określane są mianem Starego Świata, znanego, w niewielkim wprawdzie stopniu, już w czasach starożytnych, w odróżnieniu od znacznie później poznanego przez Europejczyków Nowego Świata, obejmującego lądy półkuli zachodniej – Amerykę Północną i Amerykę Południową oraz Australię z Oceanią na obu półkulach.

Europę można uważać za ogromny półwysep Eurazji – subkontynent, który nie wypełnia kryteriów, jakie geografia fizyczna przypisuje kontynentom[2]. Jednakże częste określanie jej tym mianem ugruntowane jest wielowiekową tradycją. Odrębność Europy, w porównaniu z sąsiadującą z nią Azją i blisko leżącą Afryką, wynika ze swoistych cech środowiska przyrodniczego. Europa jest mocno rozczłonkowana (najbardziej spośród wszystkich lądów), z silnie urozmaiconą długą linią brzegową, licznymi wyspami, a także zatokami i wewnętrznymi morzami. Cechuje ją także bardzo zróżnicowana budowa geologiczna, pełna kontrastów rzeźba i bogactwo krajobrazów. Większość powierzchni Europy leży w zlewisku Oceanu Atlantyckiego z Morzem Arktycznym. Na przeważającym jej obszarze panuje klimat umiarkowany, kształtowany w dużej mierze tonizującym wpływem mas powietrza napływających znad tegoż oceanu. Na geograficzną odrębność Europy wpływa też szczególna rola, jaką odegrały ludy europejskie w historii powszechnej oraz poczucie pewnej wspólnoty kulturowej jej mieszkańców.

Położenie geograficzne

Europa leży w całości na półkuli północnej i, w większości, na półkuli wschodniej. Najdalej na północ wysuniętym punktem lądu stałego Europy jest przylądek Nordkinn (71°08'N) na maleńkim półwyspie Nordkinnhalvøya na północy Półwyspu Skandynawskiego. Uwzględniając arktyczne wyspy leżące na szelfie kontynentalnym Europy dalej na północ wysunięty jest punkt położony w okolicach przylądka Fligely (81°51'N) na Wyspie Księcia Rudolfa w archipelagu Ziemi Franciszka Józefa na Morzu Barentsa. Na południe najdalej jest wysunięty przylądek Marroqui, zwany też Tarifa (36°00'N), na Półwyspie Iberyjskim nad wodami Cieśniny Gibraltarskiej. Nieco dalej na południe znajduje się przylądek Tripiti (34°50'N) na położonej na południe od Krety wyspie Gávdos na Morzu Śródziemnym. Najdalej na zachód wysuniętym punktem kontynentalnej Europy jest przylądek Roca (Cabo da Roca, 9°30'W) nad wodami Oceanu Atlantyckiego, a uwzględniając wyspy na zachodnim skraju szelfu kontynentalnego – jest nim najdalsza z Wysp Blasket (10°37'W) u południowo-zachodnich wybrzeży Irlandii, w pobliżu przylądka Slea Head na półwyspie Dingle. Najdalej na wschód ląd stały Europy sięga w okolicy ujścia rzeki Bajdarata (68°15'E) do Morza Karskiego, a jeśli uwzględnimy wyspy, to najdalej na wschód wysuniętym punktem Europy jest północno-wschodni cypel przylądka Flissingski (76°42'E) na Wyspie Północnej archipelagu Nowej Ziemi.

Największa równoleżnikowa rozciągłość Europy, mierzona między atlantyckim wybrzeżem Półwyspu Iberyjskiego a wschodnim podnóżem środkowego Uralu, sięga 5,5 tys. km, a największa południkowa rozciągłość Europy, liczona od północnych brzegów Półwyspu Skandynawskiego po południowe wybrzeża Półwyspu Bałkańskiego (Peloponezu), wynosi około 3,8 tys. km.

Granice morskie

Chociaż Europa nie jest tak odizolowana od innych lądów jak Australia lub Antarktyda, to większość jej granic wyznacza zmiennej szerokości pas płytkich mórz szelfowych. Od północny oblewają ją wody Morza Arktycznego (Oceanu Atlantyckiego). Do lądu przylega Morze Barentsa (średnio 230 m głębokości), rozciągające się na północ aż po archipelagi Svalbard i Ziemię Franciszka Józefa leżące na północnym skraju szelfu Europy, a na wschodzie po Nową Ziemię. Wschodnimi wybrzeżami tej wyspy obmywanymi wodami Morza Karskiego, leżącego już na szelfie Azji, biegnie granica Europy. Częścią Morza Barentsa jest małe i płytkie (średnio 50 m) śródlądowe Morze Białe. Od północnego zachodu i zachodu oblewają Europę wody Oceanu Atlantyckiego. Wyodrębniającym się akwenem jest tam stosunkowo głębokie (średnio 2000 m) Morze Norweskie, sąsiadujące na północy i zachodzie z Morzem Grenlandzkim oraz szelfowe Morze Północne (średnio 100 m), które przez cieśniny Skagerrak, Kattegat oraz Cieśniny Duńskie łączy się z epikontynentalnym, płytkim (średnio 56 m) Morzem Bałtyckim. Dalej na zachodzie, między Wielką Brytanią a Irlandią, znajduje się międzywyspowe (śródlądowe) Morze Irlandzkie połączone Kanałem Północnym z Oceanem Atlantyckim, a na południu Kanałem Św. Jerzego z otwartym Morzem Celtyckim. Na południe od Półwyspu Bretońskiego, aż po przylądek Marroqui, Europę oblewają otwarte wody Oceanu Atlantyckiego. Wyróżnia się tam głęboka (do 5023 m) Zatoka Biskajska, nazywana też Morzem Kantabryjskim, płytsza jedynie na wschodzie w części szelfowej.

Od południa oblewa Europę i oddziela ją od Afryki i Azji międzykontynentalne, stosunkowo wąskie, rozciągnięte równoleżnikowo i głębokie (do 5121 m) Morze Śródziemne. Półwyspy i wyspy rozdzielają je na kilkanaście akwenów, a cieśniny łączą z innymi morzami śródlądowymi. Wyodrębniającymi się akwenami Morza Śródziemnego są: Morze Tyrreńskie (między Półwyspem Apenińskim a Sardynią i Sycylią) i Morze Adriatyckie (między półwyspami Apenińskim a Bałkańskim), łączące się na południu z otwartym Morzem Jońskim (między Półwyspem Bałkańskim, Półwyspem Apenińskim a Sycylią). W Cieśninie Gibraltarskiej, przez którą Morze Śródziemne łączy się z Oceanem Atlantyckim, odległość między Europą a Afryką wynosi zaledwie 14 km. Szersze są cieśniny oddzielające od Afryki europejskie wyspy: Sardynię, Sycylię i Kretę. Najwęższa z nich – Cieśnina Sycylijska, ma niespełna 150 km szerokości. Od południowego wschodu granica Europy biegnie przez Morze Egejskie (wzdłuż wybrzeży i przybrzeżnych wysp Azji Mniejszej) oraz morza: Marmara, Czarne i Azowskie, a także przez łączące je wąskie cieśniny: Dardanele, Bosfor (minimalna szerokość to jedynie 750 m) i Kerczeńską. Wszystkie te akweny wraz z leżącym nieco dalej na wschód Morzem Kaspijskim są pozostałościami Oceanu Tetydy[3].

Granice lądowe

Wschodnia, w przewadze lądowa, granica Europy jest umowna i ma około 3 tys. km długości. Przyjmuje się najczęściej, że biegnie od Morza Azowskiego, początkowo wzdłuż rzek – Donu, Manyczy i dolnego biegu Kumy (Obniżenie Kumsko-Manyckie), wzdłuż którego jeszcze w kenozoiku (neogenie) łączyły się wody mórz Czarnego i Kaspijskiego, a dalej brzegiem Morza Kaspijskiego ku północy i wschodowi aż do ujścia Emby. Następnie granica biegnie w górę Emby do jej źródeł w Mugodżarach, skąd skręca ku północy, wzdłuż górnego biegu rzeki Ural, dalej wschodnim podnóżem gór Ural, a później rzeką Bajdarata do jej ujścia do Zatoki Bajdarackiej Morza Karskiego.

Innym wariantem południowego odcinka lądowej granicy Europy jest jej przebieg u północnych podnóży Kaukazu (odcinkami wzdłuż dolnego biegu rzeki Kubań i środkowego biegu rzeki Terek) do wybrzeża Morza Kaspijskiego (nieco na południe od delty Tereku), a stąd brzegiem Morza Kaspijskiego ku północy, jak w wariancie poprzednim. Przebieg granicy u podnóży Kaukazu, w odróżnieniu od jej biegu wzdłuż Manyczy i dolnego biegu Kumy, nie dzieli Niziny Nadkaspijskiej między dwie różne części świata – Kaukaz pozostawia całkowicie w Azji, natomiast włącza do Europy niziny i wyżyny Przedkaukazia[4].

Poziome ukształtowanie powierzchni

Europa w określonych wyżej granicach ma około 10,5 mln km² i jest jednym z najmniejszych, a zarazem najbardziej rozczłonkowanych lądów Ziemi. Świadczy o tym długość linii brzegowej – około 38 tys. km (dłuższa niż w przypadku trzykrotnie większej Afryki) w stosunku do powierzchni całkowitej tego lądu[5]. Zwarty trzon lądowy Europy zajmuje około 67% jej powierzchni i rozciąga się od wybrzeży Oceanu Atlantyckiego na zachodzie po góry Ural (włącznie) na wschodzie. Na półwyspy przypada około 27% (2,8 mln km²), a wyspy zajmują pozostałe około 6% (0,8 mln km²) powierzchni. Dzięki bardzo mocno rozwiniętej linii brzegowej średnia odległość od morza wynosi w Europie zaledwie około 340 km, a największa nieznacznie przekracza 1500 km, co także świadczy o silnym jej rozczłonkowaniu.

Z lądowego pnia Europy wyrastają liczne, znacznych rozmiarów półwyspy. Na północy największym jest Półwysep Skandynawski (około 800 tys. km²) oddzielony obniżeniem Morza Bałtyckiego od pnia lądowego Europy. Na wschód od niego, między morzami Barentsa i Białym, znajduje się znacznie mniejszy Półwysep Kolski. Oba wyrastają z tej samej nasady zwanej Międzymorzem Fińsko-Karelskim i nazywane są Półwyspem Fennoskandzkim (także Fennoskandią), o rozmiarach wręcz imponujących (około 1,4 mln km²). Na północy z lądowego pnia Europy wyrasta jeszcze, znacznie mniejszy, półwysep Kanin wysunięty w Morze Barentsa, a na południe od Półwyspu Skandynawskiego – Półwysep Jutlandzki, zamykający od zachodu Morze Bałtyckie. Rozczłonkowanie i zróżnicowanie tej części Europy mocno podkreśla obecność licznych wysp i archipelagów: Nowej Ziemi, Ziemi Franciszka Józefa, Svalbardu, wyspy Jan Mayen, archipelagu Lofotów i tysięcy wysp fiordowego wybrzeża Półwyspu Skandynawskiego, wysp Duńskich, wysp Alandzkich, Gotlandii, Olandii i innych.

