opbouw en afbraak van het reliëf op aarde en klimaat en landschapzones op aarde

Hoofdstuk 1 Opbouw en afbraak van het reliëf op aarde.

1.1 Het actualiteitsprincipe
Per jaar verschuiven de continenten enkele centimeters, dit wordt waargenomen door satellieten, in de toekomst zal de wereld er heel anders uit zien en dit was vroeger ook zo. Hierachter zit: het actualiteitsprincipe. Dit is de aanname dat alle geologische processen die momenteel de aarde zijn vorm geven, ook in het verleden op deze wijze werkten.

1.2 De tijdschaal van geologische processen
Ook al zijn de verschuivingen maar enkele centimeters per jaar, ze hebben toch enorme gevolgen. Veel geologische processen moeten we bekijken op een tijdschaal van duizenden en miljoenen jaren. De lange tijd compenseert de lage processnelheid. De tijd moeten we rekenen op een geologische tijdschaal, die begint bij het ontstaan van de aarde.

1.3 De trektocht van Nederland is het geologische verleden
Door de bewegingen van de continenten is er een groot verschil in de opbouw van de aarde vroeger en nu. De verschuivingen van de continenten heeft gevolgen gehad voor de klimaten en zeestromen.

2.1 De opbouw van onze aarde
Onze aarde is ontstaan doordat door onderlinge aantrekkingskracht talrijke rond de zon cirkelende stofdeeltjes en brokken gesteente geleidelijk samen klonterden tot een enorme gesteentemassa. Net als iedere planeet heeft de aarde een gelaagde opbouw, die op twee manieren wordt aangegeven. 1) letten we op de dichtheid en chemische samenstelling van het gesteente. Dan spreken we van de aardkern, aardmantel en aardkorst. Het zwaarste materiaal bevindt zich in de aardekern, die vooral uit ijzer bestaat. In de aardmantel en de aardkorst wordt het gesteente steeds lichter. *De aardkorst van continenten is het lichtst. Het meest belangrijke gesteente van de continentkorst is graniet. *De aardkorst van de oceaanbodem is relatief iets zwaarder. De oceanische korst bestaat overwegend uit basalt. 2) letten op de mate van plasticiteit van het gesteente en op warmtetransport en temperatuur. De buitenkant van de aarde kunnen we dan indelen in de lithosfeer en de asthenosfeer. *De lithosfeer is de vaste koele buitenkant van de aarde. De lithosfeer bestaat uit een aantal afzonderlijke platen die ten opzichte van elkaar bewegen. De lithosfeer omvat zowel de aardkorst als het bovenste deel van de aardmantel. *De asthenosfeer is het deel direct onder de lithosfeer. Het is het deel van de aardmantel de plastisch is en door convectiestromen zorgt voor beweging van de platen.

2.2 Het afkoelsysteem van de aarde
Net als in de zon zit in de aarde veel warmte opgeslagen. Naar de aardkern toe wordt het steeds warmer, met temperaturen die oplopen tot 6600C. De warmte is allereerst te danken aan de geweldige hoeveelheid oerwarmte, die tijdens het ontstaan van de aarde is opgeslagen. Hiernaast zorgt verval van radioactieve elementen in de gesteenten voor continue warmteproductie. Omdat gesteente slecht geleidt kan al die warmte niet naar het aardoppervlak wegstromen. Dat het afkoelsysteem van de aarde slecht werkt merken we in de asthenosfeer. In dit deel van de aardmantel is het gesteente door de verhitting tot waarden boven de 1100-1200 graden C taai vloeibaar. De warmte afgifte gebeurt hier door convectiestromen.

2.3 Mid-oceanische ruggen en subductiezones
Door de convectiestromingen in de asthenosfeer zijn de platen van de lithosfeer continu in beweging. We noemen deze verplaatsing van grote stukken aardkorst de platentektoniek. De plaatranden worden bijna altijd gevormd door aan de ene kant een mid-oceanische rug en aan de andere kant een subductiezone. Dit hangt samen met de aard van de bewegingen van de platen: uit elkaar of juist naar elkaar toe. 1) bij een mid-oceanische rug is er sprake van uit elkaar gaan (divergeren) van platen. De plaatgrens is divergent en komt meestal midden in oceanen voor. We vinden hier een stijgende convectiestroom, die verhit materiaal van de asthenosfeer naar het aardoppervlak brengt, waar het stolt. Door dit proces wordt steeds nieuwe oceanische korst gevormd, die uit basalt bestaat. De verhitting zorgt ook voor uitzetten van het gesteente, waardoor hoogte wordt opgebouwd. Een mid-oceanische rug is een langgerekt onderzees gebergte, dat in het centrum 3 km hoger ligt dan de omringende zeebodem. Vanaf de mid-oceanische rug is sprake van een uiteengaande beweging van de platen. Naast convectiestroming speelt de zwaartekracht bij het ontstaan ervan ook een belangrijke rol. De hoogte van de mid-oceanische rug zorgt voor een flinke helling, waardoor de plaat onder invloed van zijn eigen gewicht naar beneden glijdt. Het spreidingstempo van de platen bepaalt de breedte van een mid-oceanische rug. 2) subductiezones komen voor op plaatsen waar platen naar elkaar toe bewegen (convergeren). De plaatgrens noemen we convergent. De plaatgrens is te herkennen aan het voorkomen van een langgerekte laagte in de zeebodem: een diepzeetrog. Troggen vinden we langs de randen van continenten en eilandbogen. We vinden hier een dalende convectiestroom, die zorgt voor het verdwijnen van oceanische korst. In de subductiezones duikt de zware oceanische korst (basalt) onder de lichtere continentale korst (graniet). De subductie wordt op gang gebracht door het afkoelen en het krimpen van de oceanische korst en de asthenosfeer bij de beweging vanuit de mid-oceanische rug. Het gesteente wordt hierdoor steeds koeler, dichter en zwaarder en krijgt een dalend karakter. De daling wordt versterkt, doordat de zwaartekracht bij het duiken van de oude oceanische korst de beweging van de plaat bevordert.

