Geografia - ściąga

1. Mapa i jej składniki
Mapa to rysunek powierzchni Ziemi przedstawiony na płaszczyźnie, w odpowiednim zmniejszeniu, w siatce południków i równoleżników za pomocą znaków umownych. Każda mapa zawiera trzy grupy składników:
matematyczne - czyli odwzorowanie kartograficzne i skalę;
geograficzne - tj. treść mapy, na którą składają się elementy fizyczno-
-geograficzne i ekonomiczno-geograficzne oraz napisy dotyczące nazewnictwa i opisy cyfrowe;
opis pozaramkowy (legenda) - zawierający tytuł mapy, jej skalę i objaśnienia
zastosowanych znaków umownych. Przystępując do analizy mapy, należy zapoznać się z jej składnikami po to, aby prawidłowo odczytać znajdujące się na mapie informacje. Mapa jest bowiem symbolicznym obrazem „pisanym sobie tylko właściwym alfabetem". Poznanie symboliki mapy pozwala traktować ją jako bogate źródło wiedzy, często zastępujące podręcznik.

2. Odwzorowania kartograficzne
Kulistej powierzchni Ziemi nie można przedstawić na mapie bez żadnych zniekształceń, ponieważ nie da się rozwinąć kuli tak, aby powstała z niej płaszczyzna. Z tego właśnie powodu na każdej mapie istnieją zniekształcenia.
Z definicji mapy wynika, że jest to rysunek powierzchni przedstawiony w siatce południków i równoleżników. Na powierzchni Ziemi wyznaczają one położenie punktu' tworzą siatkę geograficzną. Tworzenie mapy rozpoczyna się od przeniesienia siatki geograficznej na płaszczyznę z zastosowaniem okre­ślonych reguł matematycznych, czyli odwzorowania kartograficznego. Siatka geograficzna po przeniesieniu na płaszczyznę nazywana jest siatką kartograficzną, ponieważ równocześnie nie zachowuje wierności kątów, od­ległości i powierzchni występujących w siatce geograficznej. Siatka karto­graficzna może zachować tylko jedną z wymienionych wyżej cech wierno­ści. Z tego powodu odwzorowania dzieli się na:
wiernokątne - zachowujące wierność kątów, natomiast zniekształcające odległości i powierzchnie, co oznacza, że tylko kierunki wyznaczane przez południki i równoleżniki, odpowiadają kierunkom w rzeczy­wistości;
wiernoodległościowe - zachowujące jedynie wierność odległości, a znie­kształcające kąty i powierzchnie, co oznacza, że odległości na ma­pie przeliczone przez jej skalę odpowiadają odległościom w terenie;
wiernopowierzchniowe - zachowujące tylko wierność powierzchni, tzn. pole powierzchni na siatce przeliczone przez skalę odpowiada powierzchni w terenie, a zniekształcające kąty i odległości;
dowolne (umowne) - nie zachowujące żadnego z warunków wierności.
Kartograficzną siatkę wiernopowierzchniową, wiernokątną lub wierno-
odległościową można uzyskać przez odpowiednie rodzaje rzutowania siatki
geograficznej na płaszczyznę. Ze względu na rodzaj powierzchni rzutowania
odwzorowania dzielimy na:
płaszczyznowe (azymutalne) - otrzymywane z rzutowania powierzchni Ziemi na płaszczyznę styczną w jednym punkcie z kulą ziemską. Jeśli punkt ten znajduje się na biegunie, powstaje odwzorowanie azymu­talne normalne; gdy jest położony na równiku - azymutalne po­przeczne; natomiast gdy występuje w innych szerokościach geogra­ficznych - odwzorowanie azymutalne ukośne. W odwzorowaniach płaszczyznowych normalnych południki odwzorowują się jako linie proste, a równoleżniki jako współśrodkowe okręgi. Siatki kartogra­ficzne w odwzorowaniu płaszczyznowym są stosowane najczęściej do przedstawiania obszarów okołobiegunowych i map planiglobów.
walcowe - uzyskiwane w wyniku rzutowania siatki geograficznej na pobocz-nicę walca, który może być styczny z kulą wzdłuż równika - odwzo­rowanie walcowe normalne, wzdłuż dwóch przeciwległych południ­ków — odwzorowanie poprzeczne, a jeżeli linia styczności jest w położeniu pośrednim między biegunem a równikiem - odwzo­rowanie ukośne. W odwzorowaniu walcowym normalnym połu­dniki i równoleżniki są równoległymi do siebie liniami prostymi przecinającymi się pod kątem prostym. Zachowanie warunku wierności kątów sprawia, że odwzorowanie to ma zastosowanie w żegludze. Najbardziej rozpowszechnioną siatką z zastosowaniem powyższego odwzorowania, jest siatka prostokątna Merkatora, często używana do przedstawiania stref czasowych na kuli ziem­skiej. Siatki walcowe wykorzystuje się również do przedstawiania obszarów okołorównikowych.
stożkowe - powstające w wyniku rzutowania powierzchni kuli na pobocznicę stożka. Odwzorowanie stożkowe może być normalne - gdy stożek jest styczny z kulą wzdłuż jednego równoleżnika, poprzeczne - gdy oś stożka leży w płaszczyźnie równika lub ukośne - gdy oś stożka ma położenie między równikiem i osią ziemską. W odwzorowaniu stożkowym normalnym równoleżniki odwzorowują się jako łuki współśrodkowych okręgów, a południki jako ich promienie, zbiegające się w kierunku biegunów. W siatkach stożkowych przedstawia się najczęściej obszary jednego kontynentu lub jednego państwa. umowne (dowolne) - są przekształceniami wymienionych wyżej odwzorowań klasycznych (pseudoazymutame, pseudowalcowe, pseudostożkowe) lub powstają na drodze przeliczeń matematycznych określających położenie punktów przecięcia południków i równoleżników. Od­wzorowania umowne najczęściej określa się nazwami pochodzący­mi od nazwisk ich konstruktorów. Najczęściej używanym odwzoro­waniem umownym jest wiemopowierzchniowa siatka Mollweidego, będąca odwzorowaniem pseudowalcowym.
Rys. 2 Siatka Mollweidego
W odwzorowaniach kartograficznych uzyskuje się tylko jeden punk (w odwzorowaniu azymutalnym) lub jedną linię wiernie przeniesioną z po wierzchni kuli. Jest to miejsce styczności kuli z powierzchnią rzutowania Im dalej od tego miejsca, tym zniekształcenia są większe.

3. Skala mapy
Każda mapa narysowana jest w odpowiednim zmniejszeniu, czyli skali. Przez skalę mapy rozumiemy stosunek odległości na mapie do odpowiadającej jej odległości poziomej w terenie - nie zaś odległości rzeczywistej uwzględnia­jącej ukształtowanie powierzchni. Na mapie skala może być zapisana w po­staci:
liczbowej - np. l :300 000, co oznacza, że l jednostce długości na mapie odpowiada 300 000 takich samych jednostek w terenie (l cm na mapie równa się 300 000 centymetrów w terenie). Ponieważ w mierzeniu odległości w terenie posługujemy się metrami lub kilometrami, centymetry zapisane w skali mapy należy zamienić na metry lub kilometry, pamiętając, że l km = 100 000 cm. Liczbową skalę mapy można również zapisać w postaci ułamka, np. 1/300 000. Liczba w jego mianowniku informuje nas o zmniejszeniu. Im jest większa, tym skala jest mniejsza, a mapa przedstawia większy obraz z mniejszą dokładnością;
mianowanej - np. l cm -> 3 km, co oznacza, że l cm na mapie odpo­wiada 3 km w terenie;
liniowej (podziałki) - tj. skali wyrażonej w sposób graficzny w postaci odcin­ka prostej podzielonego na równe części i opisanego w metrach lub kilometrach:
Skala mapy, niezależnie od formy jej zapisu, odnosi się do wymiarów liniowych. Można zatem na jej podstawie obliczyć odległości w terenie. Można również obliczyć pola powierzchni, gdyż każda powierzchnia jest iloczynem długości i szerokości. Na mapach, pola powierzchni w stosunku do odpowiadających im pól powierzchni w terenie, są kwa­dratem zmniejszenia liniowego. Na mapie w skali 1:300 000, gdzie l cm odpowiada 3 km w terenie, pole kwadratu o boku l cm wynosi w terenie 9 km2. Pole powierzchni pozostaje równe kwadratowi skali liniowej tylko na mapach wielkoskalowych i mapach w odwzorowaniach wiernopowierzchniowych.