W zachodniej części Europy wyróżniają się dwa niewielkie półwyspy: Normandzki (Cotentin) – między zatokami Sekwany (Saie) i St. Malo, z przylądkiem La Hague, oraz Bretoński (około 24 tys. km²), oddzielający Zatokę St. Malo i kanał La Manche od Morza Kantabryjskiego (Zatoki Biskajskiej). W tej części Europy znajduje się także archipelag Wysp Brytyjskich obejmujący kilka tysięcy wysp z Wielką Brytanią i Irlandią oraz położonymi na skraju szelfu Hebrydami, Orkadami i Szetlandami, o łącznej powierzchni nieco ponad 30 tys. km². Zaliczane do Europy wulkaniczne Wyspy Owcze, Islandia i Azory leżą na otwartym oceanie daleko (zwłaszcza Azory) od jej cokołu kontynentalnego.

Najsilniej rozczłonkowana jest południowa część Europy. Od pnia lądowego odgałęziają się tam trzy duże półwyspy. Na południowym zachodzie jest to Półwysep Iberyjski (Pirenejski) o powierzchni około 580 tys. km², na południu Półwysep Apeniński (150 tys. km²), głęboko wrzynający się w Morze Śródziemne i oddzielający Morze Tyrreńskie od Adriatyckiego i Jońskiego, a na wschodzie Półwysep Bałkański (około 500 tys. km²), z drugorzędnym Półwyspem Peloponeskim (Peloponez), oblany od zachodu przez morza Adriatyckie i Jońskie, przez Morze Kreteńskie od południa, a od wschodu przez morza: Egejskie, Marmara i Czarne. Najbardziej na wschód wysuniętym półwyspem południowej Europy jest Krym, oddzielający Morze Azowskie od Morza Czarnego.

Do Europy zalicza się większość wysp Morza Śródziemnego: archipelag Balearów w zachodniej jego części, w części środkowej Korsykę i Sardynię zamykające od zachodu Morze Tyrreńskie, Wyspy Liparyjskie (dawniej Wyspy Eolskie), Sycylię – największą wyspę Morza Śródziemnego, zamykającą Morze Tyrreńskie od południa, Maltę, Wyspy Pelagijskie, drobne Wyspy Dalmatyńskie na Morzu Adriatyckim, Wyspy Jońskie, Kretę i Wyspy Egejskie. Jednakże położone na Morzu Egejskim, blisko Azji Mniejszej, wyspy: Lesbos, Chios, Samos, Kos i Rodos, a także Cypr leżący we wschodniej części Morza Śródziemnego zaliczane są już do Azji.

Typy wybrzeży

Urozmaiconej linii brzegowej Europy często towarzyszą malownicze, bardzo zróżnicowane morfologicznie wybrzeża, związane zarówno z niszczącą (abrazja), jak i budującą (akumulacja) działalnością morza. Dzięki nieustającej działalności fal i pływów, przy zróżnicowanej budowie geologicznej oraz w związku z holoceńskimi zmianami poziomu morza[6], uformowały się tu niemal wszystkie typy wybrzeży[7]. Wybrzeża w północnej Europie mają najczęściej pochodzenie lodowcowe. W zachodniej i północnej części Półwyspu Skandynawskiego, na północy Wysp Brytyjskich, Svalbardzie i Nowej Ziemi występują wysokie, wręcz majestatyczne wybrzeża fiordowe, utworzone w wyniku częściowego zatopienia przez morze głębokich żłobów polodowcowych. Nad Zatoką Botnicką, gdzie morze zalało płytkie doliny polodowcowe, rozwinęły się wybrzeża fierdowe. Fiordom i fierdom towarzyszą szery (skjery) – roje małych skalistych wysp – sterczące ponad powierzchnię wody wygładzone garby barańców (mutonów). Tworzą one wybrzeża szerowe (skjerowe) występujące między innymi u wejścia do Zatoki Botnickiej na Wyspach Alandzkich.

Na wschodzie Półwyspu Jutlandzkiego i na Wyspach Duńskich, na skutek zatopienia obszarów akumulacji lodowcowej o zróżnicowanej rzeźbie (wzgórza i wysoczyzny morenowe, pradoliny, rynny polodowcowe) powstały wybrzeża föhrdowe. Charakteryzują się one występowaniem płytkich zatok w miejscach obniżeń oraz wysokich klifów, którymi obrywają się ku morzu morenowe wysoczyzny. Rozwój tych wybrzeży – stopniowe zasypywanie zatok i zamykanie ich mierzejami, prowadzi do powstania wybrzeża niskiego, mierzejowo-zalewowego, pospolitego także na południowym i wschodnim wybrzeżu Morza Bałtyckiego.

W wyniku zalania przez morze szerokich, ujściowych odcinków dolin rzecznych i odcięcia ich mierzejami usypanymi przez przybrzeżne prądy morskie powstają wybrzeża limanowe. Ten typ wybrzeży występuje nad Morzem Czarnym, między deltą Dunaju a półwyspem Krym. Innym typem niskiego wybrzeża powstającego z udziałem prądów morskich transportujących osady jest wybrzeże przyrostkowe, nazywane też tombolowym. Ma ono osobliwy, ząbkowany kształt nadany przez przybrzeżne wyspy połączone z lądem mierzejami (tombola) i tworzące w ten sposób półwyspy przyrostkowe. Wybrzeża przyrostkowe występują głównie nad Morzem Tyrreńskim, w zachodniej części Półwyspu Apenińskiego, na południe od ujścia rzeki Arno aż po Zatokę Gaeta. Duża amplituda pływów morskich u wybrzeży nizinnych sprzyja powstaniu wybrzeży wattowych (lidowo-lagunowych), z wysokimi wałami lidowymi odcinającymi od morza zatoki (laguny). Wybrzeża wattowe, nadbudowywane wydmami, pocięte lejkowatymi ujściami rzek, występują między innymi nad Morzem Północnym (zachodnie wybrzeża Półwyspu Jutlandzkiego), u zachodnich wybrzeży Półwyspu Iberyjskiego oraz u jego nasady, nad Zatoką Biskajską oraz Zatoką Lwią Morza Śródziemnego. Podobne formy wybrzeży – wały lidowe, odcinające laguny, powstają także bez znaczącego udziału pływów, ale za to w pobliżu szybko narastających delt – np. Rodanu w Zatoce Lwiej, Padu w Morzu Adriatyckim, Dunaju w Morzu Czarnym.

Tam, gdzie morze wkroczyło na obszary o rzeźbie górskiej, zalewając doliny i obniżenia, tworząc wąskie zatoki między skalistymi półwyspami, mamy do czynienia z wybrzeżem riasowym. Ten typ wysokich, klifowych wybrzeży, szczególnie malowniczy, gdy osie półwyspów i zatok są prostopadłe (lub prawie prostopadłe) do linii brzegowej, występuje w południowo-zachodniej części Wielkiej Brytanii i Irlandii, na Półwyspie Bretońskim, w północno-zachodniej części Półwyspu Iberyjskiego, na Korsyce, Sardynii i Peloponezie. Jeśli pasma górskie i obniżenia między nimi są równoległe do linii brzegowej, rozwijają się wybrzeża dalmatyńskie, z podłużnymi wyspami i dobrze osłoniętymi przed falowaniem długimi zatokami. Najlepiej są one wykształcone wzdłuż wschodniej części Morza Adriatyckiego (Dalmacja). Niekiedy wybrzeża górskie są wyrównane, prostolinijne bądź lekko faliste. Tak jest np. nad Morzem Śródziemnym w sąsiedztwie Gór Betyckich na południu Półwyspu Iberyjskiego (nad Morzem Alborańskim) i nad Morzem Liguryjskim w pobliżu Alp Liguryjskich i Apeninu Liguryjskiego.

Rzadko spotyka się w Europie wybrzeża wulkaniczne, z zatokami w kraterach i kalderach wygasłych wulkanów oraz między skalistymi półwyspami utworzonymi przez potoki zakrzepłej lawy. Występują one tylko lokalnie nad Morzem Śródziemnym – na Wyspach Liparyjskich, Pantelleria i Cykladach (Milos, Santoryn) oraz na Oceanie Atlantyckim (Azory, Wyspy Owcze i Islandia).

Wybrzeża Europy ulegają ciągłym zmianom zarówno naturalnym, jak i antropogenicznym. Te w północnej Europie podnoszą się (z prędkością 1–10 mm/rok), co spowodowane jest izostatycznym dźwiganiem lądu po stopieniu się czaszy plejstoceńskiego lądolodu skandynawskiego, natomiast wybrzeża Morza Bałtyckiego i Morza Północnego pod wpływem tego samego mechanizmu przeciwnie – obniżają się (ryc. 1). Wysokie wybrzeża klifowe nieustannie są niszczone przez abrazję, cofają się, podobnie jak niszczone są przez fale morskie wysunięte w morze przylądki. Wybrzeża niskie często są nadbudowywane a zatoki morskie zasypywane osadami. Procesy brzegowe (litoralne) prowadzą niezmiennie do wyrównywania linii brzegowej. W wielu miejscach konfiguracja wybrzeży została zmieniona także w wyniku gospodarczej działalności człowieka (np. porty, nadmorskie poldery).

Ryc. 1. Izostatyczne dźwiganie się Skandynawii po ustąpieniu lądolodu: a) wysokość (w m n.p.m.) dawnych morskich linii brzegowych, b) tempo (w mm na rok) współczesnego podnoszenia

Pionowe ukształtowanie powierzchni

Europa jest najniższym spośród wszystkich lądów Ziemi. Średnia jej wysokość wynosi około 300 m n.p.m. – czyli trzykrotnie mniej niż średnia dla wszystkich lądów Ziemi. Większość – 3/4 powierzchni Europy zajmują niziny położone poniżej 300 m n.p.m. Pozostała 1/4 obszaru – to wyżyny i góry o umiarkowanej wysokości. Mimo niewielkich wysokości bezwzględnych Europę cechuje znaczne urozmaicenie rzeźby i duże zróżnicowanie krajobrazów.

Ukształtowanie pionowe Europy

Wysokość bezwzględna (m)

Powierzchnia (tys. km²)

Udział w powierzchni ogólnej (%)

Depresje

148,5

01,4

0 –300

7638,8

72,6

301–500

1059,2

10,0

501–1000

1145,6

10,9

1001–2000

458,0

4,4

2001–3000

68,4

0,6

powyżej 3000

10,5

0,1

Najwyższym punktem Europy jest szczyt masywu Mont Blanc[8] (Monte Bianco), 4807 m n.p.m., w Alpach Zachodnich, zaś najniżej znajduje się linia brzegowa Morza Kaspijskiego, która w 2015 roku znajdowała się 28 m p.p.m. i w ostatnich kilkunastu latach nie ulegała większym zmianom. Łącznie depresje w Europie: Nadkaspijska (około 100 tys. km² – największa w Eurazji), Schieland nad Morzem Północnym i Żuławy nad Morzem Bałtyckim zajmują niespełna 1,5% powierzchni.