2.4 Transforme breuken vangen de spanning op
De platen waar de aarde uit bestaat, bewegen niet altijd uit elkaar of naar elkaar toe. Er is nog een derde soort plaatgrens: de transforme plaatgrens of transforme breuk. In dit geval bewegen stukken oceanische of continentale korst langs diepe verticale breuken horizontaal en tegengesteld langs elkaar. Transforme breuken komen overal voor waar spanningen door bewegingen in de aardkorst moeten worden opgevangen. Deze spanningen liggen vaak aan de basis van het ontstaan van aardbevingen.

3.1 Explosief en effusief vulkanisme
Onze aardkorst is slechts een dunne laag, die is opgebouwd uit platen met scheuren en barsten erin. Onder de aardkorst bevindt zich op zo’n 100 km diepte heet, vloeibaar gesteente dat kan stromen. Alle verschijnselen die te maken hebben met het uittreden van dit magma bij een uitbarsting of eruptie noemen we vulkanisme. Bij de opening vinden we vulkanen. Soms is het vulkanisme explosief en worden gas, stenen en as tot op grote hoogten de lucht in geslingerd. In andere gevallen is er sprake van het uitvloeien van dun vloeibaar gesteente en noemen we het vulkanisme effusief. Twee factoren bepalen het karakter van vulkanisme: 1) De dikte van het bedekkend gesteente. Pas bij een grote gasdruk in de ruimtes onder de aardkorst waar zich magma verzamelt, is het vulkanisme explosief. 2) De samenstelling van het magma. Indien de magmahaard vooral uit oceanische korst en dus basalt bestaat, is het magma dun vloeibaar en kan het gemakkelijk ontgassen. Bij een uitbarsting is er sprake van een uitstroming van magma uit de vulkaan opening.

3.2 De vulkaanvormen
1) Schildvulkaan vinden we bij dun vloeibaar magma, dat relatief rustig uit een min of meer rondt de centrale vulkaanopening stroomt. Het magma kan cirkelvormig over een grootgebied uitstromen, omdat het niet taai is. Er ontstaat zo een kegelvormige vulkaan met een flauwe helling, die is opgebouwd uit basaltlagen. 2) spleetvulkanen komen voor als dun vloeibaar magma uit langgerekte scheuren of spleten kan stromen. Elke nieuwe lavastroom vloeit hierbij weer over de vorige. Er ontstaat een opstapeling van horizontaal liggend lagen basalt. We spreken ook wel over plateaubasalten. Ze kunnen zowel op de zeebodem als op het continent voorkomen. 3) stratovulkanen ontstaan bij taai vloeibaar magma en explosief vulkanisme. Bij de eruptie van de vulkaan wordt door de grote gasdruk veel los materiaal uitgeworpen. Het resultaat is een kegelvormige vulkaan met een vrij steile helling en een afwisseling van lagen gestold lava en lagen los materiaal. 4) calderavulkanen. De uitbarsting van een vulkaan kan zo explosief zijn dat het centrale deel van de vulkaan wordt opgeblazen. Wat overblijft, is een explosiekrater in de vorm van een grote cirkelvormige depressie. Op de bodem ervan kan zich eventueel een nieuwe vulkaan opbouwen of er kan water in blijven staan.

3.3 De spreiding van vulkanen
Vulkanen komen voor op vier verschillende plaatsen:
1)bij mid-oceanische ruggen, door de stijgende convectiestromen komt er steeds nieuw heet vloeibaar gesteente vanuit de asthenosfeer. Het magma verzamelt zich in de magmahaard op enkele km onder de oceaanbodem. Door de convectiestromen komen er ook talrijke scheuren en spleten in de oceaanbodem het water voegt zich dan bij het magma en vergroot de gasdruk. Bij voldoende gasdruk volgt steeds een eruptie en worden op de zeebodem schildvulkanen en spleetvulkanen opgebouwd. 2) bij subductiezones. Boven de plaatsen waar de bovenkant van de oceanische korst op ongeveer 100 tot 150 km diepte zit, vinden we stratovulkanen of calderavulkanen. Bij het explosief vulkanisme hier spelen de sedimenten op de zeebodem een belangrijke rol. Deze bevatten nogal wat zeewater en bestaan voor een belangrijk deel uit garanties afbraakmateriaal van de continenten. Dit materiaal is te licht om in de mantel naar beneden te verdwijnen. Bij de subductie wordt een deel onder het continent geperst. De toenemende diepte en wrijving veroorzaken een verhoging van de temperatuur en het ontstaan van een magmahaard met omgesmolten sedimenten en waterdamp. In de magmahaard wordt steeds nieuw materiaal aangevoerd waardoor de gasdruk opgevoerd wordt. Pas als de druk in de magmahaard groter is als het gewicht van het bovenliggend gesteente, zal er een uitbarsting plaatsvinden. Explosief vulkanisme bij subductiezones vindt je op twee soorten plaatsen: * op plaatsen waar de subductiezone langs een continentrand met een gebergte ligt. De vulkanen vind je dan in het gebergtegebied. * Op plaatsen waar de subductiezone langs vulkanische eilandbogen ligt. De uitstroom van vulkanisch materiaal is medeverantwoordelijk geweest voor de opbouw van eilanden.

