Termokliin

Termokliin (ingl k thermocline, vene k слой скачка) ehk metalimnion on järsult muutuva temperatuuriga (1–3 °C ja rohkem 1 m kohta) õhuke hüppekiht suhteliselt sügavates kihistuvates veekogudes. Inversiooni nime all esineb termokliin ka atmosfääris.

Eri laiuskraadidele vastavad tüüpilised termokliinid. Madalamatel laiuskraadidel on termokliin paksem ning üleminek epilimnioni ja hüpolimnioni vahel sujuvam. Poolustele lähemal muutub termokliin õhemaks või kaob üldse

Termokliini eripära seisneb selles, et seal muutub temperatuur vertikaalsihis palju kiiremini kui sellest üleval- ja allpool asuvates veekihtides. Sellest võib mõelda kui nähtamatust tekist, mis eraldab teineteisest kaks veekihti: segunenud pinnakihi ehk epilimnioni ja rahuliku süvaveekihi ehk hüpolimnioni.

Termokliini sügavus ja paksus on veekoguti erinev ning sõltub mitmest tegurist: aastaajast, laiuskraadist, hoovustest, loodetest ning tuule mõjul tekkinud vee turbulentsest liikumisest. Olenevalt veekogu tingimustest võib termokliin olla poolpüsiv, esinedes mõne mõjuteguri muutumise, näiteks pinnakihi ööpäevaringse soojenemise ja jahtumise tõttu vaid ajutiselt.

Kihistumine

Veekogu saab tavaliselt temperatuuriprofiili järgi jaotada kolmeks osaks. Ülemises tsoonis sügavusega 50–200 m on temperatuur sarnane pinnakihi temperatuuriga, selle all paiknevas tsoonis (vahemikus 200–1000 m) on temperatuuri järsk langemine ning kõige alumises tsoonis on temperatuuri muutumine väga aeglane. Madalatel laiuskraadidel on tüüpilisteks temperatuurideks 20 °C pinnal, 8 °C 500 m sügavusel, 5 °C 1000 m sügavuselja 2 °C 4000 m sügavusel. Keskmist, suure temperatuurigradiendiga tsooni, nimetatakse termokliiniks. Väikeste ebaregulaarsuste tõttu on selle täpset sügavust vaatluse käigus raske määratleda, seetõttu tehakse kindlaks hoopis nn termokliini tsoon ehk sügavusvahemik, kus temperatuurigradient on suurem kui sellest ülal- ja allpool.^[2]

Termokliinid jagunevad ööpäevasteks (ingl k diurnal), sesoonseteks (seasonal), püsivateks (main või permanent) ning süvavee (abyssal) termokliinideks. Ööpäevane termokliin esineb pigem ookeani pealmises kihis, sesoonne umbes esimese 100 m piires, püsiv sügavusvahemikus 100–800 m ning süvaveetermokliin sügavamal.^[3]

OokeanidRedigeeri

Enamik päikeselt tulevast soojusenergiast neeldub ookeani pinnakihi esimestes sentimeetrites ning pind soojeneb, öösel kiirgub soojusenergiat kosmosesse tagasi, mille tulemusena pinnakiht taas jahtub. Lainetus segab ookeani pinna lähedast kihti, kandes sellel neelduvat soojust ka veidi sügavamale. Olenedes lainete tugevusest ning hoovuste põhjustatud turbulentsi olemasolust ookeani pinnal, võib temperatuur kuni 100 meetri sügavuseni olla suhteliselt ühtlane. Segunenud kihist allpool oleva vee temperatuur jääb ööpäevaringse temperatuurikõikumise käigus pigem stabiilseks. Sügavamal muutub temperatuur järk-järgult madalamaks ning võib põhjale lähenedes langeda ligi nulli kraadini Celsiuse järgi, kuna ookeani soolane vesi keskmise soolsusega 3,5% jahtub alles −1,94 °C juures.^[4]