4. Metody przedstawiania zjawisk na mapie
Treść mapy może być przedstawiona w różnorodny sposób. Dobór metody zależy od cech prezentowanego na mapie zjawiska. Zastosowana metoda ma wyeksponować te zjawiska, które stanowią główną treść mapy, gdyż celem jest jak najlepsza czytelność mapy. Do najczęściej stosowanych należą metody:
sygnaturowa - polegająca na przedstawianiu treści za pomocą znaków umownych. Stosuje się j ą do prezentacji obiektów występujących w przestrzeni geograficznej punktowo lub w postaci linii, np. miast, surowców mineralnych, ośrodków przemysłowych, rzek, dróg itd. Metoda sygnaturowa może być również wykorzystywana do przedstawienia zjawisk powierzchniowych, np. upraw. Nie­kiedy różnicuje się wielkość sygnatur, co ma wskazywać na od­mienną wagę prezentowanych treści, np. większa sygnatura su­rowca mineralnego sugeruje, że zaznaczone złoże jest największe powierzchniowo lub jego zasoby są większe niż innych złóż tego samego surowca. Stosowane w metodzie sygnaturowej znaki mo­gą mieć postać:
• figur geometrycznych, wewnątrz których mogą być wrysowane mniejsze figury lub inne znaki, np. kół, kwadratów, trójkątów;
• linii dla oznaczenia obiektów liniowych, których szerokości nie przedstawia się w skali mapy, np. drogi, rzeki, granice administracyjne;
• obrazków przypominających swym wyglądem treść prezentowa­nego zjawiska, np. kolba - przemysł chemiczny, kłos - uprawy zbożowe;
• liter będących najczęściej skrótami nazw, np. symbole pierwiast­ków chemicznych,
zasięgów - którą zaznaczamy najdalsze granice występowania danego zja­wiska. Najczęściej na mapie wrysowany jest kontur odpowiada­jący powierzchni, na której zjawisko występuje. Linia zasięgu wskazuje, że w jej obrębie występuje dane zjawisko, lecz nie in­formuje o jego intensywności. Aby było wiadomo, po której stronie linii zjawisko występuje, obszar występowania można zamalować lub dodać do linii zasięgu krótkie, prostopadłe kreseczki od strony występowania zjawiska lub wprowadzić sygnaturę prezentowanego zjawiska. Linia przedstawiająca granicę występowania zjawiska może być również dodatkowo opisana, np. północna granica uprawy pszenicy. Metodę zasięgów stosuje się na mapach geolo­gicznych, glebowych, użytkowania ziemi i innych.
izarytmiczna (izolinii) - polegająca na przedstawianiu zjawiska za pomocą linii równych wartości zjawiska, tj. linii łączących punkty o takiej samej wielkości, np.
• poziomice (izohipsy) łączą punkty o tych samych wysokościach bezwzględnych,
• izobaty łączą punkty o jednakowej głębokości wody,
• izotermy łączą punkty o jednakowej temperaturze,
• izobary łączą punkty o jednakowym ciśnieniu atmosferycznym,
• izohiety to linie takiej samej wielkości opadów atmosferycznych.
Izolinie wykreśla się na podstawie sieci punktów, z których każdy ma konkretną, ustaloną na podstawie pomiarów wartość liczbową. Izorytmy oddają zatem wiernie zmienność natężenia zjawisk.
kropkowa (punktowa) - w której mapę pokrywa się punktami w miejscach, gdzie zjawisko występuje. Każda kropka posiada określoną wartość, np. ilość osób. Odległość między punktami ukazuje zmienność natężenia zjawiska. Zastosowanie na mapie metody kropkowej faktycznie ogranicza jej treść do jednego zjawiska. Wykorzystanie tej metody do prezentacji kilku zjawisk na tej sa­mej mapie sprawi, że mapa przestanie być czytelna. Metodę kropkową najczęściej stosuje się na mapach ludności.
kartogramu - przedstawiającego rozkład średnich wartości zjawiska we­dług jednostek terytorialnych, najczęściej administracyjnych, np. gęstości zaludnienia wg województw. W kartogramie przed­stawione są wartości względne pogrupowane w przedziały, np. O - 10; 11 - 20 itd. Przedziałów wielkości nie może być zbyt dużo, gdyż zmniejszy się czytelność mapy. Każdy przedział kla­sowy ma przypisaną mu barwę lub sygnaturę (szraf). Zasadą jest stosowanie barwy (szrafu) od najjaśniejszej przy najmniejszej in­tensywności zjawiska do najciemniejszej dla największej inten­sywności. Ponadto barwy (szraf) powinny należeć do tej samej kategorii, zmieniają się tylko ich odcienie lub odległość między liniami i grubość linii. Jeśli jednostka terytorialna pozbawiona jest barwy (szrafu), oznacza to, że w tej jednostce nie występuje prezentowane na mapie zjawisko.
kartodiagramu - czyli diagramu (wykresu) umieszczonego na mapie. Wykre­sy wyrażają sumaryczną wielkość zjawiska występującego na da­nym obszarze, np. liczbę zatrudnionych, wielkość produkcji przemy­słowej ogółem. Na mapie mogą występować w postaci słupków, kwadratów, kół lub innych figur. Wysokość słupka lub powierzchnia figury odpowiada wielkości zjawiska. Diagramy można wewnętrz­nie zróżnicować, np. wielkość koła ukazuje ogólną liczbę zatrudnio­nych, a jego wycinki strukturę zatrudnienia wg działów gospodarki.
Diagramem jest również wykres wstęgowy ukazujący np. potoki przewozu pasażerów lub ładunków wzdłuż trasy komunikacyjnej. Wielkość zjawiska obrazuje się w tym przypadku szerokością wstęgi.
Większość map wykreśla się, stosując równocześnie kilka metod lub dodając dodatkowo element barwy. Najlepszym przykładem jest mapa po­ziomicowa, na której w celu uwypuklenia rzeźby stosuje się barwienie ob­szarów między poziomicami odpowiednio dobranymi kolorami. Mapę, na której rzeźbę przedstawia się za pomocą rysunku poziomicowego uzu­pełnionego barwami, nazywamy mapą hipsometryczną.
Często uzupełnieniem mapy hipsometrycznej jest profil terenu, którego zadaniem jest ułatwienie czytania rysunku poziomicowego. Profil terenu to wykres ukształtowania powierzchni wzdłuż wybranej linii. Powstaje przez rzu­towanie punktów przecięcia się linii profilu z poziomicami. Na osi poziomej profilu, rysowanej w skali mapy, zaznacza się odległości między poziomicami, natomiast na osi pionowej wysokości bezwzględne. Skala pionowa profilu po­winna być większa niż skala osi poziomej, gdyż w ten sposób zostanie zagwa­rantowane właściwe ukazanie zróżnicowania wysokości. Stosunek skali pio­nowej do poziomej nazywamy przewyższeniem profilu, np. gdy skala piono­wa wynosi l: 2000 a pozioma l: 20 000, profil jest dziesięciokrotnie przewyż­szony. Dobór odpowiedniego przewyższenia jest bardzo ważny, ponieważ źle dobrane przewyższenie daje fałszywy obraz rzeźby, może spłaszczyć teren lub dać wyobrażenie gór dla obszaru falistego

5. Generalizacja map
Zmniejszając skalę mapy, przy zachowaniu jej wymiarów, zwiększamy równocześnie powierzchnię obszaru przedstawioną na mapie. Zachodzi wtedy konieczność opuszczenia wielu szczegółów uznanych za mniej istotne. Proces uogólnienia mapy, polegający na selekcji i upraszczaniu treści oraz zmianie znaków szczegółowych na bardziej ogólne, nazywamy generalizacją mapy. Celem generalizacji jest zwiększenie czytelności map. Ze względu na kryteria selekcji treści możemy wyróżnić generalizację:
• ilościową- polegającą na eliminowaniu mniejszych obiektów (np. miej­scowości o mniejszej liczbie mieszkańców, dopływów rzek, drugo­rzędnych dróg), upraszczaniu rysunku (np. zarysu linii brzegowej, biegu rzeki, kształtu powierzchni lasu), zamianie (znaków powierzchniowych na sygnatury). Generalizację ilościową przeprowadza się przy tworzeniu map małoskalowych na podstawie wielkoskalowych - im mniejsza skala mapy, tym mniej szczegółów.
• jakościową - polegającą na eliminacji niektórych treści w celu wyeks­ponowania innych zagadnień. Zabiegu takiego dokonuje się przy two­rzeniu map tematycznych, np. na mapie surowców mineralnych zaznaczone będą miejsca ich występowania oraz punkty odniesienia ułatwiające orientację (np. główne rzeki i największe miasta). Wyeliminowani zastanie natomiast ukształtowanie powierzchni, zabagnienie terenu, lini komunikacyjne i inne treści.

6. Rodzaje map
Różnorodne cele, którym służą mapy, wpływają na ich skalę i dobór treści. Dlatego mapy, nawet tego samego obszaru, mogą się znacznie od siebie różnić. Ze względu na skalę, w jakiej wykonana jest mapa, wyróżniamy mapy:
szczegółowe (plany) - w skali od 1:1000 do 1:5000, są nimi plany miast, osiedli i innych niewielkich obszarów, na których z reguły nie uwzględnia się ukształtowania powierzchni;
topograficzne (wielkoskalowe) - w skali od 1:10 000 do 1:200 000 to mapy bardzo szczegółowe, zawierające obok siatki kartograficznej siatkę współrzędnych prostokątnych ułatwiającą pomiar odległości i kątów. Pokrycie terenu przedstawione jest za pomocą znaków topograficznych: punktowych (np. samotne drzewo), liniowych (np. rzeka) i powierzchniowych (np. łąka, las). Mapy topograficzne dzięki dużej szczegółowości nadają się do różnego typu prac terenowych. Odmianą map wielkoskalowych są mapy turystyczne;
przeglądowo-topograficzne (średnioskalowe) - w skalach od l :200 000 do 1:1 000 000. Zawierają uogólnione treści dotyczące ukształtowania powierzchni i pokrycia terenu.
przeglądowe (małoskalowe) - mapy o skalach mniejszych niż l: l 000 000. Są zgeneralizowane, przedstawiają tylko ogólny obraz lądów lub państw.
Znajdująca się na mapach treść jest podstawą wydzielania map:
ogólnogeograficznych - uwzględniających ogólną charakterystykę środowiska geograficznego, tj. rzeźbę, wody, sieć osadniczą, drogi. Wśród map ogólnogeograficznych wyróżnia się mapy fizyczne, tj. hip-sometrycvzne oraz mapy polityczne i administracyjne. tematycznych - przedstawiających wybrany składnik środowiska lub go­spodarki. Najogólniej dzieli sieje na:
• przyrodnicze (np. geologiczne, tektoniczne, klimatyczne, hy­drologiczne, glebowe),
• społeczno-gospodarcze (np. ludności, przemysłu, użytkowania terenu, komunikacyjne),
• specjalne (np. górnicze, urbanizacyjne, inżynieryjne).