3.4 Vulkanen boven hotspots
Niet iedere vulkaan op aarde is verbonden aan convectiestromen en aan plaatranden. Het inwendige van de aarde kan nog op een andere manier warmte afgeven: via mantelpluimen. Dit zijn geïsoleerde voorkomende kolommen heet gesteente, die vanaf de onderzijde van de aardmantel op 2900 km diepte opstijgen, De mantelpluimen vormen in de bovenmantel abnormaal warme plekken met omhoogkomend mantelgesteente: hotspots. Een belangrijk kenmerk is dat ze lange tijd op hun plaats blijven. Het opstijgend hete magma kan de aardkorst hierdoor doorboren en zorgen voor uitvloeiing van basalt.

4.1 De gemeenschappelijke kenmerken van gebergten
* We moeten ontstaan en afbraak van de gebergten tellen in miljoenen jaren. Gebergtevorming is een geologisch proces van lange adem. * De voorloper van een nieuw gebergte is altijd een dalingsgebied (geosysnclinale) aan de rand van een continent. Het gaat om een zeegebied of een kustgebied, waar de afbraakproducten van bestaande gebergten van het land in de vorm van horizontaal liggende lagen zand, klei en kalk worden afgezet. De kilometers dikke lagen sediment worden op den duur omgevormd tot nieuwe gebergten. * Gebergten bestaan uit harde geplooide gesteentelagen. De plooien zijn het gevolg van samendrukking door horizontaal werkende druk. * Verticaal werkende krachten hebben gezorgd voor opheffing. Door de opheffing bevatten de gesteentelagen veel breuken. * De hoogte van een gebergte hangt af van de ouderdom. De tijd voor afbraak speelt hierbij een rol, bij een jong gebergte is sprake van hooggebergte. Oudere gebergten zijn middelgebergte. * Gebergten liggen aan randen van huidige of vroegere continenten.

4.2 Het ontstaan van plooiingsgebergten
Voor plooiingsgebergten is horizontaal werkende druk nodig die vlak liggende afzettingen in een dalingsgebied opplooit dit gebeurt op twee soorten plaatsen. 1) plooiingsgebergten bij subductiezones. Bij een subductiezone worden de sedimenten die op de zeebodem liggen tegen het continent aan gedrukt en geplooid. De dikke lagen klei, zand en kalk worden door het duiken van de oceanische korst de diepte ingedrukt. Er ontstaat zo een ophoping van licht materiaal dat in de richting van de zwaardere aardmantel wordt geperst. Het geplooide gesteente lagen komen weer omhoog op zoek naar drijvend evenwicht. 2) plooiingsgebergten door botsing van continenten. Wanneer eenmaal sprake is van subductie, gaan platen weer naar elkaar toe bewegen. De duikende plaat met oceanische korst wordt op afstand gevolgd door een continent. Op een gegeven moment zal dit continent tegen het continent bij de subductiezone botsen. In dat geval worden alle sedimenten uit de voormalige zee tussen de twee continenten samengedrukt, geplooid en opgeheven, waardoor plooiingsgebergte op de plaats van de vroegere botsingszone ontstaat.

4.3 Het ontstaan van breukgebergten
De opheffing van de oude gesteenterestanten van oude plooiingsgebergten is vaak ongelijk. Er vindt daardoor verbuiging plaats, die tal van breuken doet ontstaan, die de continentale korst in stukken verdelen. We spreken daarom van breukgebergten. Door het verstoren van de samenhang kunnen losse stukken ten opzichte van elkaar gaan bewegen. Elk stuk continentale korst zoekt hierbij zijn drijvend evenwicht. Sommige door breuken begrensde stukken continentale korst, komen omhoog en vormen langgerekte stijgingsgebieden: horsten. Andere stukken gaan omlaag en vormen langgerekte dalingsgebieden: slenken.

5.1 Aardbevingen bij plaatranden en breuken
Aardbevingen zijn typisch iets voor de bovenste 100 km van onze aardkorst. Ze ontstaan overal waar spanningen ontstaan doordat stukken aardkorst langs elkaar bewegen, zoals bij plaatranden en breuken. Als de spanningen hoog opgebouwd zijn ontstaat er op een bepaalde diepte (de aardbevingshaard of het hypocentrum) een aardschok. Dit brengt trillingen teweeg die naar het aardoppervlak verplaatsen. De schijnbare haard van de aardbevingen, direct boven aan het oppervlak, noemen we het epicentrum. Meestal zijn diepe aardbevingen zwaarder dan ondiepe, maar bij transforme breuken kan er ook langdurige spanning opgebouwd worden en dan is er bij een ondiepe aardbeving toch een hele zware kracht. Bij mid-oceanische ruggen zijn de aardbevingen meestal minder zwaar omdat omdat de oceanische korst relatief dun is. Bij subductiezones kunnen aardbevingen zeer zwaar zijn, de wrijvingskrachten bij het onder elkaar schuiven van stukken aardkorst zijn hier enorm. De dalende convectiestromen voeren hier de druk nog wat extra op.

5.2 De kracht van een aardbeving: de schaal van Richter
Aardbevingen bestaan uit trillingen die veel schade aankunnen richten. Meestal wordt de kracht van een aardbeving aangegeven door middel van de schaal van richter. Deze gaat uit van de hoeveelheid energie die vrijkomt, en wordt berekend aan de hand van de omvang van de trillingen van de grond. Die trillingen worden gemeten met een seismograaf of seismometer.

5.3 De kracht van aardbevingen: de schaal van Mercalli
Een wat oudere manier om de sterkte van een aardbeving aan te geven is de schaal van Mercalli, die gaat uit van de schade die in een gebied is aangebracht. Het effect op mensen en gebouwen wordt beschreven en ingedeeld op een schaal van 1 tot 12. Een nadeel van deze methode is dat de schatting van schade erg subjectief is en sterk afhankelijk van de plaats van waarneming.