Madalamatel laiuskraadidel, näiteks troopikas, on termokliin püsiv, keskmistel laiuskraadidel (parasvööde) aga püsiv, ent muutlik, varieerudes põhiliselt aastaaegade vahetumise tõttu. Talvisel ajal on pinnakiht jahedam ning termokliin vähem märgatav ja sügavamal, suvine termokliin on suurema temperatuurigradiendiga ja pinnale lähemal. Polaaraladel on veesammas pinnast põhjani suhteliselt ühtlaselt külm ning termokliin peaaegu märkamatu või puudub üldse. Lisaks termokliinile võib polaaralal esineda ka jahedama (kuni −1,6 °C) vee kiht (ingl k dicothermal layer) sellest soojemate ülemise ja alumise veekihi vahel (sügavusvahemik 50–100 m).^[2]

Kuna helikiirus sõltub tihedusest, mis omakorda sõltub temperatuurist, saab termokliini kirjeldada negatiivse helikiiruse gradiendi järgi. Seetõttu on termokliin tähtis ka allveelaevanduses: hüppekiht peegeldab sonari või mõnda muud akustilist signaali.

Sukeldudes on termokliini olemasolu võimalik jälgida ka palja silmaga, näiteks olukordades, kus põhjast tulev külmem tõusuvesi tungib läbi termokliini soojemasse pinnakihti. Kuna murdumisnäitaja sõltub temperatuurist, näeb vesi selles olukorras välja kui reljeefne klaas, milletaolisi kasutatakse läbipaistvuse vähendamiseks näiteks vannitubade akendena. Taolisi läbipaistva keskkonna mittehomogeensusest tulenevaid nähtusi võib jälgida ka näiteks lennujaamade või kõrbete teedelt tõusva kuuma õhu tõttu.

Teised veekogudRedigeeri

Termokliinid on jälgitavad ka teistes veekogudes, näiteks järvedes. Suvel on hõredama sooja pinnaveekihi ja tihedama külma vee kihi vahel õhem termokliin, kuna järve pinnal ei ole sellist segunemist nagu toimub tuule ja lainetuse mõjul ookeanides ja meredes. Seetõttu on järvedes termokliin ka stabiilsem.

Suve lõpuks võib püsiva termokliini tagajärjena tekkida hapnikupuudus sellest allpool olevates veekihtides, kuna termokliin takistab hapniku liikumist pinnakihist allapoole ning hüpolimnionis elavad organismid tarvitavad olemasoleva hapniku ära. Talve lähenedes hakkab öine jahtumine päevase soojenemise üle domineerima ning pinnaveekihi temperatuur langeb. Kui pinnakihi temperatuur on langenud nii palju, et selle tihedus ületab alumiste veekihtide tihedust, pöörduvad kihid ümber, kuna pinnakiht vajub gravitatsiooni mõjul allapoole. Liikuvus, näiteks hoovused ja tuul, aitab protsessi kiirendada. Samasugune nähtus esineb ka arktilises ja antarktilises vees, asendades pinnaveekihi uue hapnikuvaesema, ent toitainerikkama süvaveekihiga. Selline pinnakihi toitainete järsk kasv võib kaasa tuua taimhõljumi ehk fütoplanktoni vohamise. Fütoplanktoni kui veekeskkonna toiduvõrgustike alglüli^[1] kasv on aluseks ka teiste eluvormide populatsiooni kasvule.

Pinnakihi jahtudes võib selle temperatuur saavutada väärtuse, mille juures on võimalik jäätumine ning veekogu kattub jääkaanega. Kuna vee tihedus on suurim 4 °C juures, vajub see põhja ja surub hõredama vee, mis on külmumistemperatuuri lähedal, ülespoole, tekitades uue, talvise termokliini. Selline kihistumine kestab kuni kevadeni, kui jää on sulanud ja pinnavee temperatuur tõusnud vähemalt 4 soojakraadini. Kihid pöörduvad vanasse, talve-eelsesse olekusse.

Kinnistes või osalisel kinnistes veekogudes võib leiduda ka erineva olemusega termokliinisiseseid laineid. Ühel juhul on tegemist seisulainetega (ingl k erialatermin seiche), mille korral termokliin ühes ja samas asukohas mõõdetuna ajaliselt võngub. Teistsugune, ajas muutumatu laine võib tekkida reljeefsel ookeanipõhjal toimuvate voolude mõjul.