Planeta Ziemia

7. Budowa Wszechświata
Wszechświat współcześnie pojmowany jest jako wszystko, co istnieje. Stanowią go materia, promieniowanie, energia i przestrzeń. Jego wielkość jest tak ogromna, że nie pozwala, przy obecnym stanie wiedzy i możliwościach technicznych człowieka, na zbadanie nawet jego części. Nie jest znana zarówno jego przeszłość, jak i przyszłość. Jedyna rzecz, do której zgodnie doszli wszyscy badacze, to stwierdzenie, że każde znane nam dziś ciało niebieskie jest przejściową formą występowania materii. Miało zatem swój początek i będzie miało koniec - gdy materia zmieni formę.
Najczęściej przyjmowana dziś hipoteza powstania Wszechświata to Wielki Wybuch (Big Bang). Zakłada się, że miał on miejsce ok. 20 mld lat temu i był wynikiem skupienia się całej materii w jednym punkcie. Od momentu Wielkiego Wybuchu do dziś Wszechświat rozszerza się we wszystkich kierunkach z jednakową prędkością. Zmniejsza się również temperatura budującej go materii oraz jej gęstość. Według praw fizyki Wielki Wybuch powinien pozostawić po sobie fale radiowe. W 1965 r. wy­kryto takie słabe promieniowanie, docierające z wszystkich kierunków.
Częściami składowymi Wszechświata są galaktyki, czyli skupiska gwiazd wraz z materią międzygwiezdną. Około 90% materii budującej galaktykę jest skupiona w gwiazdach tej galaktyki. Gwiazda to ciało niebieskie zbudowane ze zjonizowanych gazów, głównie wodoru i helu, w których na skutek ogromnej gęstości materii dochodzi do reakcji termoją­drowych. Dzięki nim gwiazda wytwarza własne światło w przeciwieństwie do planety świecącej światłem odbitym. Galaktyki mogą mieć różne kształty i rozmiary. Ze względu na kształt wyróżniamy galaktyki eliptyczne, spiralne i nieregularne. Kilka tysięcy galaktyk tworzy gromadę galaktyk. Gromady łączą się w większe jednostki - supergromady. Średnice supergromad docho­dzą do 70 min lat świetlnych. Między supergromadami występuje niemal pusta przestrzeń wielkości 100 - 200 min lat świetlnych. Rok świetlny to astronomiczna jednostka odległości, równa drodze, jaką przebywa promień świetlny w próżni w ciągu roku, biegnąc z prędkością ok. 300 tyś. km/s.
Galaktyka, w której położona jest Ziemia, nosi nazwę Układu Mlecznej Drogi. Jest to galaktyka spiralna o średnicy ok. 100 000 lat świetlnych, wirują­ca z dużą prędkością wokół centralnie położonej wypukłości. Słońce znajduje się na peryferiach Drogi Mleczne5 w odległości ok. 30 000 lat świetlnych od centrum galaktyki i krąży wokoło centrum z prędkością 220 km/sęk.
Przyjmuje się, że Układ Słoneczny powstał z wirującej zagęszczonej materii międzygwiezdnej ok. 6 mld lat temu. Według jednej z teorii, Słońce i planety powstały niemal równocześnie z obłoku materii zagęszczającej się w części centralnej. Wraz z kurczeniem się materii rosła jej temperatura i ciśnienie oraz prędkość ruchu wirowego. Z centralnej części zagęszczenia powstał zalążek Słońca. Wirujące dookoła niego pyły zderzały się i tworzyły coraz większe bryły, co dało początek planetom. Zróżnicowanie temperatury w poszczególnych miejscach układu zadecydowało o składzie chemicznym i gęstości praplanet. Formowanie się planet polegało na skupianiu się w ich jądrach ciężkich substancji. W ten sposób powstały koncentryczne warstwy o różnym składzie chemicznym, które zbudowały planety. Powolne stygnię­cie wnętrza doprowadziło do powstania na powierzchni niektórych planet sztywnej skorupy skalnej.

8. Budowa Układu Słonecznego
Składnikami Układu Słonecznego są planety i ich księżyce, planetoidy, komety, meteoroidy i materia międzyplanetarna. Wszystkie wymienione ciała niebieskie krążą wokół Słońca, utrzymywane siłami jego grawitacji.
Układ Słoneczny ma kształt zbliżony do dysku. Niemal cała masa Układu
skupiona jest w Słońcu - 99,87%.
Słońce - jest gwiazdą średniej wielkości, zbudowaną głównie z wodoru (ok. 70%) i helu (ok. 27%). W jego wnętrzu zachodzą reakcje ter­mojądrowe będące źródłem energii słonecznej. Temperatura po­wierzchni Słońca wynosi ok. 5500°C, natomiast jego wnętrza ok. 14 min °C. Przejawem aktywności są wybuchy materii wyrzu­canej przez Słońce na duże odległości, widoczne z Ziemi w postaci rozbłysków. Z Ziemi widoczne są również plamy słoneczne. Są to obszary promieniujące znacznie słabszym światłem - stąd wraże­nie ciemnej barwy. Ich ilość, wielkość, kształt i położenie ulegają zmianom. W zwiększonej ilości plamy na Słońcu pojawiają się co ok. 11-12 lat. Oblicza się, że w ciągu jednej sekundy na skutek promieniowania Słońce traci 5 min ton swojej masy.
Planety typu ziemskiego - to Merkury, Wenus, Ziemia i Mars. Mają niewiel­kie rozmiary, natomiast bardzo dużą gęstość budującej je materii. Wszystkie mają metaliczne jądro i twardą skorupę zbudowaną głównie ze skał krzemianowych. Otoczone są atmosferą o różnym składzie chemicznym, różnej gęstości i grubości. Na powierzchni wszystkich planet tej grupy znajdują się ślady uderzeń meteorytów i ślady działalności wulkanicznej. Planety typu ziemskiego, ze względu na swoje położenie w Układzie Słonecznym, tworzą grupę planet wewnętrznych.
Planety olbrzymie - należą do nich Jowisz, Saturn, Uran i Neptun. Mają znacznie większe średnice niż planety wewnętrzne, natomiast znacznie mniejszą gęstość materii, z której są zbudowane. Przy­puszczalnie są to gazowe bryły, zbudowane głównie z wodoru, posiadające niewielkie stałe jądra, nie mają natomiast skalistej skorupy. Przypuszcza się również, że gazy budujące planety olbrzymie są pod tak dużym ciśnieniem, że pod jego wpływem ulegają skropleniu. Planety mogą być więc kulami cieczy, utrzy­mującymi swój kształt dzięki sile grawitacji. Badanie planet olbrzymich jest utrudnione z powodu ich gęstych atmosfer, skła­dających się z wodoru, helu, metanu i amoniaku. Charaktery­styczną cechą tych planet jest duże spłaszczenie biegunowe, będące skutkiem bardzo szybkiego ruchu obrotowego. Planety olbrzymie posiadają liczne księżyce i pierścienie utworzone z pyłów rozpro­szonej materii (np. Jowisz i Uran) lub bryłek lodu (np. Saturn).
Księżyce - ciała niebieskie krążące wokół planet. Liczba księżyców obie­gających planety jest różna: Ziemia i Pluton są okrążane przez l księżyc, Mars przez 2, Jowisz przez 16, a Saturn przez 23. Księży­ce na ogół nie posiadają atmosfery.
Z Ziemi obserwujemy oświetloną w dużym stopniu tę stronę Księżyca, która jest zwrócona w kierunku Ziemi. Czas obiegu Księ­życa jest równy okresowi jego obrotu (27 dni 7 godzin 43 minuty), przez co mieszkańcy Ziemi mogą obserwować tylko jedną stronę te­go naturalnego satelity naszego globu. Obserwujemy fazy Księżyca. Należą do nich: nów - gdy Księżyc znajduje się między Ziemią i Słońcem a jego tarcza jest niewidoczna, pierwsza kwadra - wi­dzimy oświetloną połowę tarczy Księżyca, pełnia - widoczna jest cała tarcza Księżyca, trzecia kwadra - widoczna druga połowa tar­czy Księżyca.
Planetoidy (asteroidy) - małe ciała niebieskie o nieregularnych kształtach i średnicach od kilkudziesięciu do kilkuset kilometrów, krążące mię­dzy planetami wokół Słońca. Największe z nich to Ceres, Pallas i Vesta. Obecnie znanych jest ponad 3000 planetek. Przypuszcza się, że planetki są szczątkami jednej wielkiej planety, która niegdyś obiegała Słońce między orbitami Marsa i Jowisza i uległa rozbiciu.
Komety - małe ciała niebieskie, poruszające się okresowo wokół Słońca po bardzo wydłużonych torach. Są to bryły zbudowane z dwutlenku węgla, amoniaku i metanu zmieszanych z pyłem i spojonych lo­dem. Obecnie znamy około 1000 komet, z których np. kometa Halleya pojawia się co 75 lat. Gdy kometa zbliża się do Słońca, powstaje wokół jej jądra pyłowo-gazowa otoczka, tzw. koma, która wraz z jądrem stanowi głowę komety. Kometa posiada również warkocz składający się z pyłów i gazów pochodzących z głowy komety. Warkocz może mieć długość kilkuset milionów kilometrów. Po przejściu obok Słońca warkocz i koma zanikają. Wyparowywanie lodowego spoiwa komety powoduje rozluźnienie jądra i z biegiem czasu jego rozpad na meteoroidy.
Meteoroidy - skalne bryły materii i drobnego pyłu, krążące w Układzie Sło­necznym. Po wejściu w atmosferę ziemską wywołują zjawisko świecenia— spalaj ą się częściowo lub całkowicie i noszą nazwę me­teorytów. Spadające na powierzchnię Ziemi meteory najczęściej są bryłami kamiennymi (krzemiany), rzadziej kamienno-żelaznymi lub żelaznymi.
Materia międzyplanetarna - to drobne ziarna pyłów kosmicznych, roz­rzedzone gazy i plazma, tworzące skupiska, tzw. roje krążące do­okoła Słońca.