5.4 Het ontstaan van een tsunami
Indien de aardbeving de zeebodem in beweging brengt, kunnen ze een gevaarlijk bijwerking hebben: tsunami’s. Tsunami’s zijn hoge vloedgolven, die met enorme kracht een kustgebied kunnen overspoelen. 1) voor het ontstaan van een tsunami is ten eerste het in korte tijd optreden van een grote verticale waterverplaatsing nodig. 2) de verticale waterverplaatsing leiden in open zee tot het ontstaan van zogenoemde lange golven, dit zijn golven met een zeer lange golflengte en een zeer geringe golfhoogte.

6.1 Fysische verwering en chemische verwering
Direct na de opbouw van reliëf door gebergtevorming begint de afbraak van het gesteente. De zon is hierbij de motor van de exogene processen die van buitenaf de aardkorst inwerken. Zonlicht, warmte en water spelen hierbij een belangrijke rol. De processen die zorgen voor het afbreken van gesteente noemen we verwering. Het vervolgens opnemen en wegvoeren van het losse afbraakmateriaal door de beweging van water, wind en ijs noemen we erosie. Bij de werking van beide processen speelt het soort klimaat een belangrijke rol. Verwering gebeurt op twee manieren: * fysische verwering: vorm van verwering waarbij het gesteente in losse stukken kapot gemaakt wordt zonder dat de samenstelling ervan veranderd. Zorgt voor vergroting van het oppervlak waar de chemische verwering op kan inwerken. * chemische verwering: vorm van verwering waarbij de inwerking van water, zuurstof en allerlei zuren zorgt voor verkleining en verandering van de chemische samenstelling van het gesteente.

6.2 Transport van afbraakmateriaal door zwaartekracht
Verwering kan op hellingen zorgen voor het ontstaan van een dik puindek. Als het losse verweringsmateriaal vervolgens door de zwaartekracht in beweging wordt gezet ontstaan er massabewegingen. Er zijn drie hoofdvormen van beweging mogelijk: 1) vallen: losse stukken steen kunnen in een gebergte in vrije val naar beneden komen. Aan de voet van een gesteente gewand vormt zich dan een puinhelling. 2) vloeien: na zware regenval kan een puinmassa helemaal met water verzadigd worden. Er vormt zich dan een soort pap van verweringsmassa materiaal en water, die langzaam naar beneden kan bewegen. Een dergelijke modderstroom kan door zijn hoge dichtheid hele rotsblokken en auto’s meevoeren. 3) glijden: soms speelt op relatief steile hellingen bij het in beweging zetten van een puinmassa een glijlaag een rol. Als hier sprake van is ontstaat er een aardverschuiving.

7.1 De opbouw van een dalstelsel
Bij de afbraak van reliëf speelt erosie door water een grote rol, de erosie begint als regenwater dat in de gebergten op de helling valt , over de oppervlakte gaat stromen. Dit water concentreert zich spoedig in geultjes en snijdt in de verweerde bovenlaag van het gesteente in. Deze geulerosie vormt het begin van het ontstaan van een rivierstelsel. De geultjes worden steeds dieper en er ontstaan aan de hoofdloop steeds meer zijtakken. De vertakking stopt als er een evenwicht ontstaat tussen de afvoercapaciteit en de hoeveelheid neerslag die na aftrek van de verdamping moet worden afgevoerd. Het verzamelgebied van al het regenwater dat uiteindelijk door een rivier wordt afgevoerd, noemen we zijn stroomgebied. Tussen stroomgebieden van rivieren bestaan vaak grote verschillen in daldichtheid. De daldichtheid kunnen we bepalen door de totale lengte van hoofd –en zijrivieren te delen door de oppervlakte van het stroomgebied.

7.2 Afvoer van water in stroomgebieden
Een rivier krijgt niet alleen door afstroming over de oppervlakte van hellingen water toegevoerd, naast de snelle directe weg van toestroming is er nog een langzame indirecte weg. Een deel van de neerslag kan de grond inzakken en een watervoorraad in de grond voeden. Dit grondwater stroomt via de poriën in de grond heel langzaam naar de rivier toe. Er is sprake van een vrij constante toestroming van grondwater, die zorgt voor de basisafvoer van een rivier. De afstroming van water over de oppervlakte van hellingen tijdens natte perioden zorgt voor een piekafvoer.

7.3 Puinwaaiers aan de voet van het gebergte
Waar een rivier uit een gebergte komt, is sprake van een sterke daling van de stroomsnelheid. Het gevolg is sedimentatie van het meegenomen materiaal. Vooral wanneer de rivier veel grof materiaal heeft meegenomen, is vanaf het punt waar de rivier het gebergte verlaat sprake van een uitwaaiering van de loop. Continu wordt de bedding van de rivier opgevuld, waarna de rivier er een nieuwe loop op naast moet kiezen. Het resultaat is de opbouw van een kegelvormige puinwaaier aan de voet van het gebergte.

7.4 De opbouw van delta in zee
Op plaatsen waar een rivier in zee of in een meer uitkomt, daalt de stroomsnelheid zeer sterk. Er ontstaat dan een uitbouw van rivier afzetting, die we delta noemen. In rivieren zakken de zanddeeltjes als eerst naar de bodem van de zee, zij vormen de frontlagen die door afglijding op de hellende zeebodem een scheve gelaagdheid hebben. Hierop liggen de toplagen, die als normale rivierafzettingen min of meer horizontaal door riviertakken zijn afgezet. Aansluitend aan de frontlagen vinden we de bodemlagen die ontstaan doordat
aangevoerde kleideeltjes verder weg en meer in open water bezinken.