AtmosfäärRedigeeri

Ka Maa atmosfäär on temperatuuriliselt kihistunud, sisaldades kihte, milles temperatuur kõrguse tõustes langeb (negatiivne temperatuurigradient), õhukesi kihte ehk pause, milles vertikaalne temperatuurigradient on suhteliselt väike, ning kolmandaks kihte, kus temperatuur kasvab kõrguse kasvades. Maapinnale lähimas kihis ehk troposfääris on tüüpiliselt tegemist negatiivse temperatuurigradiendiga, kuna alumine atmosfäärikiht soojeneb põhiliselt Maa soojuskiirguse toimel^[5], ent Maa öise jahtumise käigus võib olukord troposfääri alumises osas pöörduda ja asenduda hoopis positiivse temperatuurigradiendiga. Viimane nähtus – olukord, kus temperatuurigradient erineb atmosfäärikihile vastavast normaalsest gradiendist – kannab atmosfäärilise termokliinina nime inversioon või temperatuuriinversioon.^[6] Inversioonikihi paksus võib olla vaid 100 m ning selle kohal jätkub troposfääri tavaline temperatuuriprofiil. Öise jahtumise mõjul tekkinud inversioonikihi stabiilsus on piiratud: normaalne temperatuurigradient taastub varsti pärast päikesetõusu, kuna maapind soojeneb ja soojendab õhku selle kohal. Soojem ja hõredam õhk tõuseb ning inversioon kaob. Taoline inversioonikiht saab tekkida ka talvel, kui päikesekiired langevad maapinna suhtes väikese nurga all ning äraantav soojusenergia ületab saadava soojusenergia hulga.

Inversiooninähtus võib kaasa tuua õhusaastatuse, kuna maapinnale lähem jahe õhk ei tõuse soojema ja hõredama kohale, mistõttu näiteks sudu hajumine on takistatud. Analoogiliselt termokliiniga käitub ka inversioonikiht eraldava kaanena ning võib takistada atmosfääris toimuvaid konvektsiooninähtusi. Kui see kaas mingil põhjusel kuskilt läbi hakkab laskma, võib tekkida äikesetorm. Külmemas kliimas võib inversiooninähtus kaasa tuua jäävihma, mis tekib tavaliselt olukorras, kus külm kiht on soojast kihist allpool (näiteks sooja frondi lähenemine).

Epipelagiaal

Epipelagiaal on maailmamere kõige pealmine sügavusvöönd, pelagiaali osa. See vöönd on valgusküllane (eufootne vöönd) ning seetõttu saab seal toimuda fütoplanktoni fotosüntees.

Ookeanides algab see vöönd veepinnalt ja ulatub umbes 150–200 meetrini, sisemeredes harilikult 0–50(100) m.

Epipelagiaalile järgnev sügavusvöönd maailmameres on mesopelagiaal.

Supralitoraal

Supralitoraal ehk prits(m)ete vöönd on maailmamere bentaali ökoloogiline sügavusvöönd, litoraali üks kolmest põhivööndist (teised on eulitoraal ja sublitoraal).

Supralitoraal on vöönd, mis ulatub tõusuvee kõrgeimast piirist kuni pritsmete ülempiirini.

Mediaal

Mediaal on jõgede ökoloogiline sügavusvöönd, bentaali osa. See hõlmab jõe sügavamad piirkonnad, mis jäävad ripaalist allapoole. Mediaalis puudub põhjataimestik.

Mõnikord loetakse mediaaliks ka selle põhja kohal lasuvat veesambamassi.

Ripaal

Ripaal on jõgede ökoloogiline sügavusvöönd, mis ulatub jõe kalda veepiirist kuni põhjataimestiku lõpuni. Angloameerika kirjanduses mõistetakse ripaalivööndi all jõe kalda piirkonda veepiirini (ehk hõlmamata jõe veelist osa).

Ripaalile järgnevat põhjataimestikuta sügavusvööndit nimetatakse mediaaliks.