9. Położenie i ruch planet w Układzie Słonecznym
Do czasów Mikołaja Kopernika (1473 - 1543) sądzono, że centralne miejsce w Układzie Słonecznym zajmuje Ziemia. Przyjmowano geocentryczny model Wszechświata, opracowany w II w n.e. przez Ptolemeusza. Według tego modelu centrum Wszechświata zajmowała nieruchoma Zie­mia, wokół której krążyły po sferach (orbitach) kolejno: Księżyc, Merkury, Wenus, Słońce, Mars, Jowisz, Saturn i gwiazdy stałe, tzn. nie zmieniające położenia względem siebie, lecz krążące dookoła Ziemi.
W 1543 r. została opublikowana teoria heliocentryczna, której twórcą był Mikołaj Kopernik. Według teorii Kopernika centrum Wszechświata zajmuje nieruchome Słońce, wokół którego po orbitach kołowych krążą planety znajdujące się również w mchu obrotowym dookoła własnej osi. Teorię heliocentryczną uznano dopiero w XVII w. W latach 1609-1619 J. Kepler ogłosił teorię dotyczącą ruchu planet, w której modyfikuje teorię heliocentryczną, a mianowicie dowodzi, że orbity planet mają kształt elipsy, natomiast Słońce znajduje się w jednym z jej ognisk. Odkrycie przez I. Newtona prawa powszechnego ciążenia wyjaśnia eliptyczny kształt orbit.
Obecny stan wiedzy z zakresu budowy Wszechświata należy przyjąć jako jeden z etapów jego poznawania. Współczesne możliwości badania Kosmosu w każdym momencie mogą przynieść nowe odkrycia dotyczące zarówno nowych, nieznanych dotąd ciał niebieskich, jak i budowy obiektów już poznanych. Współczesny stan wiedzy dotyczący budowy i cech Układu Słonecznego przedstawia zamieszczona niżej tabela.
Z przedstawionego zestawienia wynika, że:
• wielkość planet zwiększa się w miarę oddalania od Słońca i krańców Układu w stronę jego części środkowej;
• w miarę oddalania się od Słońca prędkość ruchu planet po orbicie zmniejsza się, co dodatkowo wydłuża okres obiegu wokół Słońca;
• prędkość ruchu planet wokół własnej osi zwiększa się w miarę odda­lania od Słońca (poza Plutonem). Inne cechy ruchu planet to:
• położenie płaszczyzn orbit planet niemal w jednej płaszczyźnie,
• zgodność kierunku ruchu planet po orbitach z kierunkiem ruchu ob­rotowego Słońca,
• zgodność kierunku ruchu obrotowego planet wokół własnej osi z kie­runkiem ruchu obiegowego (poza Wenus i Uranem, które wirują w kie­runku przeciwnym).

10. Kształt i rozmiary Ziemi
Współcześnie ani kształt, ani rozmiary Ziemi nie budzą wątpliwości. Jednakże rozwój wiedzy na te tematy przechodził skomplikowane losy, wśród których należy wymienić następujące pomiary i poglądy:
• Pitagoras (VI w. p.n.e.) - pierwszy pogląd o kulistości Ziemi wysu­nięty z rozważań filozoficznych - kula ma idealny kształt.
• Arystoteles (IV w. p.n.e.) - pierwsze dowody na kulistość Ziemi, a mianowicie:
- widnokrąg w kształcie okręgu,
- kolistość cienia Ziemi na Księżycu w czasie jego częściowego za­ćmienia,
- stopniowe wyłanianie się obiektów zza linii horyzontu zasłoniętych przez krzywiznę Ziemi, np. statków począwszy od wierzchołków masz­tów, gór od ich szczytów.
• Eratostenes (III w. p.n.e.) - pierwszy pomiar wielkości Ziemi do­konany na podstawie obserwacji astronomicznych przy przyjęciu trzech założeń, a mianowicie:
— Ziemia jest kulą,
— promienie słoneczne oświetlające Ziemię przy jej powierzchni są do siebie równoległe,
— miejscowości, w których dokonywany jest pomiar - Syene (dzisiejszy Asuan) i Aleksandria - położone są na tym samym południku.
Pomiar Eratostenesa polegał na zmierzeniu wysokości Słońca nad hory­zontem w momencie górowania, w dniu przesilenia letniego, w Aleksan­drii. Zmierzony kąt był odchylony od zenitu o 7° l T. Tego samego dnia, w południe w Syene Słońce jest w zenicie - nad horyzontem widoczne jest pod kątem 90°. Różnicę wysokości Słońca w momencie górowania w tych dwóch miejscowościach Eratostenes potraktował jako różnicę szerokości geograficznej tych miejscowości. Znając odległość między miastami, do obliczenia obwodu Ziemi zastosował twierdzenie Talesa-jeśli dwie proste równoległe przecięte są trzecią prostą, to odpowiednie pary kątów są równe. Na tej podstawie obliczył obwód Ziemi (długość równika) na ok. 40 tyś. km i promień Ziemi na ponad 6 tyś. km. W pomiarze Eratostenesa miarą odle­głości był stadia! egipski, którego długość nie jest nam dokładnie znana - najprawdopodobniej wynosił on 157,5 m. Obliczenia Eratostenesa odbiegają niewiele od obecnie przyjętych rozmiarów Ziemi, mimo że popełnił on błąd, przyjmując położenie Syene i Aleksandrii na tym samym południku.
• Ptolemeusz (II w n.e.) - obliczył obwód Ziemi na ok. 30 tyś. km na podstawie pomiaru wysokości gwiazd w momencie ich górowania nad linią horyzontu. Błąd Ptolemeusza zaważył na obliczeniach dłu­gości drogi do Indii przez K. Kolumba.
• Jean Picard (1669) - dokonał pomiaru wielkości Ziemi, stosując metodę triangulacji polegającą na zastosowaniu sieci trójkątów prostokątnych wyznaczonych na powierzchni Ziemi. Wyniki otrzymane przez J. Picar-da różniły się od obecnie przyjmowanych wartości zaledwie o 0,1%.
• Izaak Newton (1687) - przyjmując za pewnik teorię Kopernika o ru­chu Ziemi dookoła własnej osi, wywnioskował, że ruch ten mógł spowodować spłaszczenie Ziemi przy biegunach i jej kształt podob­ny do elipsoidy obrotowej. Wniosek I. Newtona potwierdzono liczny­mi badaniami prowadzonymi w ciągu XVIII i XIX w.
Udoskonalenie metod badawczych w XX w., a w szczególności rozwój geodezji satelitarnej, pozwoliły na przeprowadzenie bardzo dokładnych pomiarów wielkości i kształtu Ziemi. Przede wszystkim zauważono, że kie­runek działania siły ciężkości, tj. pion, w wielu miejscach odchyla się od kierunku prostopadłego do uogólnionej powierzchni Ziemi. Przez powierzchnię uogólnioną należy rozumieć powierzchnię wyrównaną - bez wzniesień na kontynentach i obniżeń dna oceanicznego. Zaobserwowane odchylenia tłumaczy się nierównomiernym rozmieszczeniem skał o różnej gęstości w skorupie ziemskiej. Dlatego przyjęto, że Ziemia ma kształt geoidy, tj. bryły, której powierzchnia jest w każdym miejscu prostopadła do pionu wyzna­czonego przez siłę ciężkości. Powierzchnia geoidy na obszarach lądowych przebiega z reguły poniżej rzeczywistej powierzchni Ziemi. Natomiast w stosunku do powierzchni elipsoidy, powierzchnia geoidy przebiega na obszarach lądowych powyżej, a w obrębie oceanów poniżej.
Stwierdzono ponadto, że równik nie jest okręgiem lecz elipsą, której półosie różnią się o 230 m. Półkula północna jest większa od półkuli połu­dniowej, natomiast spłaszczenie biegunowe jest nieco większe na półkuli południowej. Ponadto równoleżniki na półkuli północnej są krótsze niż od­powiadające im równoleżniki na półkuli południowej. Współcześnie przyjmujemy następujące rozmiary Ziemi:
• średni promień równikowy - 6 378 km
• średni promień biegunowy - 6 357 km
• średnie spłaszczenie biegunowe - l :298,257
• obwód równika - 40 075 km
• powierzchnia Ziemi - 510 min km
• objętość Ziemi - l 083 mld km3

11. Cechy obrotowego ruchu Ziemi
Widoma w ciągu dnia wędrówka Słońca po sklepieniu niebieskim przez wieki utrzymywała ludzkość w przekonaniu, że Słońce i gwiazdy krążą wokół Ziemi. Dziś wiemy, że jest ona jedną z konsekwencji obrotu Ziemi dookoła własnej osi, czyli ruchu obrotowego (wirowego). Najważniejszymi cechami obrotowego ruchu Ziemi są:
• Ziemia wykonuje pełny obrót w ciągu tzw. doby gwiazdowej, która trwa 23 godz. 56 min. 04 sęk. Natomiast doba słoneczna to okres czasu, równy 24 godzinom, który upływa między dwoma kolejnymi górowaniami Słońca na tym samym południku.
• Ziemia obraca się z zachodu na wschód.
• Oś obrotu Ziemi nachylona jest do płaszczyzny orbity pod kątem 66°33'.
• Wszystkie punkty położone na powierzchni Ziemi (poza biegunami) w czasie pełnego obrotu, tj. 23 godz. 56 min. 04 sęk., zakreślają okręgi w płaszczyźnie prostopadłej do osi obrotu.
Długość drogi pokonywanej w czasie pełnego obrotu, przez punkty położone na powierzchni Ziemi, zmniejsza się wraz z oddalaniem od równika w kierunku biegunów.
Prędkość liniowa punktów, tj. prędkość mierzona wzdłuż linii zata­czanych okręgów, maleje wraz ze wzrostem szerokości geograficznej. Na równiku jest największa i wynosi 1669 km/h. Każdy punkt położony na powierzchni Ziemi w ciągu 24 godzin zmie­nia swoje położenie o 360° niezależnie od wielkości okręgu, który zata­cza. Zatem prędkość kątowa wszystkich punktów na Ziemi jest taka sama.