Ukształtowanie pionowe północnej Europy jest bardzo urozmaicone. Dominujący rys rzeźby stanowi pasmo Gór Skandynawskich, silnie przeobrażone przez lodowce w plejstocenie, zajmujące znaczną część Półwyspu Skandynawskiego. Na wschodzie góry przechodzą w Wyżynę Lapońską z pasmami wzgórz twardzielcowych (700 – 800 m n.p.m.). Wyżynny charakter ma także Półwysep Kolski, również mocno zrównany przez lodowce. Natomiast nizinne cechy posiada Międzymorze Fińsko-Karelskie, z wyrazistymi wałami moren czołowych, otwierające się już na niziny wschodniej Europy. Szczególnie urozmaiconą rzeźbę mają arktyczne wyspy Europy – górzyste, silnie zlodowacone archipelagi na Morzu Barentsa (Svalbard, Nowa Ziemia, Ziemia Franciszka Józefa) oraz wulkaniczne, z czynnymi wulkanami, na północnym Atlantyku – Islandia i Jan Mayen.

Lądową część zachodniej Europy cechuje swoista pasowość w ukształtowaniu powierzchni. Wyrazistym jej elementem jest ciągnący się łukiem z zachodu na wschód, wzdłuż wybrzeży Morza Północnego i Morza Bałtyckiego, pas nizin nazywanych łącznie Niziną Środkowoeuropejską[9]. Rzeźba tego obszaru, podobnie jak północnej części Europy, została ukształtowana podczas plejstoceńskiej epoki lodowej. W strefie zasięgu ostatniego zlodowacenia niziny te cechują duże deniwelacje – występują tu wzgórza morenowe o wysokości przekraczającej niekiedy 300 m n.p.m. (Wieżyca, Dylewska Góra) oraz obniżenia zajęte przez jeziora (Pojezierza Południowobałtyckiego). Od południa sąsiadują z pasem wyżyn oraz niskich i średnich gór pooddzielanych obniżeniami. Ciągnie się on od Masywu Centralnego (1885 m n.p.m.) i Ardenów na zachodzie przez Wogezy i Schwarzwald, Reńskie Góry Łupkowe, góry Harz, Masyw Czeski z Sudetami, po Wyżynę Małopolską z Górami Świętokrzyskimi na wschodzie. Kolejnym pasem znajdującym się jeszcze dalej na południu są silnie przekształcone w plejstocenie przez lodowce młode góry fałdowe obejmujące głównie Alpy – najwyższe góry Europy (Mont Blanc, 4807 m n.p.m.) oraz Karpaty (Gerlach, 2655 m n.p.m.). Od północy i od południa u stóp gór występują obniżenia (podgórskie i śródgórskie zapadliska), np. Nizina Padańska, Kotlina Panońska, Kotlina Sandomierska, Nizina Rumuńska.

Leżące w zachodniej Europie Wyspy Brytyjskie mają rzeźbę bardzo urozmaiconą. Stanowi ona mozaikę starych, stosunkowo niskich gór (np. Ben Nevis w Górach Grampian, 1343 m n.p.m.), denudowanych wyżyn (np. Wyżyna Południowoszkocka) oraz nizin (np. Midlands, Basen Londyński). Zdecydowanie górzyste, lecz niezbyt wysokie są przybrzeżne wyspy: Hebrydy, Orkady i Szetlandy, a także oddalone od lądu wulkaniczne Wyspy Owcze. W ich rzeźbie niemal powszechnie widoczne są ślady plejstoceńskiego zlodowacenia.

W południowej Europie dominują góry i wyżyny, a niziny występują jedynie podrzędnie, w sąsiedztwie wybrzeży. Na Półwyspie Iberyjskim góry występują na północy – Góry Kantabryjskie i Pireneje oraz na południu – najwyższe na półwyspie Góry Betyckie (Mulhacén, 3478 m n.p.m.). Inne, niższe pasma górskie (Góry Kastylijskie, Góry Iberyjskie) dzielą wnętrze półwyspu (Mesetę Iberyjską) na wyżynne kotliny: Starą Kastylię, Nową Kastylię i Kotlinę Aragońską. Niewielkie niziny, poza wąskim pasem na zachodnim wybrzeżu półwyspu, występują nad dolnym biegiem Tagu i Gwadalkiwiru (Nizina Andaluzyjska). Półwysep Apeniński niemal w całości zajęty jest przez Apeniny, podobnie jak Półwysep Bałkański przez Góry Dynarskie, Starą Płaninę, Rodopy góry Pindos i najwyższy na Półwyspie Bałkańskim masyw Riły (Musała, 2925 m n.p.m.). Górzyste są także wyspy Morza Śródziemnego, np. Baleary, Korsyka, Sardynia, Sycylia i Kreta.

Wschodnia część Europy jest natomiast zdecydowanie nizinna, cechuje ją nawet pewna monotonia rzeźby. Niziny, często o charakterze równin (Równina Rosyjska), rozwinęły się tu przede wszystkim na podłożu prekambryjskiej platformy wschodnioeuropejskiej, w tej jej części, która nazywana jest płytą rosyjską i obejmują prawie połowę powierzchni Europy. Najrozleglejszą z nich jest Nizina Wschodnioeuropejska[10] – morfologiczne przedłużenie ku wschodowi Niziny Środkowoeuropejskiej. Rozciąga się od wybrzeża Morza Barentsa na północy po Morze Czarne, tektoniczne Obniżenie Kumsko-Manyckie i Morze Kaspijskie na południu (z wyłączeniem Gór Krymskich) oraz od Morza Białego, Fennoskandii, wschodnich wybrzeży Morza Bałtyckiego i Karpat na zachodzie po łańcuch górski Uralu na wschodzie. Ukształtowanie powierzchni – z układem typowych nizin aluwialnych i niezbyt wysokich wyżyn wykazuje silny związek z tektoniką podłoża, odpowiada wyniesieniom i obniżeniom (niekiedy zapadliskom) podłoża platformowego.

Wysokości bezwzględne we wschodniej części Europy są mało urozmaicone i w obrębie nizin rzadko przekraczają 200 m. Wyżej wznoszą się morenowe wysoczyzny Pojezierzy Wschodniobałtyckich, kulminacje reliktowego pasma kaledonidów na północy (Grzbiet Timański), Wyżyny Podolskiej (Gołogóry), Gór Krymskich i przede wszystkim łańcucha Uralu (Narodna, 1895 m n.p.m.).

Budowa geologiczna i rozwój rzeźby

Europa wraz z całym szelfem kontynentalnym (zalanym przez płytkie morza przy obecnym poziomie oceanu) znajduje się w obrębie eurazjatyckiej płyty litosfery (kontynentalna płyta eurazjatycka)[11]. Jej granice na wschodzie, zachodzie i północy daleko wykraczają poza krawędź cokołu kontynentalnego. Na południu Europy eurazjatycka płyta litosfery sąsiaduje wzdłuż Rowu Helleńskiego z pogrążającą się pod nią (strefa subdukcji) starą skorupą oceaniczną Morza Śródziemnego. Jest to przejaw zbieżnego ruchu płyt eurazjatyckiej i afrykańskiej. O współczesnych ruchach płyt litosfery świadczy fałdowanie i nasuwanie się osadów we wschodniej części Morza Śródziemnego, aktywność sejsmiczna w całym europejskim łańcuchu alpidów oraz zjawiska wulkaniczne (aktywne wulkany Wezuwiusz, Stromboli, Etna, Nea Kameni), a także aktywność wulkanów na zachodnim krańcu płyty eurazjatyckiej: wulkany Islandii i Jan Mayen. Trzon lądowy Europy zajmujący wnętrze płyty eurazjatyckiej nie wykazuje współcześnie większej aktywności sejsmicznej.

W Europie wyróżnia się sześć podstawowych jednostek geologicznych, o zróżnicowanej przeszłości i swoistej, często bardzo skomplikowanej budowie (ryc. 2). Są nimi:

1) prekambryjska platforma wschodnioeuropejska (platforma wschodnioeuropejska),

2) kaledonidy północnej i północno-zachodniej Europy,

3) platforma paleozoiczna (zachodniej i środkowej Europy),

4) paleozoiczna platforma scytyjska,

5) hercyńska struktura Uralu,

6) strefa fałdowań alpejskich południowej Europy.

Prekambryjska platforma wschodnioeuropejska to najstarsza i największa (5,5 mln km²) jednostka geologiczna Europy. Od północnego zachodu ograniczona jest łańcuchem Gór Skandynawskich (nasunięciem kaledonidów na Baltikę), na zachodzie graniczy z platformą paleozoiczną zachodniej i środkowej Europy poprzez strefę tzw. szwu transeuropejskiego[12], od południa sąsiaduje ze strefą fałdowań alpejskich (Karpaty i zapadlisko przedkarpackie), od południowego wschodu z paleozoiczną platformą scytyjską (niekiedy uznawaną za element platformy wschodnioeuropejskiej), a od wschodu z hercyńskimi strukturami Uralu.

Platforma wschodnioeuropejska była formowana w ciągu kilku cykli geotektonicznych w archaiku i proterozoiku. Pod koniec proterozoiku utworzył się kontynent Baltika (Baltica), oddzielony od innych ówczesnych lądów oceanami. Od Laurencji – odpowiadającej tarczy laurentyńskiej (części późniejszej Ameryki Północnej) – Oceanem Japetus[13], od kontynentów syberyjskiego i kazaskiego (części przyszłej Azji) – Oceanem Uralskim, a od kontynentu Gondwana (późniejszej, przede wszystkim, Afryki) – Oceanem Paleotetydy (poprzednikiem Tetydy). W paleozoiku kontynent Baltika wchodził w różne konfiguracje z innymi lądami.

Ryc. 2. Jednostki tektoniczne Europy

Struktura platformy wschodnioeuropejskiej jest złożona. Jej fundament budują prekambryjskie skały krystaliczne. Na powierzchni odsłaniają się one w obrębie tarczy bałtyckiej i tarczy ukraińskiej (ryc. 3) – dużych fragmentów fundamentu platformy, które od około 1,5 mld lat poddawane były ruchom wypiętrzającym i procesom niszczącym (denudacji). Poza tarczami podłoże krystaliczne (podłoże platformowe) jest ukryte na różnej głębokości pod warstwami skał młodszych tworzących tzw. pokrywę platformową.