8.1 Vier hoofdgroepen gesteenten
De aardkorst bevat tal van soorten gesteenten. We kunnen ze indelen in vier hoofdgroepen: 1) sediment: sediment is een apart soort gesteente, het bestaat uit losse, onsamenhangende deeltjes, die ergens zijn afgezet. Vaak betreft het los verweringsmateriaal, zoals zand en klei, dat door water, wind of ijs op het land of in de zee wordt afgezet. Het kan ook gaan om het organische afval van planten en dieren. Sediment kan ook afgezet worden doordat in (zee)water opgeloste stoffen bij toename van de concentratie door verdamping gaan neerslaan. 2) sedimentgesteente: dikke lagen sediment worden na verloop van tijd verhard en compact. Allereerst speelt de druk door het gewicht van de bedekkende lagen hierbij een belangrijke rol. Hiernaast kunnen onopgeloste mineralen in water van de poriën van de sedimentdeeltjes er ook voor zorgen dat losse korrels aaneengekit worden. Een belangrijk kenmerk van sediment gesteente is de min of meer horizontale gelaagdheid. Ook is de aanwezigheid van fossielen mogelijk. 3) metamorfe gesteente: metamorfe gesteenten zijn het resultaat van een verharding en vervorming van gesteentelagen door gebergtevorming. Allereerst wordt dit veroorzaakt door de samendrukking en plooiing van de sedimenten en sedimentgesteenten van het dalingsgebied, dat opgeduwd wordt tot gebergte. 4) stollingsgesteente: stollingsgesteenten zijn gesteenten die een vaste vorm hebben gekregen door stolling en vloeibaar magma. Het magma kan direct van onder de aarde komen of gedeeltelijk bestaan uit omgesmolten sedimenten. Stollingsgesteenten zijn gekoppeld aan gebergtevorming en/of vulkanisme en bestaan uit kleinere of grotere kristallen.

Hoofdstuk 2 Klimaat en landschapzones op aarde.

1.1 Weer en klimaat
Weer: De toestand van de atmosfeer of dampkring, zoals deze op een bepaalde plaats op een bepaald moment aanwezig is. Klimaat: Gemiddelde van de weersverschijnselen in een gebied over een langere periode.
Om het klimaat te karakteriseren letten we vooral op het verloop van temperatuur en neerslag gedurende de seizoenen. Ook de regelmaat in optreden van wind vanuit een bepaalde windrichting is belangrijk.

1.2 Wie verwarmt onze luchtlaag: de zon of de aarde?
*De inkomende straling van de zon: de zon is de motor van het aardse klimaatsysteem. De zon heeft een hoge oppervlakte temperatuur daardoor stuurt de zon veel kortgolvige straling naar de aarde toe.
Kortgolvige straling kun je voor een gedeelte zien in de vorm van zichtbaar licht. De kortgolvige straling kan de atmosfeer maar gedeeltelijk passeren, 20% wordt op genomen door stofjes in de atmosfeer.
Hieronder valt de absorptie van een deel van de gevaarlijke ultraviolette straling door de ozonlaag op 25-35 km hoogte. Ongeveer 25% van de kortgolvige straling wordt door de wolken en allerlei vaste deeltjes in de lucht, teruggekaatst naar de hemelruimte. Zo’n reflectie vindt ook op het aardoppervlak zelf plaats. De reflectie is vooral groot bij een lage invalshoek van de zon bij een lichte van het aardoppervlak en bedraagt gemiddeld 5% van de kortgolvige straling. Die 5% is van de 50% die geabsorbeerd was door het aardoppervlak. Door die 50% absorptie door het aardoppervlak warmt de aarde op.
*De uitgaande straling van de aarde: straling gaat ook weg van de opgewarmde aarde. Door de betrekkelijk lage temperatuur van het aardoppervlak betreft langgolvige straling die je niet kunt zien. Slechts 10% van deze straling verdwijnt naar de wereldruimte. De atmosfeer absorbeert 90% van de straling van de aarde. De atmosfeer wordt hier bij opgewarmd, dit verschijnsel noemen we het broeikaseffect. Dankzij het broeikaseffect hebben wij een leefbare temperatuur op aarde, namelijk gemiddeld ongeveer 10 graden C in plaats van -18 graden C.

1.3 Het energiehuishoudboekje van de aarde: de stralingsbalans
De inkomende straling van de zon en de uitgaande straling van de aarde bepalen samen het energiehuishoudboekje van het aardoppervlak en de atmosfeer. Het saldo van alle inkomende en uitgaande straling op een bepaalde plaats noem je de stralingsbalans. Dit saldo kan positief en negatief zijn en verschilt per plaats op aarde.
*Verschillen in stralingsdichtheid op aarde: tussen de evenaar en de polen zit duidelijk een verschil in straling van de zon. De invalshoek van de zon speelt hierbij een belangrijke rol. De invalshoek bepaalt de hoeveelheid zonnestraling per oppervlakte-eenheid: de stralingsdichtheid. Rond de evenaar is de stralingsdichtheid gedurende het hele jaar hoog. Rond de polen ligt dit gemiddeld veel lager. *Stralingsoverschot en stralingstekort: op jaarbasis gezien is er tussen 40 NB en 40 ZB een stralingsoverschot. En op hogere breedten een stralingstekort. Hierdoor zouden de polen steeds kouder worden en de tropische gebieden zich nog meer opwarmen maar dit is niet zo doordat de warmte van de lagere breedten hun energie afvoeren naar de hoger gelegen breedten. Dit gebeurt door zeestromen, de kringloop van het water en de luchtbewegingen op aarde.