12. Konsekwencje ruchu obrotowego
Ziemia nie jest ciałem przezroczystym i nie przepuszcza promieni sło­necznych. Dlatego Słońce widoczne jest tylko po tej stronie Ziemi, która zwrócona jest w jego kierunku - zjawisko dnia. Natomiast po przeciwnej stronie Ziemi, Słońce nie jest widoczne - na obszarach tych występuje noc. Granica między dniem i nocą dzieli kulę ziemską na dwie równe części, co oznacza, że oświetlona jest zawsze połowa Ziemi, podczas gdy druga poło­wa kuli znajduje się w cieniu, mimo że granica ta zmienia swoje położenie (patrz: Planeta Ziemia, rozdz. 10). Gdyby Ziemia nie wykonywała ruchu wokół własnej osi, na danym obszarze mielibyśmy do czynienia ze stale trwającym dniem lub ciągłą nocą.
Najważniejszymi następstwami obrotowego ruchu Ziemi są:
następstwo dnia i nocy - w wyniku ruchu obrotowego każdy punkt na po­wierzchni Ziemi wyłania się z nocnego cienia, jest oświetlany przez Słońce (dzień) i ponownie kryje się w mroku nocnego cienia. Mamy do czynienia z ciągłym następstwem dnia i nocy (- noc - dzień - noc, itd.).
pozorna wędrówka Słońca po sklepieniu niebieskim w ciągu dnia - ten po­zorny ruch odbywa się ze wschodu na zachód, czyli w kierunku przeciwnym do ruchu Ziemi. Gdy obserwowany punkt na po­wierzchni Ziemi przekracza granicę nocy i dnia. Słońce wyłania się zza linii horyzontu - moment wschodu Słońca. W miarę upływu dnia Słońce wznosi się nad linią horyzontu, do momentu gdy obser­wowany punkt w wyniku obrotu Ziemi znajdzie się dokładnie na wprost Słońca. Jest to moment południa słonecznego. Słońce jest wtedy położone najwyżej nad linią horyzontu. Od tego momentu Słońce widoczne jest coraz niżej nad linią horyzontu, aż skryje się za nią - zachód Słońca. Zmiany wysokości Słońca nad horyzontem obserwowane w ciągu dnia powodują dobowe zmiany temperatury -- im większa wysokość Słońca, tym wyższa temperatura. Zmiany temperatury wpływają na zmianę ciśnienia i wilgotności powietrza oraz aktywność organizmów żywych.
następstwo czasu - zmiana wysokości Słońca nad horyzontem w ciągu dnia jest podstawą dobowej rachuby czasu. Dobę słoneczną podzielono na 24 godziny, z których każda ma 60 minut. Moment, w którym półpłaszczyzna południka „przecina" środek tarczy słonecznej (znaj­duje się dokładnie na wprost Słońca), to moment południa słonecz­nego. W czasie południa słonecznego Słońce góruje, tzn. znajduje się najwyżej nad linią horyzontu w ciągu swej pozornej, dziennej wędrówki. Południe słoneczne występuje w tym samym momencie we wszystkich punktach położonych na tym samym południku. Moment południa słonecznego określono jako godzinę 1200. Dokład­nie po przeciwnej stronie Ziemi, tzn. na południku przeciwnym w stosunku do południka, na którym jest moment południa słonecz­nego, występuje słoneczna północ określana jako godz. 2400. Obrót Ziemi z zachodu na wschód sprawia, że wszystkie miejsca położone na wschód od południka, na którym jest godzina 1200, górowanie Słońca miały wcześniej, natomiast wszystkie punkty położone na zachód od tego południka dopiero będą miały południe słoneczne.
widomy ruch sfery niebieskiej - wszystkie ciała niebieskie pozornie wędrują ze wschodu na zachód. Nieruchome są jedynie bieguny niebieskie -- północny w pobliżu Gwiazdy Polarnej, południowy w gwiazdo­zbiorze Krzyża Południa. Pozorny ruch sfery niebieskiej odbywa się w płaszczyznach prostopadłych do osi ziemskiej. Dlatego gdy ob­serwujemy gwiazdy z Bieguna Północnego, spostrzegamy, że Gwiazda Polarna jest nieruchoma, a pozostałe gwiazdy zataczają wokół niej współśrodkowe okręgi. Obserwując nocą niebo z niższej szerokości geograficznej, gwiazdy zmieniają swoją wysokość nad horyzontem, tj. wschodzą, górują i zachodzą, poza Gwiazdą Polarną (na półkuli północnej), która nie zmienia swego położenia. W ciągu dnia promieniowanie słoneczne powoduje, że inne gwiazdy stają się niewidoczne.
biegunowe spłaszczenie Ziemi - spowodowane działaniem siły odśrodkowej powstającej w wyniku obrotu dookoła osi. Spłaszczenie Ziemi na biegunach wpływa na zróżnicowanie przyciągania ziemskiego, które rośnie wraz ze wzrostem szerokości geograficznej.
• sita Coriolisa - spowodowana zróżnicowaną prędkością liniową punktów położonych na różnych szerokościach geograficznych. Po­lega na zmianie kierunku ciał będących w ruchu. Ponieważ działa prostopadle do kierunku ruchu, powoduje odchylenie będących w ru­chu ciał w prawo na półkuli północnej i w lewo na półkuli połu­dniowej. Siła Coriolisa jest przyczyną odchylenia kierunku wiatrów cyklonalnych i antycyklonalnych (patrz: Atmosfera ziemska, rozdz. 8, rozdz. 11), skręcania pasatów i prądów morskich oraz silniejszego podcinania brzegów przez rzeki - na półkuli północnej prawych, na półkuli południowej lewych.

13. Astronomiczne podstawy orientacji na Ziemi
Ruch Ziemi wokół własnej osi jest podstawą orientacji na Ziemi. Położenie dowolnego punktu na kuli ziemskiej wyznacza się bowiem za pomocą współrzędnych geograficznych, które wynikaj ą z ruchu obrotowego.
Z wyjątkiem biegunów, wszystkie punkty położone na powierzchni Ziemi w wyniku ruchu obrotowego, zataczają równoległe w stosunku do siebie okręgi, położone w płaszczyźnie prostopadłej do osi obrotu. Są to równoleżniki, z których najdłuższym jest równik. Przebieg równoleżników wyznacza dwa kierunki główne tj. wschód i zachód. Równik stanowi jedną z dwóch głównych osi układu współrzędnych geograficznych, gdyż dzieli Ziemię na półkulę północną i południową. Przez każdy punkt na Ziemi przechodzi tylko jeden równoleżnik. Aby precyzyjnie określić położenie punktu w stosunku do równika, należy obliczyć jego odległość od równika, czyli wyznaczyć szerokość geograficzną. Szerokość geograficzna (oznaczana literą (p) to kąt zawarty między płaszczyzną równika a promieniem ziem­skim przechodzącym przez dany punkt na powierzchni Ziemi. Określa się ją na podstawie położenia gwiazd znajdujących się w pobliżu biegunów niebieskich, tj. Gwiazdy Polarnej i Gwiazdozbioru Krzyża Południa względem równika, bieguna i płaszczyzny horyzontu, nad którym są widoczne. Na równiku gwiazdy te widoczne są na linii horyzontu, zatem ich wysokość równa się 0°. Stąd szerokość geograficzna równika wynosi również 0°.
W miarę przesuwania się od równika na północ lub południe, kąt, pod jakim widoczne są te gwiazdy, zwiększa się. Rośnie również szerokość geograficzna. Na biegunach Gwiazda Polarna i Krzyż Południa świecą w zenicie, zatem z biegunów ziemskich widoczne są pod kątem 90°. Stąd szerokość geogra­ficzna biegunów wynosi również 90°. Przyjmujemy zatem, że szerokość geograficzna punktu (miejsca obserwacji) równa się wysokości, na jakiej jest widoczna nad linią horyzontu Gwiazda Polarna - na półkuli północnej lub Krzyż Południa - na półkuli południowej. Szerokość geograficzną można również obliczyć na podstawie wysokości Słońca w momencie górowania, tj. w momencie południa słonecznego. Sposób dokonywania te­go obliczenia zostanie przedstawiony w rozdz. 10.
Ruch obrotowy Ziemi był również podstawą wyznaczania południków, które przeprowadzono na podstawie obserwacji pozornej wędrówki Słońca po sklepieniu niebieskim w ciągu dnia. Aby łatwiej było zrozumieć zasadę wyznaczania południków, można posłużyć się doświadczeniem, w którym globus zostanie oświetlony silnym światłem, tak jak Ziemia promieniami słonecznymi. Na globusie można wtedy zauważyć wyraźną granicę między dniem i nocą. Po wprowadzeniu globusa w ruch obrotowy zgodny z kierun­kiem ruchu Ziemi granica ta w stosunku do powierzchni Ziemi przesunie się. Dalszy ruch spowoduje dalsze przesunięcie granicy. Granicą między oświetloną (dzień) i zaciemnioną (noc) częścią globusa uznajemy za mo­menty wschodu i zachodu Słońca.
Przedmioty, ustawione pionowo do powierzchni Ziemi, oświetlone promie­niami słonecznymi, rzucają cień. Jest on najkrótszy w momencie południa sło­necznego. Jeśli na naszym doświadczalnym globusie wzdłuż jednego z połu­dników umieścimy takie przedmioty jak np. szpilki, okaże się, że najkrótszy cień będą one rzucały w jednym momencie. Ponadto cienie te ułożą się w jedną linię przebiegającą na powierzchni globusa od jednego do drugiego bieguna --wyznaczą południk. Południk jest to zatem zbiór punktów mających w tym samym momencie południe słoneczne. Uogólniając można powiedzieć, że punkty położone na tym samym południku mają ten sam czas wyznaczany przez Słońce. Przez każdy punkt położony na powierzchni Ziemi przechodzi tylko jeden południk.
Wszystkie południki zbiegają się na biegunach, wyznaczają zatem kie­runek północy i kierunek południa. Ponieważ mają taki sam kształt i taką samą długość, każdy z nich może stanowić początek układu. Przyjęto, że południkiem początkowym, będącym drugą główną osią układu współrzęd­nych geograficznych (pierwszą jest równik), jest południk przechodzący przez Obserwatorium w Greenwich w Londynie i oznaczono go wartością 0°. Południk początkowy (zerowy) wraz z południkiem leżącym po prze­ciwnej stronie kuli ziemskiej, tj. południkiem 180°, dzieli Ziemię na półkulę wschodnią i zachodnią. W celu określenia położenia każdego dowolnego punktu na Ziemi względem południka początkowego posługujemy się dłu­gością geograficzną. Długość geograficzna (oznaczana literą K) to kąt dwuścienny zawarty między półpłaszczyzną południka 0° i półpłaszczyzną południka przechodzącego przez dany punkt na powierzchni Ziemi. Dłu­gość geograficzna jest miarą kątową wynikającą z prędkości kątowej punk­tów będących w ruchu obrotowym i ma ścisły związek z miejscowym cza­sem słonecznym, co zostanie szczegółowo omówione w następnym roz­dziale.