Ryc. 3. Główne elementy tektoniczne platformy wschodnioeuropejskiej

Najstarsze skały krystaliczne, liczące 3,8 – 2,7 mld lat archaiczne gnejsy, granitognejsy, łupki krystaliczne, a także kwarcyty żelaziste, poprzecinane licznymi intruzjami granitów, odsłaniają się w obrębie tarczy bałtyckiej na Półwyspie Kolskim. Tylko nieco młodsze są gnejsy i łupki krystaliczne tarczy ukraińskiej (3 – 2,7 mld lat). Większy zasięg niż skały archaiku mają utwory proterozoiku (2,5 –1,7 mld lat) również reprezentowane przez gnejsy i łupki krystaliczne, a lokalnie także przez kompleksy ofiolitowe[14], czyli relikty dawnej skorupy typu oceanicznego, świadczące o ruchach płyt litosfery, orogenezach, powstawaniu i zanikaniu ówczesnych oceanów. Podobnego wieku są kwarcyty żelaziste (jaspility)[15], o charakterystycznej wstęgowej strukturze, występujące w pobliżu Krzywego Rogu i Kurska. Młodszymi skałami są piaskowce ze zlepieńcami oraz wulkanity (1,4–1,2 mld lat), m.in. piaskowce jotnickie występujące na północy platformy (często spotykane wśród eratyków w Polsce) oraz odpowiadające im piaskowce owruckie, występujące na południu. Skały prekambryjskie występują także w archipelagu Hebrydów oraz na północny zachód od archipelagu, aż po skraj szelfu kontynentalnego. Są to głównie gnejsy datowane na 2,7–1,7 mld lat, poprzecinane intruzjami skał magmowych.

Od późnego proterozoiku na względnie już sztywnej platformie, wcześniej wielokrotnie objętej orogenezami[16], zaczęła tworzyć się osadowa pokrywa platformowa, o zmiennej miąższości, wynikającej z wciąż trwających pionowych ruchów podłoża. Najstarszą część pokrywy platformowej tworzą morskie skały okruchowe i węglanowe (wapienie i margle). Utwory te w obniżeniach podłoża krystalicznego, czyli syneklizach, osiągają kilka tysięcy metrów miąższości, a na wyniesieniach starszego podłoża ledwie kilkaset metrów.

W sylurze brzemiennym w skutkach dla Europy wydarzeniem była kolizja kontynentów Baltiki i Laurencji, w wyniku której uległ likwidacji staropaleozoiczny Ocean Japetus, powstał nowy, rozległy kontynent Euroameryka (zwana także kontynentem oldredowym)[17], a w strefie kolizji, w ciągu kilkudziesięciu milionów lat (głównie w dewonie), wypiętrzył się w czasie orogenezy kaledońskiej potężny górotwór (jego pozostałością są Góry Skandynawskie i kaledonidy północno zachodniej Europy), który nasunął się na zachodni skraj Baltiki (platformy wschodnioeuropejskiej).

Przez całą erę paleozoiczną, w różnych częściach platformy osadzały się morskie i lądowe skały okruchowe (głównie piaskowce) oraz skały węglanowe (wapienie, margle). W wielkich rowach tektonicznych rozcinających platformę – aulakogenach[18] (np. dnieprowsko-donieckim, prypeckim) oraz w zapadlisku nadkaspijskim utworzyły się pokłady soli kamiennej. Ponadto w syneklizie moskiewskiej, rowie dnieprowsko-donieckim i rowie lubelskim wśród skał okruchowych karbonu występują pokłady węgla. Lądowe osady okruchowe oraz morskie wapienie, margle, gipsy i sole, a także niektóre złoża węgla kamiennego (np. w zapadlisku Peczory) powstawały również w permie.

Na wschodnim krańcu Baltiki pod koniec ery paleozoicznej coraz wyraźniej postępowało zwężanie się i stopniowe zamykanie Oceanu Uralskiego. W permie w następstwie kolizji Euroameryki (wschodniej części Baltiki) z kontynentami kazaskim i syberyjskim nastąpiła likwidacja Oceanu Uralskiego. W jej wyniku powstał nowy kontynent – Laurazja, nazywana też Laurussią.

W erze mezozoicznej oraz w paleogenie i neogenie w epikontynentalnych morzach na obszarze platformy wschodnioeuropejskiej osadzały się płytkowodne wapienie, margle oraz skały okruchowe (piaski, iły). Grubsze serie tych utworów powstały w południowej części platformy wschodnioeuropejskiej znajdującej się w zasięgu wód Oceanu Tetydy.

Najmłodsze osady pokrywy platformowej powstały w czwartorzędzie, podczas plejstoceńskiej epoki lodowej. Wielokrotne zlodowacenia zostawiły w północnej części platformy osady lodowcowe i wodnolodowcowe kilkusetmetrowej miąższości. Na południowym zachodzie osadzały się w tym czasie utwory eoliczne – pokrywy lessowe.

Struktury kaledońskie północnej i północno-zachodniej Europy składają się z dwóch elementów: kaledonidów skandynawskich zajmujących znaczną część Półwyspu Skandynawskiego i odseparowane od nich fragmenty struktur fałdowych archipelagu Svalbard i Wyspy Niedźwiedziej oraz kaledonidów brytyjskich obejmujących góry Wysp Brytyjskich.

Struktury kaledońskie Europy należą (wraz z kaledonidami Ameryki Północnej) do jednego potężnego orogenu, którego powstanie wiązało się z kolizją Baltiki i Laurencji oraz likwidacją Oceanu Japetus (w środkowym dewonie). W momencie powstania kaledonidy stanowiły rodzaj szwu kontynentalnego spajającego odrębne wcześniej lądy. Osady budujące górotwór to głównie skały okruchowe (występują pośród nich m.in. tillity[19] wiązane z późno prekambryjskim zlodowaceniem Baltiki i Laurencji), sukcesje ofiolitowe, rzadziej utwory węglanowe. Zwykle są one silnie zmetamorfizowane, poprzecinane intruzjami skał magmowych. W następstwie ruchów tektonicznych uległy one sfałdowaniu, wyciśnięciu i nasunięciu w postaci płaszczowin na brzeżną część Laurencji (m.in. góry wschodniej Grenlandii) oraz na brzeżną część Baltiki (kaledonidy północnej i północno-zachodniej Europy (ryc. 4). Powstanie Oceanu Atlantyckiego w kenozoiku rozdzieliło łańcuch kaledonidów na części leżące dziś po obu stronach oceanu: fragmenty Baltiki stały się częścią Ameryki Północnej (Nowa Fundlandia), a północna część Wielkiej Brytanii i Hebrydy – pierwotnie części Laurencji – dołączyły do Europy.

Struktury kaledońskie występują również w podłożu platformy paleozoicznej zachodniej i środkowej Europy. Ciągną się od Wielkiej Brytanii i Morza Północnego po Góry Świętokrzyskie i Wyżynę Śląską, gdzie są przykryte grubą pokrywą młodszych skał osadowych.

Ryc. 4. Przekrój geologiczny przez kaledonidy skandynawskie
(wg D. G. Gee – uproszczona)

Platforma paleozoiczna obejmuje środkową i zachodnią część Europy. Rozciąga się na południowy zachód od platformy wschodnioeuropejskiej, między kaledonidami północnej i północno-zachodniej Europy a strefą fałdowań alpejskich południowej Europy. Formowała się głównie na zachodnim przedpolu Baltiki i po konsolidacji w znaczący sposób powiększyła istniejący wcześniej kontynent. W geologicznej skali czasu i w porównaniu z prekambryjską platformą wschodnioeuropejską, jest to platforma młoda. Wyróżniającymi się elementami struktury platformy paleozoicznej są pasma kaledońskie utworzone pod koniec starszego paleozoiku, tworzące fundament platformy paleozoicznej oraz hercynidy (waryscydy) uformowane pod koniec paleozoiku.

Ryc. 5. Młoda platforma paleozoiczna zachodniej Europy

Powstanie hercynidów (waryscydów) w Europie wiąże się z likwidacją Oceanu Paleotetydy. Początkiem tego procesu było utworzenie się na południe od platformy kontynentalnej Euroameryki strefy subdukcji z rowami oceanicznymi, rozwiniętym wulkanizmem, łukami wysp oraz związanymi z nimi różnej głębokości basenami – środowiskiem akumulacji różnorodnych skał osadowych. Rozwój subdukcji sprzyjał powstawaniu intruzji magmowych i metamorfizmowi skał oraz fałdowaniu osadów, tworzeniu płaszczowin i innych deformacji. Bezpośrednią przyczyną tektonicznych zaburzeń były kolizje z różnymi, mniejszymi i większymi mikropłytami, odrywanymi od Gondwany, dryfującymi ku północy i dobudowywanymi do Euroameryki (ryc. 6). Najsilniejsze deformacje cechują południową część strefy hercynidów Europy – strefę moldanubską[20], część północna – strefa reńsko-hercyńska, charakteryzuje się mniejszymi deformacjami, słabszym metamorfizmem i mniej rozwiniętym plutonizmem. Na obrzeżach tej strefy powstały paraliczne[21] zagłębia węglowe.

Ryc. 6. Terrany w hercynidach Europy
(wg Matte’a)

Zasięg europejskich hercynidów na południu znany jest hipotetycznie. Dane geofizyczne i obecność w strefie fałdowań alpejskich śródgórskich masywów – fragmentów hercynidów – zdają się wskazywać, że znajdowały się one pod obecnymi strukturami alpejskimi.

Pokrywa platformowa zaczęła tworzyć się w dewonie, a miejscami dopiero w karbonie i permie, obejmuje również utwory ery mezozoicznej i kenozoicznej. Płytowa budowa większej części platformy paleozoicznej uległa zaburzeniu w kredzie, paleogenie i neogenie, czyli już w orogenezie alpejskiej, w wyniku wypiętrzania się wzdłuż uskoków różnych elementów podłoża platformowego i usuwania z nich pokrywy osadowej. W następstwie tych ruchów spod pokrywy osadowej wyłoniły się paleozoiczne masywy zachodniej i środkowej Europy od wybrzeży Oceanu Atlantyckiego po zachodni skraj prekambryjskiej platformy wschodnioeuropejskiej. Równocześnie pogłębiały się (lub powstawały nowe) baseny sedymentacyjne: zapadliska przedgórskie, rowy tektoniczne (dolina dolnego i górnego Renu) i niecki (akwitańska, parysko-londyńska, polsko-niemiecka) wypełnione grubymi seriami skał osadowych, w tym płytkomorskich osadów solnych.

Zbliżoną wiekowo (poprekambryjską) jednostką geologiczną jest niewielka platforma scytyjska w południowo-wschodniej Europie, leżąca między dolnym biegiem Dunaju a Morzem Kaspijskim, na północ od Gór Krymskich i Kaukazu. Jej fundament tworzą słabo sfałdowane struktury kaledońskie i hercyńskie, zalegające na utworach górnego proterozoiku, a pokrywę platformową płytkomorskie osady mezozoiczne i kenozoiczne. Największym elementem tej platformy jest płyta scytyjska ciągnąca się od Krymu po Morze Kaspijskie i Kaukaz na południu.