1.4 De ozonlaag
De vorming van de ozonlaag: op een hoogte van 15-40 km boven het aardoppervlak bevindt zich de stratosfeer, dit gaat om een lucht laag met veel ozon, die het leven op aarde beschermt tegen de schadelijke invloed van een deel van de kortgolvige straling van de zon. Dit wordt de ozonlaag genoemd. ultraviolet zonlicht zorgt voor de aanmaak van de ozon in de lucht.
De dikte van de ozonlaag: de dikte van de ozonlaag is niet overal gelijk, dit licht vooral aan de hoeveelheid ozon die door de zon aangemaakt wordt bij de evenaar is dit meer dan op de polen.
Het Montreal Protocol: door dat mensen stoffen in de lucht brengen die de ozon afbreken heeft dit invloed op de dikte van de ozonlaag. Sinds 1 januari 1989 is een wereldwijd milieuverdrag van kracht: het Montreal Protocol. Dit verdrag verbiedt ozon afbrekende stoffen. Hierdoor neemt de hoeveelheid van die stoffen in de lucht langzaam af.

2.1 zeestromen
o de geleding van het zeewater: bovenstromen en onderstromen. Bij het transport van warmte op aarde spelen oceaanstromen een belangrijke rol. Het patroon ervan wordt hierbij in hoofdlijnen gestuurd door het vaste windsysteem in de tropen en door de ligging van de continenten. Globaal gezien stroomt vanaf de tropen opgewarmd zeewater richting de polen en stroomt er vanaf de poolgebieden afgekoeld koud water retour. Er bestaat een patroon van bovenstromen en onderstromen op basis van dichtheidsverschillen. Omdat de temperatuur en zoutgehalte hierop invloed hebben, wordt gesproken over thermohaline stroming: 1) de verhitting door de zon leidt in het zeewater tot verschillen in temperatuur. De zonnestralen dringen niet diep door in het zeewater, het verwarmde zeewater zet uit en wordt minder dicht. 2) het zoutgehalte kan de dichtheid van het zeewater en de stroming beïnvloeden. Bij een hoger zoutgehalte is zeewater dichter en zwaarder, bij een lager zoutgehalte minder dicht en lichter. Verdamping, verdunning en de vorming van zee-ijs door bevriezing hebben hierop invloed. * bij verdamping verdampt het water en blijft er relatief meer zout achter. * bij bevriezing van zeewater gaat het zoutgehalte dus omhoog. * bij verdamping wordt het zoutgehalte lager.
o Circulatiecellen met afzinkgebieden: warme bovenstromen en koude onderstromen werken mee aan de verdeling van energie op aarde. Noodzakelijk hierbij is het voorkomen van afzinkgebieden met dalend zeewater, die deze stromen met elkaar verbinden en zo zorgen voor circulatie. De afzinkgebieden fungeren hierbij als een soort diepwaterpomp. Toename van het zoutgehalte zal de werking van de diepwaterpomp versterken.

2.2 Energietransport door de hydrologische kringloop
De kringloop van het water heeft twee kenmerken: 1) het is een stroming tussen reservoirs: de kringloop van het water is geen echte kringloop, het gaat meer om een continue stroming van reservoir naar reservoir. 2) het is een stroming tussen toestanden (waterdamp, water, ijs): het water op aarde gaat regelmatig van de ene toestand in de andere over. Bij al die overgangen is er sprake van opslag of het vrijkomen van energie.

3.1 Het ontstaan van luchtdruk verschillen
Via de luchtbewegingen wordt op aarde veel energie van warme naar koude gebieden verplaatst. Voor de luchtbewegingen is het ontstaan van verschillen in temperatuur van het aardoppervlak tussen gebieden nodig. Dit heeft verschillen in opwarming van de luchtmassa’s boven het aardoppervlak tot gevolg en leidt tot de vorming van luchtdrukverschillen en circulatiecellen. Het toestromen van bovenlucht boven het koude gebied aan het aardoppervlak heeft tot gevolg dat hier een hogedrukgebied of luchtdrukmaximum ontstaat. Het wegstromen van bovenlucht boven het warme gebied aan het aardoppervlak leidt tot het ontstaan van een lagedrukgebied of luchtdrukminimum. Zo vormt zich uiteindelijk een circulatiecel, met aan het aardoppervlak een luchtbeweging van het hogedrukgebied naar het lagedrukgebied.

3.2 Drie circulatiecellen per halfrond
De aardrotatie leidt ertoe dat de wind niet via een rechte lijn van hoge druk naar lage druk waait. Er is sprake van en soort afbuigende kracht, die de Corioliskracht genoemd wordt. Op het noordelijk halfrond wijkt de wind af naar rechts en op het zuidelijk halfrond wijkt deze af naar links. De afwijking van de wind door de Corioliskracht zorgt ervoor dat elk halfrond op aarde drie circulatiecellen kent: * een sterk ontwikkelde circulatiecel in de tropen en subtropen, tussen 0 en 35 breedte: de hadleycel. De lucht stijgt bij 0 op door de intensieve verhitting rond de evenaar. * een zwak ontwikkelde circulatiecel op hoge breedten, tussen 60 en 90 breedte (de polairecel). De aanwezigheid van koude polaire lucht bevordert bij 90 de daling. * een wat betreft vorm sterk veranderlijke circulatiecel in de gematigde breedten tussen 35 en 60 breedte (de Ferrelcel). Deze cel moet op wereldschaal het systeem sluiten en wordt gedomineerd door het meer of minder oprukken van warme lucht uit de subtropen en koude lucht vanaf de poolgebieden. Beide luchtsoorten botsen met elkaar, waarbij de warme lucht gedwongen wordt boven de koude lucht op te stijgen.