14. Dobowa rachuba czasu
Pełny obrót Ziemi wokół własnej osi trwający l dobę sprawia, że wszystkie punkty położone na powierzchni Ziemi, z wyjątkiem biegunów, zakreślają okręgi, czyli zmieniają swoje położenie o 360°. Mają zatem taką samą prędkość kątową, niezależnie od szerokości geograficznej, na której są położone. Ponieważ dób; podzielono na 24 godziny, zatem każdy punkt w ciągu l godziny przesuwa się o 15° (360° : 24 h). Skoro w ciągu l godziny równej 60 minutom punkt na powierzchni Ziemi pokonuje łuk kąta o wartości 15°, to przesunięcie o kąt wartości l ° nastąpi w ciągu 4 minut (60' : 15°). Przedstawione wyliczenie jest podstawą obliczania różnicy cza­su słonecznego punktów mających różną długość geograficzną, jak i obliczania różnicy długości geograficznej na podstawie różnicy czasu.
Słoneczny czas miejscowy to czas wyznaczany dla danego południka na podstawie położenia Słońca na sferze niebieskiej. Jest on taki sam dla całego południka miejscowego, lecz inny, w danym momencie, dla każdego innego południka. Jeśli np. na 19° długości geo­graficznej wschodniej jest godz. 1200, to na południku 20° długo­ści wschodniej, który zgodnie z kierunkiem ruchu Ziemi osiągnął moment południa słonecznego o 4 minuty wcześniej, jest godz. 1204. Z kolei południk 18° długości wschodniej moment południa słonecznego będzie miał dopiero za 4 minuty, zatem miejscowy czas słoneczny tego południka wynosi li5. Stosowanie w praktyce miejscowego czasu słonecznego jest wyjątkowo uciążliwe, gdyż wymaga np. w czasie podróży w kierunku wschodnim lub zachod­nim ciągłego przesuwania wskazówek zegara. Dlatego w drugiej połowie XIX w. wprowadzono czas strefowy.
Czas strefowy to czas umowny obowiązujący w danej strefie. Na Ziemi wydzielono 24 południkowe strefy czasowe obejmujące po 15° długości geograficznej. Czas w strefach sąsiadujących ze sobą różni się o jedną pełną godzinę. W całej strefie obowiązuje ten sam czas. Odpowiada on wartości czasu słonecznego południka przechodzącego przez środek strefy. Za południki takie przyjęto południk 0°, 15° oraz wielokrotność 15 na wschód i na zachód od południka początkowego. Granice stref czasowych przechodzą zatem wzdłuż południków położonych o 7° 30' na wschód i 7° 30' na zachód od środkowych południków stref czasowych. Często strefy czasowe mają swoje nazwy, np. strefa położona między 7° 30' E a 22° 30' E to strefa czasu środkowoeuropejskiego. Nazwy stref pochodzą od nazwy położonego w niej największego miasta, części kontynentu lub krainy geograficznej.
Czas uniwersalny UT (Uniwersał Time) - to czas słoneczny południka 0° stosowany jako podstawa wszelkiej rachuby czasu na całym świecie. Odpowiednio do czasu nazwano strefę wyznaczoną przez południki 7° 30' E i 7° 30' W jako strefę czasu uniwersalnego. W stosunku do czasu uniwersalnego podaje się czas pozostałych stref, doda­jąc lub odejmując od niego pełne godziny, np.
• UT + l Oh to czas strefy, w której Słońce góruje 10 godzin wcześniej niż na południku 0°, czyli czas strefy między 142° 30' E a 157° 30' E z południkiem środkowym 150° E;
• UT - l Oh to czas strefy wyznaczonej przez południki 142° 30' W a 157° 30'W z południkiem środkowym 150° W, w której Słońce górować będzie l O godzin później niż na południku 0°.
Czas urzędowy (ustawowy, oficjalny) - tj. czas ustalony urzędowo. Czas urzędowy ustala się w państwach małych terytorialnie, w których niewielki obszar odcina południk będący granicą strefy czasowej. Aby na stosunkowo małym obszarze nie stosować dwóch czasów, modyfikuje się granicę strefy czasowej, przesuwając ją na granicę polityczną. Sytuacja taka występuje praktycznie na wszystkich zamieszkiwanych obszarach. Ponadto w wielu państwach, ze względu na oszczędność energii, wprowadza się urzędowy czas letni i urzędowy czas zimowy. Przykładem jest Polska, gdzie czas słoneczny południka 30° E przyjmuje się jako czas letni, a czas słoneczny południka 15° E jako czas zimowy. Czas zimowy w Polsce jest zgodny ze strefą czasową, w której Polska jest po­łożona.
Granica zmiany daty - wprowadzenie stref czasowych spowodowało konieczność ustalenia granicy zmiany daty. Przesuwając się od strefy czasu uniwersalnego na wschód, gdy osiągniemy strefę z południkiem środkowym 180°, czas w stosunku do czasu uni­wersalnego będzie wynosił UT + 12h. Z kolei przy przesuwaniu się w kierunku zachodnim, zgodnie z zasadami rachuby czasu, ta sama strefa z południkiem środkowym 180° będzie miała czas UT – 12h. Dlatego wzdłuż południka 180° przeprowadzono międzynarodową granicę zmiany daty. Przyjęto zasadę, że obszary lądowe przecięte przez południk 180° muszą w całości znajdować się po jednej stronie tej granicy. Przekraczanie granicy zmiany daty powoduje „zgubienie" lub „zyskanie" dnia przy zachowaniu godziny. Jeśli linię zmiany daty przekraczamy od strony półkuli wschodniej (UT + 12h) ku zachodniej czyli przemieszczamy się na wschód, na półkuli zachodniej (UT –12h) jeszcze danej daty nie było - zy­skujemy jeden dzień. Przy przekroczeniu granicy od strony pół­kuli zachodniej (UT - 12h) znajdziemy się na półkuli wschodniej (UT + 12h), gdzie data, z którą przekraczamy granicę była dobę wcześniej - gubimy jeden dzień.

15. Obieg Ziemi dookoła Słońca
Ziemia, będąc jedną z planet Układu Słonecznego, wykonuje, tak jak pozostałe planety Układu, ruch obiegowy dookoła Słońca. Ruch ten odbywa się po orbicie zbliżonej kształtem do elipsy. Pełny obieg Ziemi dookoła Słońca trwa 365 dni 5 godzin 49 minut 9 sekund, czyli rok. Ziemia obiega Słońce ze średnią prędkością 30 km/sęk. Kształt orbity oraz położenie Słońca w jednym z ognisk elipsy powodują, że odległość Ziemi od Słońca zmienia się w ciągu roku. Najmniejsza jest w peryhelium przypadającym na dzień 2 stycznia i wynosi 147 min km, największa w dniu 3 lipca w tzw. aphelium i wynosi 152 min km. Ruch obiegowy Ziemi, tak jak jej obrót wokół własnej osi, odbywa się z zachodu na wschód. W ciągu całego roku oś Ziemi zachowuje stałe nachylenie do płasz­czyzny orbity wynoszące 66° 33', nie zmienia się również jej kierunek. Stałe położenie osi ziemskiej powoduje zmianę oświetlenia różnych części Ziemi w ciągu roku, co jest przyczyną:
• zmian wysokości Słońca nad horyzontem, w momencie górowania, w ciągu roku. W zależności od wysokości Słońca zmienia się ilość ener­gii cieplnej pochłanianej przez powierzchnię Ziemi. Im wysokość Słońca jest wyższa, tym ilość dostarczanego ciepła na jednostkę po­wierzchni jest większa. Przy małej wysokości Słońca zwiększa się oświetlana powierzchnia i energia cieplna ulega rozproszeniu.
• występowania termicznych pór roku zależnych od zmian wysokości Słońca nad horyzontem w momencie górowania
• zmian miejsc wschodu i zachodu Słońca w ciągu roku
• zmian długości trwania dnia i nocy w zależności od astronomicznej pory roku
• występowania zjawiska dnia i nocy polarnej na obszarach podbie­gunowych
• strefowości oświetlenia Ziemi powodującej strefowość klimatyczną, glebową i szaty roślinnej