Profundaal

Profundaal sügavate veekogude (järvede, veehoidlate) bentaali ökoloogiline sügavusvöönd. Profundaal hakkab litoraali lõpust (põhjataimestiku levikupiiri lõpust) ja ulatub veekogu sügavaimate kohtadeni.

Profundaali ei ulatu enamasti päikesekiirgus. Enamasti on profundaal termokliini all.

Profundaalile vastab jõgedes mediaal.

Abüssaal

Abüssaal on maailmamere ökoloogiline sügavusvöönd, bentaali osa, mis asub 2000–6000 meetri sügavusel ookeani pinnast.

Abüssaalist ranniku poole jäävat ookeanipõhja osa nimetatakse batüaaliks. Juhul kui vastav ookeaniosa on sügavam kui 6000 meetrit (enamasti on siis tegemist süvikutega), nimetatakse sellest piirist allpool olevat osa hadaaliks.

Ookeanipõhjast suurema osa moodustab abüssaalne tasandik, mis paikneb vähem kui kuue kilomeetri sügavusel, mistõttu on abüssaalne tasandik ühtlasi ka abüssaali põhjaks.

Abüssaalis puudub valgus, mistõttu pole seal fotosünteesivaid organisme. Abüssaalis elavad organismid peavad olema kohastunud suure rõhu (>200 atm), valguse puudumise ning madala veetemperatuuriga (0–2 °C).

Abüssaali kohal lasuvat vastavat veemassiivi nimetatakse abüssopelagiaaliks.

Abüssaali elustik

Abüssaali asustavaid organisme nimetatakse batübiontideks ehk süvaveeorganismideks. Süvavees elavaid kalu nimetatakse ka abüssaalikaladeks.

Geomorfoloogia

Geomorfoloogia (kr γῆ, ge- "maa"; μορφή, morfé- "kuju"; ja λόγος, logos- "õpetus") on õpetus pinnavormidest ja geoloogilistest protsessidest, mis neid kujundavad. Geomorfoloogid uurivad, kuidas maastik on kujunenud, pinnavormide ajalugu ja dünaamikat ning ennustavad pinnavormide muutusi väliuuringutega, eksperimentidega ja arvutimodelleerimisega. Geomorfoloogia uurib Maa reljeefi nii maismaal kui ka veekogude põhjas.

Erosiooni tekitatud looduslik kaar Jebel Kharazas Jordaanias

Maapinna reljeef, kõrgemad kohad on näidatud punasega

Geomorfoloogiat kasutatakse loodusgeograafias, geoloogias, geodeesias, inseneriteadustes, arheoloogias ja geotehnoloogias. Nii suur huvide ring tähendab paljude uurimismeetodite ja -objektide kaasamist.

Geomorfoloogia sünonüümiks on füsiograafia, mis oli varem kasutusel angloameerika maades. Rahvaste Ühenduse maades, Jaapanis ja ka Eestis peetakse geomorfoloogiat geograafia osaks, mujal on ta enamasti geoloogia alldistsipliin.

Geomorfoloogia uurimisvaldkond

Lainete tegevuse ja vee keemiliste omaduste mõjul kivimid murenevad

Geomorfoloogia uurib põhiliselt litosfääri ning atmosfääri ja hüdrosfääri vastastikmõjusid, et saada aru süsteemidevahelistest seostest. Geomorfoloogid pööravad erilist tähelepanu kliima ja tektoonika vahelistele seostele, mida mõjutavad geomorfoloogilised protsessid. Geokronoloogia kasutab dateerimise meetodeid, et mõõta protsesside kestust. Maastiku mõõdistamise tehnikate hulka kuuluvad diferentseeritud GPS, kaugseire andmete põhjal tehtud digitaalne maastikumudel ja laserskaneerimine, mille abil väljendatakse koguseliselt maastikku elemente, tehakse analüüse, illustratsioone ja kaarte.