3.3 De eigenschappen van hoge- en lagedrukgebieden
Gebieden met lage druk of hoge druk aan het aardoppervlak zijn meestal geen continu doorlopende zones die langs de breedtegraden lopen. Door verschillen in temperatuur tussen zee en land is er vaak sprake van kerngebieden van lage of hoge druk. Hun aanwezigheid in een gebied heeft grote invloed op het weer en het klimaat: * kerngebieden met een lage luchtdruk worden gekenmerkt door het stijgen van de lucht door opwarming. De stijging wordt versterkt door het samenkomen van lucht die van alle kanten naar het lagedrukgebied toestroomt (convergentie). Er is bij de luchtcirculatie door de corioliskracht sprake van een spiralende luchtbeweging omhoog, die op het noordelijk halfrond tegen de wijzers van de klok in is gericht (cyclonale beweging= naar binnen draaiend). Een depressie is een bijzondere vorm van lage druk. De stijging ontstaat hier doordat warme en koude luchtsoorten in de gematigde breedte met elkaar botsen. De warme lucht stijgt hierbij boven de koude lucht. * kerngebieden met een hoge druk kennen een dalende luchtstroming. De daling wordt versterkt, doordat de lucht aan het aardoppervlak van de hoge druk naar alle richtingen kan wegstromen (divergentie). Tijdens de daling wordt de lucht warmer en kan dan meer waterdamp bevatten. De luchtcirculatie is op het noordelijk halfrond met de wijzers van de klok mee gericht (anticyclonale beweging= naar buiten draaiend).

3.4 De luchtcirculatie op lage breedten
*lagedrukgebieden in de tropen en hogedrukgebieden in de subtropen: waar de temperatuur van het aardoppervlak door de instraling van de zon het hoogst is, vinden we een zone van sterk stijgende luchtbewegingen, overvloedige neerslag en wolkenmassa’s. Deze zone van lage luchtdruk in de tropen het de inter-tropische convergentiezone (ITCZ). De ITCZ heeft geen constante ligging, maar verschuift in samenhang met het verplaatsen van de loodrechte zonnestand met de seizoenen. Omdat land sneller opwarmt dan zee, is de verschuiving boven landoppervlak het sterkst. *passaten: De lucht die in de subtropen is gedaald, stroomt aan het aardoppervlak naar twee kanten weg: enerzijds terug richting evenaar en anderzijds naar hogere breedten. De luchtstromen richting evenaar moet de stijgende lucht bij de ITCZ compenseren. We noemen deze constante winden die van de subtropische hogedrukgebieden naar de ITCZ waaien en hier samenkomen passaten. In sommige gebieden is er bij de passaten in de zomer en winter sprake van een halfjaarlijkse omkering van de windrichting. We noemen een passaat dan een moesson.

4.1 Klimaatindeling
Het klimaat op aarde kan per gebied heel veel verschillen. Een classificatie van klimaten is daarom belangrijk. Heel vaak worden temperatuur grenswaarden bij indelingen gebruikt. Geografische factoren hebben grote invloed op het verloop van klimaatgrenzen. Voor alle indelingen geldt dat klimaatgrenzen meestal geen scherpe grenzen zijn, maar geleidelijke overgangen.

4.2 De klimaatindeling volgens Köppen
De klimaatindeling van Köppen wordt vaak gebruikt. Köppen is bij de indeling van de wereld in klimaatgebieden uitgegaan van de verschillen in plantengroei in de wereld. Köppen heeft het klimaat proberen te koppelen aan drie hoofdkenmerken: de gemiddelde temperatuur, de gemiddelde neerslag en het seizoen waarin de neerslag valt. A} (tropische regenklimaten) B} (droge klimaten) C} (maritieme klimaten van de gematigde zone) D} (continentale klimaten) E} (polaire klimaten). De hoofletters A,C,D en E zijn gekoppeld aan het afnemen van temperatuur de letter B is gekoppeld aan het niet voorkomen van neerslag. Dan zijn er nog kleine letters die aangeven wanneer er neerslag plaats vind: f= neerslag in alle jaargetijden, s= neerslag in de winter (droge zomer) w= neerslag in de zomer (droge winter).
A-klimaat
De kenmerken van dit klimaat is dat het een tropisch klimaat is. De temperatuur van de koudste maand is 18 graden of hoger. Dit klimaat komt aan beide kanten van de evenaar voor. Heel dichtbij de evenaar hebben we het Af-klimaat, dit is het tropisch regenwoud klimaat. Verder bij de evenaar vandaan hebben we het As- of Aw-klimaat, dit is het savanne klimaat.
B-klimaat
Dit is het droogte klimaat, hierbij wordt vooral gekeken naar de neerslag. We hebben het BS-klimaat, dit is het steppeklimaat hier valt per jaar tussen de 250 en 500 millimeter neerslag.
Het BW-klimaat is nog droger, we noemen dat het woestijnklimaat. Hier valt per jaar minder dan 250 millimeter neerslag.
C-klimaat
Dit is een gematigd (warm) klimaat. Alle gebieden waar het in de koudste maand tussen de -3 graden en de 18 graden is vallen hieronder. Dit klimaat beslaat grote delen van de wereld die dichtbevolkt zijn. Omdat er nogal een verschil is als het in de koudste maand -2 graden is of 15 graden is ook dit klimaat onderverdeeld.
Cf-klimaat = gematigd zeeklimaat
Cs-klimaat = Middellandse Zeeklimaat
Cw-klimaat = China klimaat
D-klimaat
Dit is een gematigd (koud) klimaat. In deze gebieden is de temperatuur in de koudste maand -3 graden of kouder. Deze klimaten zijn drager dan de C-klimaten, dit komt voornamelijk omdat zij verder van zee liggen.
Df-klimaat = landklimaat
E-klimaat
Dit is een koud klimaat in dit gebied is de temperatuur in de warmste maand 10 graden of lager. Dit klimaat is verder onderverdeeld in:
ET-klimaat = toendraklimaat (de temperatuur is in de warmste maand tussen de 0 en de 10 graden)
EH-klimaat = Hooggebergte klimaat (de temperatuur is in de warmste maand lager dan 0 graden)