16. Oświetlenie Ziemi w ciągu roku
Pozorny ruch Słońca po sferze niebieskiej w ciągu roku odbywa się po drodze zbliżonej do koła zwanej ekliptyką. Płaszczyzna ekliptyki wyznaczona jest przez płaszczyznę orbity ziemskiej i pokrywa się z nią. Ponieważ oś Ziemi nachylona jest do płaszczyzny orbity pod kątem 66° 33', to płaszczyzna ekliptyki musi być nachylona do płaszczyzny równika pod kątem 23° 27', co wynika z prostego wyliczenia 90° - 66° 33' = 23° 27'. Nachylenie w stosunku do siebie obu płaszczyzn powoduje, że w dwóch punktach płaszczyzny te przecinają się, a w dwóch innych są od siebie oddalone o kąt 23° 27'. Punkty przecięcia płaszczyzny ekliptyki z płaszczyzną równika to punkty równonocy wiosennej i jesiennej, natomiast punkty największych odchyleń obu płaszczyzn to przesilenia letnie i zimowe. Wymienione cztery punkty stanowią początek astronomicznych pór roku. W każdym z nich Ziemia oświetlona jest przez Słońce w charakterystyczny sposób.
Równonoc wiosenna - 21 III - pierwszy dzień astronomicznej wiosny na półkuli północnej i pierwszy dzień astronomicznej jesieni na półkuli południowej. Słońce tego dnia w swej pozornej wędrówce po sklepieniu niebieskim zakreśla koło w płaszczyźnie równika niebieskiego, którego odbiciem (umownym) na powierzchni globu jest równik ziemski. W dniu równonocy wiosennej Ziemia oświe­tlona jest przez Słońce w charakterystyczny sposób, a mianowicie:
- osią symetrii oświetlenia jest równik, stąd półkula północna jest tak samo oświetlona jak półkula południowa;
- w momencie górowania Sionce jest w zenicie nad równikiem, co oznacza, że na równiku w momencie górowania widoczne jest pod kątem 90°;
- wysokość Słońca nad horyzontem w momencie górowania zmniejsza się w miarę oddalania od równika o kąt szerokości geograficznej; - na biegunach, w momencie południa słonecznego. Słońce wi­doczne jest na linii horyzontu, co oznacza, że jego wysokość wynosi 0°;
- granica między dniem i nocą przechodzi przez bieguny;
- na całej Ziemi występuje zrównanie długości dnia z długością
nocy-trwaj ą po 12 godzin.
W dniu równonocy wiosennej w każdym punkcie na Ziemi można bardzo łatwo wyznaczyć wartość szerokości geograficznej, ponieważ tworzy ona z kątem, pod którym widoczne jest Słońce w momencie południa, kąt prosty. Tego dnia dla wszystkich punktów na Ziemi szerokość geograficzną obliczamy według wzoru: (p = 90° - h (wysokość Słońca nad horyzontem w momencie górowania). Natomiast wysokość Słońca w południe według wzoru h = 90° - (p. Należy przy tym pamiętać, że Słońce w ciągu całego roku góruje:
• na półkuli północnej po południowej stronie nieba,
• na półkuli południowej po północnej stronie nieba.
Dzień równonocy wiosennej kończy noc polarną na biegunie północ­nym, na którym od tego dnia rozpoczyna się dzień polarny, natomiast na biegunie południowym odwrotnie. Od dnia 21 marca rozpoczyna się rów­nież wzrost intensywności oświetlenia półkuli północnej oraz zmniejsza się oświetlenie półkuli południowej.
Przesilenie letnie - 22 VI - pierwszy dzień astronomicznego lata na półkuli północnej i astronomicznej zimy na półkuli południowej. Słońce w dniu 22 VI zakreśla w swej pozornej wędrówce koło równo­ległe do równika. Ponieważ na półkuli północnej widoczne jest na tle gwiazdozbioru Raka, stąd równoleżnik, nad którym świeci w zenicie, nazywamy zwrotnikiem Raka. Oświetlenie Ziemi w dniu przesilenia letniego cechują:
- brak symetryczności oświetlenia półkuli północnej i połu­dniowej (lepiej oświetlona jest półkula północna);
- w momencie górowania Słońce jest w zenicie nad zwrotni­kiem Raka;
- na północ i południe od Zwrotnika Raka wysokość górowania Słońca nad horyzontem maleje;
- na półkuli północnej wysokości Słońca nad horyzontem w momencie górowania są większe niż na półkuli południowej;
- na półkuli północnej dzień jest dłuższy niż noc i wydłuża się wraz ze wzrostem szerokości geograficznej;
- na półkuli południowej noc jest dłuższa od dnia, którego długość skraca się wraz ze wzrostem szerokości geograficznej;
długość dnia jest równa długości nocy tylko na równiku;
- na północ od równoleżnika 66° 33' N do bieguna północnego występuje dzień polarny, tj. dzień trwający dłużej niż 24 godzi­ny, co oznacza, że w ciągu całej doby Słońce znajduje się nad linią horyzontu; równoleżnik 66° 33' N to koło podbiegu­nowe północne;
- nad biegunem północnym Słońce w południe krąży nad linią horyzontu na wysokości 23° 27';
- na południe od równoleżnika 66° 33' S aż po biegun południo­wy występuje noc polarna, czyli noc trwająca dłużej niż 24 go­dziny - Słońce nie jest widoczne nad linią horyzontu; równo­leżnik 66° 33' S to koło podbiegunowe południowe;
- na biegunie południowym jest noc polarna;
- granica między dniem i nocą przebiega od koła podbieguno­wego północnego do koła podbiegunowego południowego. W dniu przesilenia letniego na półkuli północnej większe wysokości Słońca nad horyzontem w momencie południa słonecznego oraz dłuższy dzień powodują, że otrzymuje ona więcej energii słonecznej, jest zatem cie­plejsza - lato. Przeciwieństwem jest półkula południowa, gdzie Słońce świeci w południe na niższych wysokościach, a dzień jest krótszy od nocy - okres zimy.
Przesilenie letnie to dzień, w którym Słońce góruje w zenicie na szero­kości geograficznej najdalej wysuniętej na północ, w stosunku do równika, w ciągu roku.
Obliczanie szerokości geograficznej, na podstawie pomiaru wysokości Słońca w południe oraz wysokości Słońca dla znanej szerokości geograficznej, jest trudniejsze niż w dniu równonocy. Wysokość Słońca w momencie górowania obliczamy z zastosowaniem wzoru h = (90° - (p) ±23° 27', przy czym:
• dla wszystkich punktów położonych na północ od zwrotnika Raka dodamy wartość 23° 27', ponieważ o tyle stopni na północ od równika przesunęło się miejsce, gdzie Słońce w południe świeci w zenicie. Zatem o tyle stopni zwiększa się wysokość Słońca w południe we wszystkich punktach Ziemi położonych na północ od miejsca zenitu Słońca.
• dla wszystkich punktów położonych na południe od równika odej­mujemy wartość 23° 27', ponieważ o tyle stopni zmniejszyło się oświetlenie południowej części Ziemi w wyniku przesunięcia osi symetrii oświetlenia z równika w kierunku północy. Analogicznie li­czymy szerokość geograficzną poszczególnych miejsc, posługując się wzorem (p = (90° - h) ± 23° 27'.
Równonoc jesienna - 23 IX - pierwszy dzień astronomicznej jesieni na półkuli północnej i pierwszy dzień astronomicznej wiosny na półkuli południowej. Położenie Ziemi w jej ruchu dookoła Słońca jest identyczne jak w dniu równonocy wiosennej. Identyczne jest również jej oświetlenie. Dlatego sposób wyznaczania szerokości geograficznej na podstawie pomiaru wysokości Słońca jest rów­nież taki sam jak 21 marca. Inna natomiast jest sytuacja na biegu­nach - na biegunie północnym rozpoczyna się noc polarna, na południowym dzień polarny. Od dnia równonocy jesiennej do przesilenia zimowego systematycznie zwiększa się oświetlenie półkuli południowej i zmniejsza półkuli północnej.
Przesilenie zimowe - 22 XII - pierwszy dzień zimy na półkuli północnej i pierwszy dzień lata na półkuli południowej. W dniu przesilenia zimowego Słońce widoczne jest na tle gwiazdozbioru Koziorożca i świeci w zenicie na zwrotniku Koziorożca. Tak jak w dniu przesilenia letniego półkule północna i południowa nie są oświetlone tak samo. W dniu przesilenia zimowego półkula południowa jest oświetlona tak jak półkula północna w czasie przesilenia letniego. Natomiast półkula północna przyjmuje wszystkie cechy oświetlenia półkuli południowej z dnia 22 czerwca. Podobne „odwrócenie" wzorów ((p = 90° - h ± 23° 27'; h = 90° - (p ± 23° 27') stosujemy przy obliczaniu szerokości geograficznej punktu na podstawie pomiaru wysokości Słońca nad horyzontem w momencie górowania i obliczaniu wysokości Słońca dla miejsc o znanej szerokości geograficznej, tzn.
- dla wszystkich punktów położonych na północ od równika odejmujemy wartość 23° 27',
- dla wszystkich punktów położonych na południe od zwrotnika
Koziorożca dodajemy wartość 23° 27'.
Zróżnicowana w ciągu roku wysokość Słońca nad horyzontem w mo­mencie górowania na różnych szerokościach geograficznych, wynikająca ze stałego położenia osi ziemskiej, jest podstawą wydzielenia stref oświetlenia Ziemi.