Lisaks suuremõõtkavalistele probleemidele uurivad geomorfoloogid spetsiifilisemaid ja kohalikke küsimusi. Liustikulist tegevust uurivad geomorfoloogid tegelevad liustiku setetega nagu näiteks voored, oosid, liustiku serva esised järved ja ka liustiku kulutava tegevusega. See on vajalik, et koostada kronoloogiat väikeste liustike ja suurte jääkilpide liikumisest ja uurida nende mõjusid maastikule. Vooluveelist tegevust uurivad geomorfoloogid keskenduvad jõgedele – kuidas transporditakse setteid, kuidas jõed tekivad, kuidas jõed lõikuvad aluskivimisse, kuidas need reageerivad keskkonna ja tektoonilistele muutustele ning kuidas jõed kohanevad inimtegevusega. Mulla geomorfoloogid uurivad mulla profiile ja keemilist koostist, et teada saada maastiku ajaloost ja uurida kliima, elustiku ja kivimite vahelisi seoseid. Teised geomorfoloogid uurivad, kuidas mäenõlvad tekivad ja muutuvad ning ökoloogia ja geomorfoloogia vahelisi suhteid. Geomorfoloogia on väga lai ala, kuna uurib kõike, mis on seotud Maa litosfääriga ja protsessidega, mis seda muudavad.

Geomorfoloogia praktilisteks külgedeks on riskide hindamine (nagu näiteks maalihete ennustamine), rannajoone kaitsmine ja jõgede voolusängi taastamine. Planeete uurivad geomorfoloogid uurivad pinnavorme teistel planeetidel nagu näiteks Marsil. Uuritakse tuule, vooluvee, jää, nõlvaprotsesside, meteoriidi tabamuste ja tektoonika indikaatoreid. See mitte ainult ei aita aru saada teiste planeetide geoloogilisest ja atmosfäärilisest ajaloost, vaid aitab rakendada neid teadmisi ka Maa uurimisel.

Geoloogilised protsessid

Geomorfoloogilised protsessid hõlmavad 1) regoliidi tekkimist ilma ja tuule mõjul, 2) tekkinud materjali transporti ja 3) selle materjali settimist. Põhilised pinnavorme kujundavad protsessid on tuul, lained, murenemine, nõlvaprotsessid, põhjavee liikumine, pinnavee voolamine, liustikuline tegevus ja vulkanism.

Maakera pinda on muutnud maapealsed protsessid, mis kujundavad pinnamoodi, ja geoloogilised protsessid, mis põhjustavad maapinna kerget ja vajumist ning muudavad rannajoont. Maapealsed protsessid hõlmavad vett, tuult, jääd, tuld ja elavat loodust maakera pinnal koos keemiliste reaktsioonidega, mis moodustavad mulla ja muudavad materjalide omadusi. Samuti loetakse maapealsete protsesside sekka gravitatsioonist tulenevad muutused ja teised faktorid, näiteks inimeste muudetud maastik. Paljud neist teguritest on tugevalt mõjutatud kliima poolt. Geoloogilised protsessid hõlmavad mäeahelike kerget, vulkaanide tegevust, isostaatilisi muutusi maapinna kõrgustes (mõnikord vastuseks maapealsetele protsessidele) ja settebasseinide tekkimist. Selletõttu on maapind oma topograafiaga klimaatiliste, hüdroloogiliste ja bioloogiliste tegevuste koostöö koos geoloogiliste protsessidega.

Suuremõõtkavalised topograafilised kaardid Maast illustreerivad maakoore pingeid. Mäeahelikud kerkivad geoloogiliste protsesside tõttu. Selliste üleskergitatud alade kulutuse tagajärjel transporditakse setteid teistesse maastiku piirkondadesse või rannikule, kus need settivad. Väiksema mõõtkavaliselt toimivad samad protsessid, kus individuaalsed pinnavormid kujunevad hoolimata kuhjavate (maapinnakerge ja settimine) ja kulutavate protsesside (vajumine ja erosioon) tasakaalule. Sageli need protsessid mõjutavad teineteist: liustikud, vesi ja settimine on tegurid, mis mõjutavad topograafiat isostaatiliselt. Topograafia mõjutab ka kohalikku kliimat, näiteks läbi orograafiliste sademete, mis muudavad topograafiat hüdroloogilise režiimi muutuse kaudu.