5.1 Het landschap: een samenhangende combinatie van geofactoren.
Van de evenaar naar de tropen heeft ieder gebied een ander landschap, met landschap bedoelen we dan de totaliteit van een gebied zoals deze is ontstaan door de samenwerking van geofactoren: gesteente en reliëf, klimaat, bodem, water, plantengroei, dierenwereld en de mens. Als een geofactor verandert, heeft dit gevolgen voor de andere geofactoren. Er is hierbij wel sprake van een rangorde in de mate van invloed op de andere geofactoren.

5.2 Een ordening in de landschapzones
Op de schaal van de aarde kunnen we in het voorkomen van landschappen een ordening zien. De landschapzones zijn aardomvattende natuurlijke gebieden, die wat betreft de opbouw en werking van het klimaat, plantengroei, water en bodem een eenheid vormen. In iedere landschapzone zijn globaal bekeken de natuurlijke processen en ook de mogelijkheden voor de mens gelijk..

5.3 Klimaat en bodemvocht bepalen de plantengroei
* transpiratie en oppervlakte verdamping: transpiratie is het verdampen van water, als planten het opnemen en het laten verdampen via de huidmondjes. De temperatuur heeft invloed op de omvang van een tweede vorm van verdamping. Het betreft de verdamping van neerslagwater, op het oppervlak van de bodem of de bladeren van planten: oppervlakte verdamping.

5.4 De landschapzones in het geologische verleden
De ligging van de landschapzones is geen constant gegeven. Duidelijke veranderingen in het klimaat zullen de plantengroei en ook de andere geofactoren doen veranderen. Het meest duidelijke voorbeeld in het geologische verleden is dan toch wel de ijstijd. In de ijstijd was de bodem in Nederland tot tientallen meters diepte bevroren: permafrost.

6.1 Landdegradatie en landschapzones
In iedere landschapzone kan het voorkomen dat het landschap wordt aangetast. Op te steile hellingen kan er bijvoorbeeld forse bodemerosie optreden, doordat de mens het beschermende bos heeft gekapt en er akkers heeft aangelegd. Dit wordt landdegradatie genoemd. Hiermee bedoelen we alle veranderingen in het landschap die het vermogen van bodem en grond om gezond voedsel, gewassen, zoet water, brandhout te produceren verminderen. Als landdegradatie op grote schaal voorkomt is er sprake van een ramp. Bij een natuurramp speelt het klimaat vaak een rol: langdurige droogte, hevige moesson regens met overstromingen, omvangrijke bosbranden en tropische wervelstormen. We spreken van een milieuramp indien er door menselijk handelen ernstige schade wordt aangebracht aan het milieu als leefomgeving van mensen, planten en dieren.

6.2 Landdegradatie in de aride en semi-aride landschapzones
Bij de B klimaten is de kans op landdegradatie zeer groot. De volgende processen kunnen hiervoor zorgen: *landdegradatie door bodemerosie (door wind en water): het gebrek aan neerslag zorgt in de aride en semi-aride gebieden voor weinig bodembedekking door planten. Bij een krachtige wind is winderosie om die reden een normaal verschijnsel. Als er in de B klimaten regen valt is dit meteen heel veel in een korte tijd hierdoor komt er erosie door water. *verwoestijning: - steeds minder planten massa en – steeds meer woestijnachtige kenmerken. *verzilting: ook het te zout worden van de bodem zorgt voor landdegradatie.

6.3 Landdegradatie in de subtropische en gematigde landschapzone
In de gematigde zone zijn de temperaturen in een niet onaanzienlijk deel van het jaar betrekkelijk laag en is er in de winter en het voorjaar meestal sprake van vorst. In de subtropische zone ontbreekt in de winter de vorst en is het in de zomer warm met een lange droogteperiode. Ontbossing heeft in beide gebieden gezorgd voor landdegradatie. De volgende vormen van landdegradatie komen voor: *landdegradatie door bodemerosie door water. * landdegradatie door aardverschuivingen. *landdegradatie door overstromingen van rivieren. *verwoestijning en verzilting.

6.4 Landdegradatie in de boreale en polaire landschapzone
*Permafrost, een natuurlijk verschijnsel: bij de boreale en polaire zones is permafrost heel normaal, de bodem is tot 600 m diepte permanent bevroren. *versterking van de opdooi in de permafrost door het versterkt broeikaseffect: het warmer worden van het huidige klimaat zorgt voor landdegradatie. Dit komt door het versterkt broeikaseffect, hier werkt de mens hard aan mee.

7.1 De landschapzones en de opwarming van de aarde
Het warmer worden van het huidige klimaat op aarde door de versterking van het broeikaseffect zal voor de mens een aantal belangrijke gevolgen hebben. * het verschuiven van de landschapzones. * het toenemen van natuurlijke gevaren en landdegradatie.

7.2 Hazard management en duurzaam landgebruik
Een aanpak van landdegradatie in de landschapzones kan op twee manieren. Beide zullen noodzakelijk zijn: *Hazard Management. En door *en duurzaam landgebruik. Dit kan bijvoorbeeld door het natuurlijk opwekken van energie.