Hercyńska struktura Uralu jest elementem bardzo rozległej uralsko-ochockiej strefy fałdowej[22] należącej w przeważającej mierze do Azji, w znacznej części ukrytej w podłożu paleozoicznej platformy zachodniosyberyjskiej. Pasmo Uralu biegnie niemal południkowo począwszy od Nowej Ziemi na północy po Morze Kaspijskie i Jezioro Aralskie, gdzie hercyńskie struktury ukryte są pod młodszymi skałami. Jego wschodnią granicą są potężne rozłamy wgłębne litosfery a granicą zachodnią – rów przedgórski. Struktury Uralu powstały głównie w permie w następstwie zwężania i stopniowej likwidacji Oceanu Uralskiego oraz fałdowania nagromadzonych w nim osadów. Całość dzieli się na kilka południkowych pasów o cechach synklinoriów i antyklinoriów. Zachodnią część górotworu budują węglanowe i okruchowe skały paleozoiku, z kompleksami ofiolitowymi, silnie sfałdowane, pocięte uskokami, nasunięte na utwory rowu przeduralskiego na skraju Baltiki (platformy wschodnioeuropejskiej). Część osiową (antyklinorium środkowouralskie) budują sfałdowane skały proterozoiku i starszego paleozoiku, poprzecinane intruzjami granitoidów. Na dużych obszarach zachowały się przeddewońskie asocjacje ofiolitowe – fragmenty skorupy oceanicznej Oceanu Uralskiego. Wschodnią część Uralu budują głębokomorskie skały osadowe i grube serie wulkanitów sfałdowane i zmetamorfizowane, poprzebijane intruzjami skał magmowych. Struktury hercyńskiego górotworu uległy zrównaniu w środkowym mezozoiku, a w kredzie i starszym trzeciorzędzie rozwinęło się na nich płytkie morze. W młodszym trzeciorzędzie nastąpiło odmłodzenie rzeźby. Ural został dźwignięty wzdłuż starych uskoków, a erozja stopniowo odsłoniła pierwotne struktury górotworu.

Strefa fałdowań alpejskich południowej Europy (alpidy) tworzy system górski zorientowany mniej więcej równoleżnikowo, łączący się na zachodzie z górami Rif w północnej Afryce, należącymi do Atlasu, a na wschodzie z alpejskimi łańcuchami górskimi Azji, z którymi tworzą jeden system orogeniczny. Alpidy Europy utworzyły się w wyniku likwidacji Oceanu Tetydy pod naporem afrykańskiej płyty litosfery (Gondwany) na ówczesną południową część Europy oraz kolizji płyty afrykańskiej i mniejszych bloków litosfery (mikropłyt i terranów) od niej odrywanych, z Europą (ryc. 7). Góry powstawały w brzeżnych, słabo jeszcze skonsolidowanych, mobilnych częściach południowej Europy. Od początku mezozoiku istniały tam głębokie baseny, w których osadzały się potężne serie skał okruchowych i węglanowych z pokładami wulkanitów, w tym ofiolitów, które w strefach subdukcji były włączane w tworzące się płaszczowiny Alpidów. Góry powstawały w kilku fazach, począwszy od triasu. Najsilniejsze ruchy przypadły na górną kredę i paleogen. Formowanie się tego systemu górskiego jeszcze się nie zakończyło.

Ryc. 7. Współczesne mikropłyty w obszarze śródziemnomorskim

Orogeneza alpejska w istotny sposób wpłynęła na budowę i rzeźbę starszych części Europy, uformowanych głównie w orogenezie kaledońskiej i hercyńskiej. Stare struktury zostały pocięte uskokami, rozbite na oddzielne bloki, poprzesuwane, wypiętrzone lub pogrążone, wypaczone, pochylone. Nabrały w ten sposób cech rzeźby gór zrębowych, częstej w górach średnich oraz w obrębie wyżyn Europy. Wypiętrzeniu uległy drobne masywy południowej Irlandii i Wielkiej Brytanii oraz większe struktury na lądzie stałym: Meseta Iberyjska, masyw armorykański, Masyw Centralny, masyw Korsyki i Sardynii, Reńskie Góry Łupkowe, Wogezy i Schwarzwald, góry Harz, Las Turyński, Las Frankoński, Masyw Czeski wraz z Sudetami, Góry Świętokrzyskie i masyw Dobrudży nad Morzem Czarnym oraz Ural. W sąsiedztwie młodych, dźwigających się łańcuchów górskich powstały zapadliska tektoniczne, przedgórskie i śródgórskie, np. Kotlina Andaluzyjska (na przedpolu Gór Betyckich), Morze Adriatyckie i Nizina Padańska (między Alpami, Górami Dynarskimi i Apeninami), Kotlina Panońska (wewnątrz łuku Karpat), Kotlina Sandomierska (na północnym przedpolu Karpat). Niewielkiemu wgięciu uległ też basen akwitański, basen parysko-londyński, Niecka Nidziańska, podłoże Niziny Środkowoeuropejskiej. W wielu regionach ożywiły się zjawiska wulkaniczne. Ślady niedawnego wulkanizmu widoczne są m.in. w Masywie Centralnym (wulkany Owernii), Mesecie Iberyjskiej, Masywie Czeskim i na Przedgórzu Sudetów, na Średniogórzu Niemieckim, w różnych częściach Karpat, Alp i Apeninów, w Rodopach i na Sardynii.

W strukturach alpidów Europy wyróżnia się trzy człony. Zachodni obejmuje Góry Betyckie i Baleary oraz Sycylię i Apeniny, człon północny stanowią Pireneje, Alpy, Karpaty, Stara Płanina (Bałkan) i Góry Krymskie oraz leżące już w Azji Góry Pontyjskie, Kaukaz i Mały Kaukaz, zaś południowy – Góry Dynarskie i góry Pindos. Rozdzielają je wydźwignięte stare masywy śródgórskie (np. masyw Rodopów) lub śródgórskie zapadliska (np. Nizina Padańska, Nizina Środkowodunajska), niekiedy zalane przez morze, np. baseny mórz: Tyrreńskiego, Jońskiego i Egejskiego. Na przedpolu alpidów znajdują się zapadliska i rowy przedgórskie, np. Nizina Andaluzyjska, Kotlina Aragońska, kotliny podkarpackie. Są one wypełnione kenozoicznymi skałami okruchowymi dostarczanymi przez rzeki z niszczonych gór.

W wewnętrznej strefie alpidów (strefa pennińska Alp, Karpaty Wewnętrzne, północno-wschodnia część Gór Dynarskich, góry Pindos) występują silnie sfałdowane i zmetamorfizowane skały mezozoiczne oraz skały magmowe, w tym asocjacje ofiolitowe pochodzące z litosfery Oceanu Tetydy. Wśród skał magmowych powszechne jest występowanie wulkanitów. Spotyka się je (również mocno zerodowane góry wulkaniczne) w Pieninach, Kotlinie Panońskiej, Starej Płaninie, Rodopach i na wyspach Morza Egejskiego.

W strefie zewnętrznej alpidów (Pireneje, szwajcarska strefa Alp, Karpaty Zewnętrzne, Stara Płanina, część Gór Dynarskich, Góry Krymskie, Kaukaz) przeważają skały osadowe, głównie mezozoiczne i trzeciorzędowe wapienie i dolomity, łupki ilaste, radiolaryty, skały fliszowe. Budują one płaszczowiny nasunięte daleko na przedpole (Alpy, Karpaty) bądź przeciwnie – stromo wypiętrzone (Pireneje, Kaukaz). W struktury fałdowe alpidów zostały włączone również hercyńskie masywy krystaliczne odsłaniające się spod płaszczowin w oknach tektonicznych.

Alpidy Europy wciąż są aktywne sejsmicznie. Wynika to z trwającego nadal przesuwania się afrykańskiej płyty litosfery ku północy i napierania przez nią na europejską część płyty eurazjatyckiej (ryc. 7). O ruchach tektonicznych w strefie fałdowań alpejskich świadczą stosunkowo częste trzęsienia ziemi i zjawiska wulkaniczne. Jedyny czynny wulkan na lądzie stałym, to Wezuwiusz na Półwyspie Apenińskim. Inne znajdują się na wyspach Morza Śródziemnego (Etna na Sycylii, Stromboli i Vulcano na Wyspach Liparyjskich, Thera w archipelagu Cykladów). Czynne wulkany występują też na wyspach Oceanu Atlantyckiego.

Pod koniec neogenu klimat na Ziemi zaczął się ochładzać. Zbliżała się plejstoceńska epoka lodowa, która wywarła znaczący wpływ na budowę geologiczną kontynentu i ukształtowanie jego powierzchni. W plejstocenie kilkakrotnie ogromne obszary północnej i środkowej Europy zostały pokryte przez lądolody rozpływające się z kilku centrów w północnej Europie – na północy Półwyspu Skandynawskiego, w północnym Uralu i na Nowej Ziemi oraz na północy Wielkiej Brytanii i Irlandii. Lokalne czasze lodowe rozwinęły się na Islandii i europejskich wyspach Arktyki. Połączone podczas maksymalnego zasięgu obszary lodowe pokrywały około 3,5 mln km² lądu, nie licząc lodowego paku na Oceanie Atlantyckim. Obejmowały całą tarczę bałtycką (z Górami Skandynawskimi), obszar dzisiejszego Morza Bałtyckiego i większą część Morza Północnego, prawie całe Wyspy Brytyjskie, znaczną część kontynentalnej zachodniej Europy. Lodowiec sięgnął po Średniogórze Środkowoeuropejskie, Sudety i Karpaty oraz wschodnią Europę – do progów Wyżyn Ukraińsko-Południoworosyjskich, a lobami dnieprowskim i wołżańskim, jeszcze dalej na południe. Zakończone około 10 tys. lat temu ostatnie zlodowacenie miało mniejszy zasięg. Objęło tarczę bałtycką, Półwysep Jutlandzki, Pojezierza Bałtyckie oraz północną część wschodniej Europy. Mniejsze czasze lodowe rozwinęły się na Islandii, w północnej części Wielkiej Brytanii i Irlandii, północnym Uralu i Nowej Ziemi i na wyspach Arktyki (ryc. 8). Lokalne zlodowacenia obejmowały wyższe pasma górskie znajdujące się w głębi lądu, poza zasięgiem lądolodu: Alpy, gdzie wytworzyły się nawet lodowce piedmontowe[23] zasilane potężnymi lodowcami dolinnymi, Pireneje, Góry Betyckie, Tatry oraz pozostałe pasma i masywy alpidów.

Ryc. 8. Zasięg i kierunki ruchu lądolodu w okresie jego największego rozwoju podczas ostatniego zlodowacenia

W następstwie egzaracji lodowce przekształcały rzeźbę. Zdzierały z podłoża skały, rozdrabniały je podczas transportu i osadzały niesiony materiał w postaci pokryw osadów morenowych i wodnolodowcowych na ogromnych obszarach północnej i środkowej Europy. Rzeźba polodowcowa starszych zlodowaceń uległa zatarciu w warunkach klimatu peryglacjalnego podczas zlodowaceń młodszych. Wzgórza morenowe zostały rozmyte, a głębokie obniżenia uległy zasypaniu (krajobraz staroglacjalny). Świeże formy polodowcowe dobrze zachowały się jedynie na obszarach ostatniego zlodowacenia (obszary młodoglacjalne). Są to wysoczyzny morenowe, wały morenowe, kemy, ozy, drumliny, misy jeziorne, rynny polodowcowe oraz sandry i pradoliny na przedpolu lodowca. W górach lodowce przemodelowały wcześniejszą rzeźbę nadając jej cechy glacjalne (cyrki lodowcowe, doliny U-kształtne, doliny zawieszone, progi, granie skalne, rysy lodowcowe i wygłady lodowcowe, stanowiące elementy tzw. rzeźby alpejskiej bądź wysokogórskiej). Wypływające z lodowców rzeki usypały na przedpolu gór rozległe stożki napływowe.