Eoolsed protsessid

Eoolsed protsessid viitavad tuule tegevusele, täpsemalt tuulte võimele muuta Maakera pinda. Tuul võib erodeerida, transportida ja setitada materjali. Tuule mõju on kõige tugevam hõreda vegetatsiooniga ja ulatuslikel kivistumata setetega aladel, näiteks kõrbetes, kus vee ja nõlvaprotsesside transportiv toime on väike. Eestis on eoolsete protsesside mõju väike, kõige paremini saab neid jälgida liivastel rannaaladel.

• 

  Tuule erodeeritud vorm Moabi kõrbes.

 
• 

  Mesquite liivaluited Surmaoru rahvuspargis, mida tuul ringi paigutab.

 
• 

  Kivirahn kõrbes, mida on kulutanud liivaoskesi edasikandev tuul.

 
• 

  Satelliidipilt Dasht-e Kavīri kõrbest Iraanis, kus on näha tuuleerosiooni tekitatud struktuure.

Vooluveetekkelised protsessid

Jõed ja ojad ei ole ainult vee, vaid ka setete edasikandjad. Voolates mööda oma orgu, on vesi võimeline kaasa haarama setteid ja transportima neid allavoolu. Setete transpordi hulk sõltub setete/osakeste kättesaadavusest ja jõe vooluhulgast. Jõed on suutelised erodeerima kivimitesse ja tekitavad nii uusi setteid, mis tulevad jõe enda sängist, aga ka ümbritsevatelt mäenõlvadelt. Tänu sellele on jõed alusepanijad suurte alade kujundajana mitteliustikulises keskkonnas. Erinevaid maastikuelemente ühendavadki põhiliselt jõed. Jõed kasvavad oma arengus pidevalt ja lõpuks ühinevad teiste jõgedega, moodustades jõestikke, kuid võivad moodustada ka teistsuguseid süsteeme, sõltuvalt kohalikust topograafiast ja aluspõhja geoloogiast.

• 

  Varisenud Ordoviitsiumi lubjakivipank Osmussaare loodeosas.

 
• 

  Suur kanjon Arizonas USAs.

 
• 

  Vesi on väga oluline tegur karstinähtuste kujunemisel. Torcal de Antequera Andaluusias.

 
• 

  Rummu aherainemägi on omandanud oma omapärase kuju vihmaerosiooni tagajärjel.

Liustikulised protsessid

Gröönimaa jääkilbi äär Kangerlussuaqi lähedal

Liustikud on väga efektiivsed maastiku kujundajad, kuid kuna liustikud esinevad väga piiratud alal, on seda raske jälgida. Jää järkjärguline edasi liikumine tekitab aluskorra kivimite abrasiooni ja erosiooni. Selle tagajärjel tekivad liustikulised setted ehk moreen, mida jää transpordib. Liustikuline erosioon tekitab U-kujulisi orge, vastukaaluks vee tegevusele, mis tekitab V-kujulisi orge. Eestis on mandriliustiku jälgi kõige paremini näha Vooremaal, kuna voored on tekkinud liustiku kuhjava-kulutava tegevuse tagajärjel. Lõuna-Eesti kõrgustikud on moodustunud liustiku poolt kokku kuhjatud moreenist. Liustiku tegevusest on maha jäänud mitmed oosistikud (Neeruti-Porkuni oosistik), mõhnastikud (Kurtna mõhnastik) ja otsamoreenid (Võlumäe otsamoreen).

Nõlvaprotsessid

Pinnas, regoliit ja kivid liiguvad gravitatsiooni mõjul nõlvast alla maalihetena, libisemisena, varisemisena, voolamisena või nihkena. Sellised protsessid toimuvad maa peal kui ka vee all ja neid on täheldatud Maal, Marsil, Veenusel, Saturni kuul Titaanil ja Lapetusel. Käimasolevad nõlvaprotsessid võivad muuta nõlva kuju, mille tagajärjel võib muutuda protsesside toimumise kiirus ja ulatus. Väga järskudel nõlvadel võivad vallanduda väga kiiresti ulatuslikud pinnase liikumised, mistõttu on nõlvaprotsessid väga tähtsad tektooniliselt aktiivsetes piirkondades. Eestis esinevad nõlvaprotsessid enamasti jõgede kallastel, seda eriti kõrgustikelt alla voolavatel jõgedel, kuna seal on erosioon kõige suurem.