Pod koniec plejstocenu zaczął się stopniowo podnosić poziom wód oceanów, w obniżeniu tarczy bałtyckiej, na przedpolu zanikającego lodowca skandynawskiego, zaczęło tworzyć się Morze Bałtyckie, terytorium Wysp Brytyjskich utraciło lądowe połączenie z lądem stałym i stało się wyspami, wokół Europy pojawiły się morza szelfowe, a ląd stopniowo przybrał kontury znane z każdego zdjęcia satelitarnego tej części Ziemi.

Klimat

O klimacie Europy decyduje jej położenie geograficzne w umiarkowanych szerokościach geograficznych, duże rozczłonkowanie lądu przy względnie niewielkich jego rozmiarach, równoleżnikowy, w przybliżeniu, układ nizin i gór oraz sąsiedztwo oceanu na zachodzie i wielkiego lądu na wschodzie.

W pasie wybrzeży atlantyckich istotne znaczenie ma oddziaływanie prądów morskich, przede wszystkim ciepłego Prądu Północnoatlantyckiego, który opływa zachodnie i północno-zachodnie wybrzeża Wysp Brytyjskich, Wyspy Owcze, a jako Prąd Norweski i Prąd Przylądka Północnego – wybrzeża Półwyspu Skandynawskiego, sięgając wąskimi odnogami do Morza Białego i po Nową Ziemię. Inna struga Prądu Północnoatlantyckiego skręca ku południowi i jako zimny Prąd Kanaryjski oddziałuje na zachodnie wybrzeże Półwyspu Iberyjskiego; jeszcze inna skręca na zachód (ciepły Prąd Irmingera) i płynie wzdłuż południowych wybrzeży Islandii (zachodnie wybrzeże tej wyspy opływa zimny Prąd Wschodniogrenlandzki).

Ośrodkami barycznymi, które kształtują cyrkulację atmosferyczną nad Europą są przede wszystkim Wyż Azorski, umacniający i rozbudowujący się latem daleko na północny wschód oraz Niż Islandzki, pogłębiający się i rozszerzający zasięg swego oddziaływania zimą. Latem pogoda w północnej Europie jest kształtowana pod wpływem Wyżu Arktycznego, natomiast w południowo-wschodniej Europie pod wpływem Niżu Południowoazjatyckiego. Zimą oddziaływania ośrodków barycznych są rozłożone inaczej. We wschodniej części Europy zaznacza się wpływ Wyżu Azjatyckiego, a w południowej Europie niżów powstających nad Morzem Śródziemnym, w strefie frontu polarnego rozdzielającego powietrze zwrotnikowe i polarne. Taki układ ośrodków barycznych powoduje, że zimą na północ od Pirenejów, Alp i Karpat przeważają wiatry północno-zachodnie, a na południe od tej granicy południowo-zachodnie i zachodnie. W południowo-wschodniej Europie występują w tym okresie wiatry południowe i południowo-wschodnie. Latem na północy Europy przeważają wiatry północno-wschodnie, w zachodniej i środkowej Europie oraz w południowej Skandynawii – południowo-zachodnie i zachodnie, a nad południową i południowo-wschodnią Europą – wiatry północno-zachodnie i północne.

Równoleżnikowy, w przybliżeniu, pas nizin w zachodniej i środkowej Europie oraz równoległy do nich pas wyżyn i gór chronią południową Europę przed wzmożonym napływem z północy mas zimnego powietrza arktycznego, a jednocześnie utrudniają przepływ na północ mas ciepłego powietrza zwrotnikowego. Nie ma natomiast większych przeszkód w przemieszczaniu się mas powietrza z zachodu na wschód, a zwłaszcza, przy przewadze wiatrów zachodnich, pod wpływem dalekosiężnego oddziaływania Oceanu Atlantyckiego.

Wyraźna przewaga w Europie cyrkulacji zachodniej niekiedy ulega zaburzeniu zimą, gdy nad wschodnią Europą rozbudowuje się wyż wymuszający cyrkulację wschodnią i północno-wschodnią niosącą suche kontynentalne powietrze arktyczne lub polarne. Chłodne powietrze obejmuje niekiedy całą Europę na północ od Karpat, Alp i Pirenejów, sięga po Półwysep Bałkański i w sprzyjających warunkach wywołuje gwałtowne, porywiste wiatry: mistral wiejący doliną Rodanu, spadający z Masywu Centralnego i Alp ku wybrzeżu Morza Śródziemnego, bora spadający z Gór Dynarskich na dalmatyńskie wybrzeże Morza Adriatyckiego i podobny do mistralu wiatr boreas, wiejący dolinami Wardaru (lokalnie nazywany tu wardarak), Strumy, Nestos, na wybrzeże Morza Egejskiego.

Według klasyfikacji Wincentego Okołowicza (z późniejszymi modyfikacjami Danuty Martyn) Europa leży w zasięgu trzech stref klimatycznych, w obrębie których wydziela się regiony klimatyczne, bądź typy klimatów o cechach swoistych (zobacz mapę w załączniku).

Północno-wschodnia Europa (za kołem podbiegunowym), północno-wschodni skraj Skandynawii, północna część Islandii, wyspa Jan Mayen, Wyspa Niedźwiedzia oraz zaliczane do Europy archipelagi na Morzu Arktycznym – Nowa Ziemia, Svalbard i Ziemia Franciszka Józefa, leżą w strefie klimatów okołobiegunowych. Średnia temperatura powietrza w miesiącu najcieplejszym nie przekracza tam 10°C, a roczne sumy opadów atmosferycznych głównie w postaci śniegu, są niższe niż 500 mm. Na północy Islandii, Skandynawii, na Jan Mayen, Wyspie Niedźwiedziej i w zachodniej części Svalbardu panuje klimat podbiegunowy morski, cechujący się dużą wilgotnością powietrza, dużym zachmurzeniem, częstymi mgłami i silnymi wiatrami. Dla północno-wschodniej, kontynentalnej części Europy charakterystyczny jest klimat podbiegunowy kontynentalny. Wschodnia część Svalbardu, Ziemia Franciszka Józefa i Nowa Ziemia mają klimat biegunowy o cechach kontynentalnych, szczególnie surowy zimą. Wyjątkiem jest południowa wyspa Nowej Ziemi z nieco łagodniejszym klimatem biegunowym morskim.

Przeważająca część Europy, na południe od obszarów o klimacie podbiegunowym i biegunowym aż po Pireneje, Alpy, Góry Dynarskie i Starą Płaninę leży w strefie klimatów umiarkowanych. Charakterystyczna jest tam przewaga cyrkulacji zachodniej i rosnący od zachodu ku wschodowi kontynentalizm klimatu. W klimatach morskich, głównie w zachodniej Europie, w odróżnieniu od klimatów kontynentalnych, dobowe i roczne amplitudy temperatury powietrza są mniejsze, roczne sumy opadów atmosferycznych, związanych głównie z wędrownymi niżami, są wyższe, a opady bardziej równomiernie rozłożone w ciągu roku. Wyższa jest także wilgotność powietrza. W warunkach klimatów kontynentalnych opady atmosferyczne, związane z konwekcją termiczną, koncentrują się głównie w ciepłej połowie roku. Wyróżnia się w tej części kontynentu dwie grupy klimatów umiarkowanych.

W grupie klimatów umiarkowanych chłodnych (na północ od 60°N na zachodzie i 55°N na wschodzie) średnia temperatura powietrza w miesiącu najcieplejszym wynosi od 10°C do 15°C w regionach o klimacie morskim oraz do 20°C (i powyżej) w środkowej Europie i na wschodzie kontynentu. Zimą, w miesiącu najchłodniejszym, temperatura powietrza spada do –10°C w klimacie morskim i do poniżej –10°C (niekiedy nawet poniżej –20°C) w klimacie kontynentalnym. Klimat morski panuje w południowej Islandii i na atlantyckim wybrzeżu Półwyspu Skandynawskiego, przejściowy na obszarach przylegających od zachodu i wschodu do Zatoki Botnickiej, a pośredni – na północ od tej zatoki po Półwysep Kolski. Dalej na wschód, w północnej części Niziny Wschodnioeuropejskiej, panuje klimat kontynentalny.

W grupie klimatów umiarkowanych ciepłych, latem, średnia temperatura powietrza wynosi od około 15°C w regionach o klimacie wybitnie morskim do 20°C (a nawet powyżej) w głębi lądu i na wschodzie Europy, gdzie klimat staje się bardziej kontynentalny. Zimą, w najchłodniejszym miesiącu, średnia temperatura powietrza wynosi od około 0°C (lub powyżej) w obszarach nadmorskich do –10°C w środkowej Europie i poniżej –10°C na wschodzie Europy. Klimat wybitnie morski panuje na Irlandii, w zachodniej części Wielkiej Brytanii i na Półwyspie Bretońskim; morski w pozostałej części zachodniej Europy, w przybliżeniu do południka 10°E. Klimat przejściowy dominuje w środkowej Europie, pośredni na Nizinie Węgierskiej, a dalej na wschód, w południowej części Niziny Wschodnioeuropejskiej, występuje klimat kontynentalny, kontynentalny suchy, a na Nizinie Nadkaspijskiej nawet kontynentalny skrajnie suchy.

Południowa Europa leży w strefie klimatów podzwrotnikowych. Średnia temperatura powietrza w miesiącu najchłodniejszym wynosi od około 10°C (lub więcej) w regionach o klimacie morskim do 0°C w obszarach o klimacie kontynentalnym suchym. Na chłodne półrocze (od jesieni do wiosny) przypada większość opadów atmosferycznych – niekiedy 70–75% rocznej ich sumy. Lata są przeważnie suche, słoneczne, ciepłe, a nawet upalne. Średnia temperatura powietrza w miesiącu najcieplejszym wynosi od 18°C w obszarach o klimacie morskim do 25°C, a nawet 28°C w regionach o klimacie kontynentalnym. Klimat morski panuje na wybrzeżach zatok Biskajskiej, Lwiej, Genueńskiej, na adriatyckim wybrzeżu półwyspów Apenińskiego i Bałkańskiego i w zachodniej części Sycylii. Klimat pośredni między morskim a kontynentalnym występuje w południowej części Półwyspu Iberyjskiego, zachodniej części Półwyspu Apenińskiego, na Sardynii, na Korsyce, we wschodniej części Sycylii. Klimat kontynentalny i kontynentalny suchy jest charakterystyczny dla środkowej części Półwyspu Iberyjskiego, środkowej i wschodniej części Półwyspu Bałkańskiego oraz Niziny Padańskiej. W górach Europy występują górskie odmiany klimatów strefowych, zwykle chłodniejsze i wilgotniejsze niż na nizinach, z mniej lub bardziej wyraźnymi piętrami klimatycznymi.