Vulkaanilised protsessid

Vulkaanilisetel protsessidel on suur mõju geomorfoloogiale. Vulkaanipursetel on hävitav mõju maastikule, nende tagajärjel vana maastik kattub lava, tefraa ja püroklastilise materjaliga ja selle tagajärjel muutub jõgede voolutee. Vulkaanipurske tagajärjel tekkinud koonus on topograafia osa ja seda hakkavad mõjutama maapealsed geomorfoloogilised protsessid.

• 

  Lokon-Empungi kaksikvulkaani Tompaluani-kraatri plahvatus 2013. aastal Sulawesi saarel.

 
• 

  Tavurvuri vulkaan Paapua Uus-Guineas.

 
• 

  Ajutine seismojaam Põhja-Islandi kõrgustikul.

 
• 

  Grand Prismaticu kuumaveeallikas Yellowstone'i rahvuspargis.

 
• 

  Mudavulkaan Rumeenias.

Tektoonilised protsessid

Tektoonilised protsessid võivad toimuda mõnest sekundist kuni miljonite aastateni. Tektoonilised protsessid on suuresti mõjutatud aluskivimi ehitusest, kuna sellest sõltub tektooniliste protsesside morfoloogia. Maavärinate tagajärjel võivad suured maa-alad vajuda ja tekitada uusi märgalasid. Pärast sadu ja tuhandeid aastaid mäestiku erosiooni tekib isostaatiline kerge, mille tagajärjel maapind koos mäestikuga kerkib, kuna piisavalt palju materjali on ära erodeeritud ja see laseb litosfääril kerkida. Pärast seda protsessi hakkavad loodusjõud uuesti mäestikku madalamaks erodeerima. Pikaajalised tektoonilised protsessid tekitavad orogeneesi – tekivad suured mäestikud, mille eluiga on kümneid miljoneid aastaid. Mäestikest saavad alguse nõlva- ja vooluveetekkelised protsessid ning nende tõttu pikaajaline setete tootmine. Kuna Eesti asub laama keskel ja seega tektooniliselt mitteaktiivses piirkonnas, ei esine meil ulatuslikke tektoonilisi protsesse, sealhulgas ka vulkaanipurskeid. Eestis toimub isostaatiline kerge, kuna siin oli liustik, mis surus maapinda alla, ja liustiku taganemise järel pole maapind veel lõplikult üles tõusnud.

Abüssopelagiaal

Abüssopelagiaal on maailmamere ökoloogiline vertikaalne vöönd, pelagiaali osa.

Abüssopelagiaali algab kokkuleppeliselt umbes 2500–3000 meetrist ja ulatub kuni maailmamere süvikuteni (umbes 11 000 m).

Sealsesse kihti ei jõua kunagi päikesevalgus, seetõttu puuduvad seal ka taimed.

Abüssiopelagiaali elustik on suhteliselt liigivaene, seal elavad organismid peavad taluma ülisuuri rõhkusid (300–1100 at).

Kitsamas tähendus peetakse abüssopelagiaali all silmas sügavust kuni 6000 m, suuremate sügavustega vööndit nimetatakse siis ultraabüssopelagiaaliks.

Abüssopelagiaali all lasuvat vastavat bentaali sügavusvööndit nimetatakse abüssaaliks.

Batüpelagiaal

Batüpelagiaal on maailmamere ökoloogiline sügavusvöönd, pelagiaali osa.

Selle vööndi sügavusvahemik on 750–1000 kuni 2500–3500 m.

Batüpelagiaali peal lasub mesopelagiaal, all aga abüssopelagiaal; selle all olevat bentaali osa nimetatakse batüaaliks.