Wody

Wilgotny klimat na większości terytorium Europy (poza częścią Niziny Nadkaspijskiej) sprzyja istnieniu gęstej i zróżnicowanej sieci wód powierzchniowych. Obejmuje ona wody płynące (rzeki), jeziora, bagna oraz wody uwięzione w lodowcach. Większa część terytorium Europy (81%) leży w zlewisku Oceanu Atlantyckiego (w tym Morza Arktycznego), reszta (19%) należy do zlewiska bezodpływowego Morza Kaspijskiego. Główny dział wodny Europy między Oceanem Atlantyckim i morzami północnymi Oceanu Atlantyckiego (morza: Północne, Bałtyckie, Norweskie, Barentsa i Białe) a morzami południowymi (morza: Śródziemne, Czarne i Kaspijskie) biegnie krętą linią od Cieśniny Gibraltarskiej na południowym zachodzie po Ural na północnym wschodzie[24].

Rzeki

W Europie, ze względu na duże rozczłonkowanie lądu, nie ma tak wielkich systemów rzecznych jak na innych kontynentach. Największe systemy rzeczne rozwinęły się na nizinach wschodniej Europy. W zachodniej Europie do dużych systemów rzecznych zalicza się Dunaj i Ren. Wśród rzek uchodzących do mórz południowej części Europy największe są: Wołga (3530 km), Dunaj (2850 km), Ural (2428 km), Dniepr (2201 km) oraz Don, Dniestr, Ebro, Boh, Rodan i Pad, a do Oceanu Atlantyckiego i mórz północnych: Peczora (1809 km), Ren (1320 km), Łaba (1165 km), Wisła (1047 km), Dźwina (1020 km), Dwina, Loara, Tag, Duero, Niemen oraz Moza. Największe dorzecze wśród rzek Europy ma Wołga (1360 tys. km²). Znacznie ustępuje jej Dunaj (817 tys. km²), Dniepr (504 tys. km²), Don (422 tys. km²), Dwina (357 tys. km²), Peczora (327 tys. km²), Ren (252 tys. km²), Ural i Wisła.

Rzeki Europy reprezentują różne typy ustroju rzecznego. Wołga, Dniepr, Don, Peczora, Niemen (także inne rzeki wschodniej Europy) reprezentują typ wschodnioeuropejski. Rzeki o takim ustroju zimą przeważnie zamarzają na 3–4 miesiące, a wiosną mają duże wezbrania spowodowane tajaniem śniegu. Niskie stany wody przypadają na koniec lata i wczesną jesień. Saona, Sekwana i Tamiza reprezentują atlantycki typ ustroju rzecznego. Rzeki te zimą nie zamarzają. W ich zasilaniu najważniejszą rolę odgrywają deszcze równomiernie rozłożone w ciągu roku. Najwyższe stany osiągają w styczniu i lutym, a najniższe w sierpniu i wrześniu. Wisła, Odra, Łaba i Wezera należą do typu przejściowego ustroju rzecznego między wschodnioeuropejskim i atlantyckim. Zamarzają na 1–2 miesiące podczas surowych zim, ale w czasie zim łagodnych zlodzenie w ogóle nie występuje. Wezbrania zdarzają się dwukrotnie w ciągu roku – podczas wiosennych roztopów i w okresie letnich opadów. Niskie stany przypadają na jesień. Ren, Rodan, Garonna, Pad i Dunaj reprezentują alpejski typ ustroju rzecznego. Rzeki te nie zamarzają zimą. Mają wówczas także niskie stany wody. Późną wiosną i latem, gdy w górach topnieją śniegi i lodowce, występują maksymalne stany wody. Glomma, Muönio, Kemi, Torne, Skellefte i inne rzeki Skandynawii reprezentują typ północnoeuropejski, z zasilaniem śnieżno-deszczowo-lodowcowym. Zimą rzeki te z reguły zamarzają. Latem mają przepływy umiarkowane, wyrównywane dzięki licznym jeziorom, przez które przepływają. Tag, Gwadiana, Gwadalkiwir, Arno, Tyber, Wardar należą do śródziemnomorskiego typ ustroju rzecznego z przewagą zasilania deszczowego, głównie w okresie jesienno-zimowym, na który przypada pora deszczowa i największe wezbrania rzek. Podczas letniej pory suchej stany wód są najniższe, a niektóre rzeki wysychają.

Jeziora i bagna

Jeziora i bagna są ważnym elementem sieci wód powierzchniowych Europy. Łączna powierzchnia jezior (bez Morza Kaspijskiego) wynosi około 165 tys. km² (1,6% powierzchni kontynentu). Mają one różną, niekiedy złożoną genezę. Tektoniczną genezę ma reliktowe jezioro Balaton w Kotlinie Panońskiej. Największe jeziora Europy mają pochodzenie tektoniczno-polodowcowe. Należą do nich Ładoga (18,4 tys. km²) i Onega (9,7 tys. km²) wypełniające obniżenia na południowo-wschodnim skraju tarczy bałtyckiej oraz jeziora Wener (5,5 tys. km²) i Wetter w południowej części Półwyspu Skandynawskiego.

Jednak najliczniejsze w Europie są jeziora polodowcowe. Występują one zarówno w górach (niekiedy na przedgórzu) – górskie jeziora polodowcowe (jeziora piedmontowe), jak i na nizinach – znacznie liczniejsze nizinne bądź niżowe jeziora polodowcowe różnych typów. Spośród pierwszych największe są piedmontowe jeziora po południowej stronie Alp: Maggiore, Como, Garda, a po północnej stronie Jezioro Genewskie i Jezioro Bodeńskie. Ponadto w górach (Pirenejach, Alpach, Karpatach, Górach Skandynawskich) bardzo liczne są cyrkowe jeziora polodowcowe (np. Czarny Staw nad Morskim Okiem w Tatrach) oraz jeziora dolinne w przegłębieniach żłobów lodowcowych (np. jeziora w Dolinie Pięciu Stawów Polskich w Tatrach) i w zagłębieniach morenowych (np. Staw Smreczyński w Tatrach). Na nizinach w zasięgu ostatniego zlodowacenia jeziora występują niekiedy masowo i tworzą wówczas pojezierza. Najwięcej jezior polodowcowych różnych typów znajduje się w południowej części Półwyspu Skandynawskiego oraz na pojezierzach: Fińskim, Wileńskim, Mazurskim, Pomorskim i Meklemburskim.

Na niektórych obszarach górskich występują ponadto jeziora pochodzenia wulkanicznego, np. Askja (Öskju) i My na Islandii, Bracciano i Bolsena w Apeninach, liczne jeziora w Owernii, Szwabii, w górach Eifel i w Karpatach, a także jeziora krasowe, np. w Górach Dynarskich i Alpach czy jeziora nadbrzeżne (mierzejowe, lagunowe, limanowe, deltowe), np. na południowym wybrzeżu Morza Bałtyckiego, nad morzami: Czarnym, Adriatyckim i Tyrreńskim.

Bagna w większości związane są z obszarami polodowcowymi. Powstały na działach wodnych w miejscach nie do końca zorganizowanej sieci odpływu powierzchniowego (Polesie, Bagna Biebrzańskie), w miejscu zasypanych osadami zarastających jezior i w ujściach rzek (np. delta Wisły). Wiele istniejących w przeszłości bagien w zachodniej i południowej Europie z czasem osuszono i zamieniono w pola uprawne.

Lodowce

Współczesne zlodowacenie w Europie to ułamek powierzchni, jaką lodowce zajmowały w plejstocenie. Obecnie obejmuje ono około 90 tys. km² i nieustannie zmniejsza swój zasięg, zwłaszcza od drugiej połowy XX wieku. Największe obszary zlodowacone znajdują się w północnej Europie na wyspach arktycznych, gdzie granica wiecznego śniegu znajduje się na wysokości około 100 m n.p.m. Czoła lodowców schodzą tam nierzadko aż do poziomu morza. Na Svalbardzie czasze lodowe (pokrywy lodowe typu lądolodu) oraz zlane ze sobą lodowce piedmontowe, a także oddzielne lodowce górskie zajmują ponad 50% powierzchni archipelagu, czyli około 35 tys. km². Pokrywają też ponad połowę Wyspy Północnej Nowej Ziemi – około 24 tys. km² i prawie 90% powierzchni Ziemi Franciszka Józefa (około 14 tys. km²) oraz około 30% wyspy Jan Mayen (117 km²). Na Islandii współczesne zlodowacenie zajmuje nieco więcej niż 10% powierzchni – prawie 12 tys. km², z czego na czaszę lodową Vatna przypada około 9 tys. km².

W części lądowej Europy największą powierzchnię (około 2,9 tys. km²) zajmują lodowce w Górach Skandynawskich, ze względu na stosunkowo niskie położenie granicy wiecznego śniegu (od 1800 m na południu do około 700 m n.p.m. na północy). Są to przede wszystkim rozległe lodowce fieldowe (lodowce typu norweskiego)[25], z największym Jostendals (470 km²), z których spływają liczne lodowce dolinne. W Alpach, mimo znacznie wyższego położenia granicy wiecznego śniegu (2500–3200 m n.p.m.), lodowce zajmują podobną powierzchnię co w Górach Skandynawskich – 2,8 tys. km². Przeważają tam lodowce dolinne, często rozgałęzione, zasilane z kilku pól firnowych (lodowce typu alpejskiego). Do największych należą: Aletsch – 87 km² i 25 km długości, Gomer – 69 km² i 14 km długości i Mer de Glace – 34 km² i 12 km długości. Małe lodowce górskie występują także w Pirenejach, w sumie zajmują tam około 30 km² i północnym Uralu – również około 30 km². Gdzie indziej można napotkać płaty wieloletniego, zlodowaciałego śniegu – śnieżniki, np. w Górach Betyckich (Sierra Nevada) i Apeninach (Gran Sasso d’Italia). Śnieżnik znajduje się też w Tatrach Wysokich, w Kotle Mięguszowieckim.

EUROPA

[1] Homer Europą nazywał północną Grecję. W mitologii greckiej imię Europa nosiła córka fenickiego króla Agenora (wg Iliady Homera była nią córka Fojniksa), uprowadzona i uwiedziona przez Zeusa.

[2] Kontynent (łac. Continens) – wielki ląd otoczony ze wszystkich stron wodami mórz i oceanów. Na Ziemi wyróżnia się 6 kontynentów: Eurazję, Afrykę, Amerykę Północną, Amerykę Południową, Antarktydę i Australię (Wielka Encyklopedia PWN, t. 14, WN PWN, Warszawa 2003, s. 321).

[3] Ocean Tetydy (Tetyda) istniał od schyłku ery paleozoicznej do neogenu. Zaczął ulegać zamknięciu w następstwie kolizji płyt afrykańskiej, arabskiej i indyjskiej z płytą eurazjatycką (W. Mizerski, Geologia regionalna kontynentów, WN PWN, Warszawa 2004).

[4] Niektórzy geografowie opowiadają się za lądową granicą między Europą i Azją wzdłuż rzeki Ural (a nie wzdłuż Emby i Uralu) – dalej na północ bez zmian. Większe rozbieżności i dyskusje dotyczą odcinka granicy Europy między Morzem Kaspijskim i Morzem Czarnym. Bywa ona prowadzona grzbietem Małego Kaukazu i doliną rzeki Araks, tektonicznym obniżeniem między Wielkim i Małym Kaukazem (doliny Kury i Rioni), a także głównym grzbietem Kaukazu, co pozwalałoby uznać Elbrus za najwyższą górę Europy. Takie propozycje są jednak sprzeczne z podstawowymi kryteriami regionalizacji fizycznogeograficznej (dzielą łańcuch górski między dwa regiony). Burzą także powszechny w tradycji europejskiej obraz ukształtowania powierzchni kontynentu europejskiego.

[5] Daje to wskaźnik rozwinięcia linii brzegowej (definiowany jako stosunek długości linii brzegowej do obwodu kola o powierzchni równej powierzchni kontynentu) równy 3,5. Większy ma tylko Ameryka Północna – 4,3. Pozostałe kontynenty mają ten wskaźnik niższy: Azja – 3,2, Afryka – 1,6, Ameryka Południowa 1,6, Australia – 2,0, Antarktyda – 2,0.

[6] W plejstocenie, w pełni zlodowacenia poziom oceanu był niższy od obecnego o co najmniej 120 m. Poziom zbliżony do obecnego oceany osiągnęły w holocenie, prawdopodobnie nie wcześniej niż około 2500 lat temu. Współczesne obserwacje dowodzą, że poziom oceanu nadal się podnosi (wiązane jest to z globalnym ociepleniem), co oznacza ciągłe odmładzanie wybrzeży.

[7] Geomorfologia i klasyfikacja wybrzeży szeroko została omówiona w publikacji Piotra Migonia, Geomorfologia, WN PWN, Warszawa 2009.

[8] Niekiedy za najwyższy szczyt Europy uznaje się Elbrus (5642 m n.p.m.) wznoszący się w zachodniej części Kaukazu. Wynika to z przyjmowania innych granic Europy niż proponowane przez Międzynarodową Unię Geograficzną. Tak jest m.in. wśród alpinistów zdobywających tzw. Koronę Ziemi, którzy Elbrus (a nie Mont Blanc) uważają za najwyższą górę Europy.

[9] Nazwa zalecana przez Komisję Standaryzacji Nazw Geograficznych poza Granicami Rzeczypospolitej.

[10] Nazwa zalecana przez Komisję Standaryzacji Nazw Geograficznych poza Granicami Rzeczypospolitej.

[11] Płyta eurazjatycka – kontynentalna płyta tektoniczna, obejmująca Europę i znaczną część Azji (bez Półwyspu Arabskiego i Półwyspu Indyjskiego) oraz rozległe połacie mórz szelfowych i dna Oceanu Atlantyckiego. Od zachodu, północy i wschodu (Syberia), płyta eurazjatycka graniczy z płytą północnoamerykańską. Na zachodzie i północy jest to granica rozbieżna, wyznacza ją Grzbiet Śródatlantycki (jego lokalną kulminacją jest Islandia) i Grzbiet Gakkela w dnie Oceanu Arktycznego. Natomiast na wschodzie jest to granica zbieżna (strefa subdukcji) – płyta północnoamerykańska i płyta filipińska wsuwają się pod płytę eurazjatycką. Południową granicę wyznacza ciągnąca się na długości kilkunastu tysięcy kilometrów alpejsko-himalajska strefa fałdowa, poprzez którą płyta euroazjatycka graniczy z płytami afrykańską, arabską i indoaustralijską.

[12] Szew transeuropejski (ang. Trans European Suture Zone, TESZ; strefa Gutercha) – wielki szew tektoniczny na obszarze Europy, w obrębie płyty eurazjatyckiej. Ciągnie się od Morza Północnego przez Danię, północne Niemcy, Polskę, Ukrainę, Rumunię i Mołdawię do północnego wybrzeża Morza Czarnego na długości około 2000 km. Strefa szwu transeuropejskiego wyznacza kolizyjną granicę pomiędzy dwoma płytami rozdzielonymi niegdyś skorupą oceaniczną. Ma szerokość od 50 do 100 km (J. Nawrocki, P. Poprawa, Development of Trans-European Suture Zone in Poland: from Ediacaran rifting to Early Palaeozoic accretion, „Geological Quarterly” 2006, vol. 50 (1), s. 59–76).

[13] Ocean Japetus (Iapetus) istniejący w prekambrze i wczesnym paleozoiku w miejscu dzisiejszego Oceanu Atlantyckiego nosił imię ojca Atlasa, zaczerpnięte z mitologii greckiej. Imię Atlasa (syna Iapetusa) nosi Ocean Atlantycki, następca Oceanu Iapetus.

[14] Ofiolitowy kompleks, asocjacja ofiolitowa – zespół obojętnych, zasadowych i ultrazasadowych skał magmowych, po części zmetamorfizowanych, na ogół uważanych za szczątek dna oceanicznego, w czasie fałdowań włączany w obręb deformowanych osadów (W. Jaroszewski, L. Marks, A. Radomski, Słownik geologii dynamicznej, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa 1985).

[15] Jaspility należą do wstęgowych rud żelazistych, tzw. BIF, od ang. banded iron formation. Tworzyły się w prekambryjskich morzach przy bardzo niskim stężeniu tlenu w atmosferze i w wodzie (S. M. Stanley, Historia Ziemi, WN PWN, Warszawa 2005).

[16] W archaiku (około 2,6 mld lat temu) w północnej części Baltiki nastąpiła orogeneza marealbidzka, z silnym metamorfizmem skał i ożywionym magmatyzmem. Z proterozoikiem jest związana orogeneza karelska (około 1,7 mld lat temu) i gotyjska (1,4 mld lat temu) obie z intensywnym magmatyzmem (potężne intruzje granitoidów). Najmłodszą prekambryjską orogenezą (około 1,1–0,95 mld lat temu), po której nastąpiło usztywnienie podłoża platformy, była orogeneza dalslandzka (W. Mizerski, op. cit.).

[17] Kontynent oldredowy powstał po orogenezie kaledońskiej. Obejmował obszar Laurencji, Baltiki i mikrokontynentu Avaloni (fragmentu Gondwany). Nazwa pochodzi od czerwonych osadów klastycznych (głównie piaskowców), tworzących się w środowisku lądowym jako tzw. molasa (osad post-orogeniczny), związanych z wietrzeniem i erozją masywów wypiętrzonych w orogenezie kaledońskiej. Barwa skał pochodzi od tlenków żelaza.

[18] Aulakogen – bruzda tektoniczno-sedymentacyjna na platformie kontynentalnej, której w fundamencie platformy odpowiada wielki, zwykle nieczynny geologicznie rów tektoniczny. Aulakogeny można traktować jako nieaktywną, kopalną formę ryftu (W. Jaroszewski, L. Marks, A. Radomski, op. cit.).

[19] Tillity, to zlityfikowane, niekiedy zmetamorfizowane moreny polodowcowe w postaci skonsolidowanej gliny, powstałe zwykle przed czwartorzędem. Istotne znaczenie stratygraficzne mają tillity powstałe w okresach wielkich zlodowaceń w neoproterozoiku (zlodowacenia okresu kriogenu i ediakaru) i paleoproterozoiku (zlodowacenie hurońskie).

[20] Różnice w wykształceniu osadów, a także w intensywności metamorfizmu i magmatyzmu, pozwalają wyróżnić w hercynidach Europy cztery równoleżnikowe strefy. Od południa:

– Strefa moldanubska obejmuje południową część Masywu Armorykańskiego, Masyw Centralny, Wogezy i Schwarzwald oraz Masyw Czeski (bez Sudetów). Charakteryzuje się powszechnym występowaniem osadów głębokomorskich silnie przeobrażonych oraz intensywnym magmatyzmem;

– Strefa saksońsko-turyńska obejmuje północną część Masywu Armorykańskiego, Saksonię, Turyngię, Sudety i południową część Gór Świętokrzyskich. W budowie przeważają skały okruchowe i węglanowe, częściowo zmetamorfizowane, uformowane w wielkie synklinoria wypełnione utworami wulkanicznymi oraz antyklinoria poprzecinane intruzjami granitoidów (m.in. granity Karkonoszy);

– Strefa reńsko-hercyńska rozciąga się od Kornwalii przez Ardeny, Reńskie Góry Łupkowe po Harz (niekiedy wliczane są do niej Góry Świętokrzyskie). Występują tu różne skały osadowe, skały magmowe (wulkaniczne i głębinowe);

– Strefa westfalska – pas rowów i zapadlisk przedgórskich (zagłębia Saary, Ruhry, Górnego Śląska i Dolnego Śląska) wypełnionych utworami dewonu i karbonu (W. Mizerski, op. cit.).

[21] Paraliczne, czyli położone w pobliżu morza, wykazujące ścisłe związki z morzem (ale nie morskie). Termin odnosi się zwykle do utworów w zasadzie lądowych, ale zawierających wkładki osadów morskich (W. Jaroszewski, L. Marks, A. Radomski, op. cit.).

[22] Więcej na temat tej strefy fałdowej w rozdziale poświęconym Azji.

[23] Lodowiec piedmontowy, lodowiec podgórski – forma lodowca, pośrednia między lodowcem górskim a lądolodem. Lodowiec górski (lub kilka lodowców) po wypłynięciu z gór tworzy na ich równinnym przedpolu (u podnóża gór) zwartą pokrywę lodową. Najbardziej znanym współczesnym przykładem jest lodowiec Malaspina w Górach Świętego Eliasza w Ameryce Północnej.

[24] Kontynentalny dział wodny od Cieśniny Gibraltarskiej biegnie wzdłuż Gór Betyckich, przecina w poprzek Wyżynę Nowej Kastylii, a następnie Górami Iberyjskimi oraz wzdłuż Gór Kantabryjskich i Pirenejów sięga prawie do Zatoki Lwiej. Dalej kieruje się przez Bramę Langwedocką, wzdłuż południowych i wschodnich stoków Masywu Centralnego do południowych Wogezów, a następnie w poprzek Bramy Burgundzkiej do gór Jura i Wyżyny Szwajcarskiej. Stąd biegnie wzdłuż Alp do Schwarzwaldu, następnie skrajem Jury Szwabsko-Frankońskiej, Szumawą i Sudetami do Bramy Morawskiej, dalej grzbietem Karpat, przecina Bramę Przemyską, biegnie wzdłuż północnej krawędzi Wyżyny Podolskiej i przez Nizinę Wschodnioeuropejską (Grzędą Smoleńsko-Moskiewską i Uwałami Północnymi) dociera do Uralu nieco na południe od źródeł Peczory.

[25] Lodowiec fieldowy (inaczej norweski) rozwija się na spłaszczonych wierzchołkach gór lub wysoko położonych płaskowyżach w postaci czaszy, z której w różnych kierunkach spływa kilka jęzorów lodowcowych.