17. Strefy oświetlenia Ziemi
Różnice w oświetleniu poszczególnych części Ziemi w ciągu roku są najlepiej widoczne w zestawieniu maksymalnych i minimalnych wysokości Słońca w momencie górowania na charakterystycznych szerokościach geo­graficznych.
Analizując powyższe zestawienie, stwierdzamy, że najwięcej cieplnej energii Słońca otrzymują obszary niskich szerokości geograficznych, natomiast w miarę przesuwania się w kierunku biegunów ilość dostarczanego ciepła maleje. Wynika to ze zmniejszającej się wysokości Słońca nad horyzontem w momencie górowania, a w ślad za tym mniejszej koncentracji promieni słonecznych na jednostkę powierzchni (patrz: rys. 12). Zróżnicowanie wa­runków oświetlenia układa się strefowo, przy czym granice stref wyznaczają zwrotniki i koła podbiegunowe. Biorąc pod uwagę dwie skrajne wysokości Słońca w południe, tj. 90° i 0°, na Ziemi można wyróżnić pięć stref oświe­tlenia:
międzyzwrotnikową - w której Słońce góruje w zenicie dwa razy w roku, a na każdym ze zwrotników raz w roku. Zwrotnik Raka i Koziorożca stanowią granicę tej strefy, ponieważ na północ lub południe od nich Słońce nigdy nie osiąga zenitu. Najmniejsze różnice wysokości Słońca w południe, w skali roku, występują na równiku i dochodzą do 23° 27'. Im dalej na północ i południe od równika, tym różnice te są większe - na zwrotnikach dochodzą do 46° 54'. Niewielkie w ciągu roku są także różnice długości dnia i długości nocy. Na zwrotnikach różnica ta sięga tylko 2 godzin i zmniejsza się wraz z szerokością geograficzną do zera, tak że na równiku dzień i noc trwaj ą zawsze po 12 godzin. Duże wysokości Słońca nad horyzontem oraz wyrównana długość dnia decydują o dużej ilości ciepła, dlatego strefa ta nazywana jest również strefą gorącą. Strefa międzyzwrotnikowa obejmuje ok. 40% powierzchni Ziemi.
dwie strefy podbiegunowe - obejmujące na obu półkulach obszary od kół podbiegunowych po bieguny. Granice tych stref wyznaczane są przez koła podbiegunowe, tj. równoleżniki, na których dzień lub noc może trwać 24 godziny. Zatem tylko w tych strefach występuje zjawisko dnia i nocy polarnej. Czas trwania dnia lub nocy polar­nej wzrasta w kierunku biegunów, tak że na biegunie trwają one po pół roku. W strefach podbiegunowych wysokości Słońca są niewielkie, co powoduje rozproszenie promieni słonecznych na większych po­wierzchniach, a tym samym niższą temperaturę. Dlatego strefy podbiegunowe nazywane są również zimnymi. Zajmują one nie­wielką powierzchnię Ziemi - ok. 8%.
dwie strefy umiarkowane - położone na obu półkulach między zwrotnikami a kołami podbiegunowymi. Słońce nigdy nie góruje tu w zenicie, nigdy również dzień lub noc nie trwa dłużej niż 24 godziny. Róż­nice między długością dnia i nocy rosną wraz ze wzrostem szero­kości geograficznej do kilku godzin. Duże różnice wysokości Słońca w momencie górowania między latem i zimą oraz duże zróżnico­wanie długości dnia zależnie od pory roku powodują duże różnice temperatur. W żadnej innej strefie oświetlenia nie ma tak wyraźnie zaznaczonych termicznych pór roku. Średnie roczne temperatury są wyższe niż w strefach podbiegunowych i zdecydowanie niższe niż w strefie międzyzwrotnikowej. Termicznie są to więc strefy umiar­kowane.

18. Kalendarz
Ruch obiegowy Ziemi jest przyczyną powtarzających się cyklicznie zjawisk astronomicznych, takich jak widomy ruch Słońca i Księżyca. Stały się one podstawą wyróżnienia jednostek czasu dłuższych od doby, czyli konstrukcji kalendarza;
Podstawową jednostką roku jest miesiąc i może być wyznaczony w opar­ciu o obserwację Księżyca lub Słońca. Jeśli podstawą wyznaczenia miesiąca jest okres obiegu Księżyca wokół Ziemi, mówimy o miesiącu synodycznym (księżycowym) trwającym 29 dni 12 godzin 44 minuty i 8 sekund. Okres obie­gu Księżyca wyznaczają jego poszczególne fazy. Miesiąc księżycowy to okres czasu upływający między dwoma takimi samymi fazami Księżyca, np. od jednego do drugiego nowiu. Miesiąc synodyczny umożliwił rachubę czasu już w VII w p.n.e. Powstał kalendarz księżycowy, w którym rok trwał 355 dni i był dzielony na 12 miesięcy. Do dziś kalendarz księżycowy stosowany jest w niektórych krajach muzułmańskich.
Okres pełnego obiegu Ziemi dookoła Słońca trwający 365 dni 5 godzin i 49 minut, wyznaczony na podstawie przejścia Słońca przez punkt Barana (miejsce przecięcia płaszczyzny ekliptyki z płaszczyzną równika w dniu równonocy wiosennej), nazywamy rokiem słonecznym (zwrotnikowym). Ponieważ w różnych okresach roku słonecznego Słońce widoczne jest na tle 12 gwiazdozbiorów, stąd rok podzielono na 12 miesięcy. W starożytności długość roku wyznaczono na 365 dni i nocy. Różnica między faktyczną długością obiegu Ziemi dookoła Słońca a długością roku kalendarzowego spowodowała rozbieżność między kalendarzem a obserwowanymi zjawiskami astronomicznymi i tym samym konieczność dokonania poprawek w rocznej rachubie czasu.
Kalendarz juliański - zreformowany w 45 r. p.n.e. przez Juliusza Cezara, stary kalendarz rzymski. Podstawą kalendarza juliańskiego jest rok trwający 365 dni i 6 godzin (o 11 minut dłuższy od roku zwrotnikowego). Według tego kalendarza rok zwyczajny liczył 365 dni, natomiast co 4 lata wyznaczono rok przestępny dłuższy o l dzień od roku zwykłego. Ustalono również liczbę dni w poszczególnych miesiącach, która obowiązuje do dziś. Według kalendarza juliańskiego rok zaczynał się w marcu (od punktu Barana). Dopiero za czasów Oktawiana Augusta początek roku przesunięto na l stycznia, tj. dzień obejmowania władzy przez konsulów rzymskich. Różnica między przyjętą długością roku ka­lendarzowego i roku zwrotnikowego powodowała narastanie roz­bieżności między kalendarzem i obserwowanymi zjawiskami astronomicznymi i w związku z tym konieczność kolejnej refor­my kalendarza. Dokonał jej w 1582 r. papież Grzegorz XIII.
Kalendarz gregoriański - zreformowany kalendarz juliański, w którym długość roku kalendarzowego jest większa od długości roku zwrotnikowego tylko o 26 sekund. Długość lat zwykłych i przestęp­nych pozostała taka sama. Zmianie uległa tylko zasada wyzna­czania lat przestępnych przełomu wieków, tzn. za lata przestępne uznaje się takie, których liczba po odjęciu dwu zer jest nadal podzielna przez 4. Np. lata 1700, 1800, 1900, nie były prze­stępnymi, choć wynikało to z czteroletniego cyklu następstwa'lat przestępnych. Rok 2000 natomiast był przestępnym, ponieważ 20 jest podzielne przez 4. W celu wyrównania narosłej różnicy między czasem liczonym według kalendarza juliańskiego a rokiem zwrotnikowym w 1582 r. opuszczono 10 dni, tj. po 4 października wpisano datę 15 października. Kalendarz gregoriański jest obec­nie niemal powszechnie stosowany. Polska przyjęła go w roku 1586.

19. System przyrodniczy Ziemi
System przyrodniczy Ziemi tworzą wyodrębnione w ciągu miliardów lat geosfery. W zależności od ich położenia w stosunku do powierzchni Ziemi można wyróżnić geosfery wewnętrzne i zewnętrzne. Geosferami wewnętrznymi są jądro i płaszcz Ziemi, natomiast zewnętrznymi atmosfera, hydrosfera, litosfera, biosfera i pedosfera.
We wszystkich wydzielonych geosferach zachodzą liczne procesy spo­wodowane różnorodnymi przyczynami. Natomiast między sferami zachodzi wymiana energii i materii. Geosfery zatem wzajemnie na siebie oddziaływują i wspólnie tworzą wewnętrznie spójny system przyrodniczy. System przyrodniczy Ziemi nie jest sumą wszystkich sfer lecz układem geosfer powiązanych między sobą relacjami przyczynowo-skutkowymi. Aby go zrozumieć należy:
• poznać budowę wszystkich geosfer i procesy w nich zachodzące,
• zrozumieć przyczyny, przebieg i skutki procesów zachodzących w poszczególnych geosferach,
• poznać związki przyczynowo-skutkowe warunkujące relacje między poszczególnymi sferami,
• zrozumieć, na czym polega przepływ energii i materii między sferami Ziemi,
• zrozumieć, że zmiany zachodzące w jednej geosferze znajdują odbicie w pozostałych.
Przyczyną wszelkich zmian zachodzących we wszystkich geosferach jest energia. W przypadku sfer zewnętrznych głównym jej źródłem jest promieniowanie słoneczne. Promieniowanie słoneczne decyduje o bilansie cieplnym Ziemi, wpływa na przebieg procesów kształtujących klimat, obieg wody w przyrodzie oraz rozwój biosfery. Z kolei warunki klimatyczne i hydrologiczne obszaru oraz organizmy żywe mają wpływ na przebieg zewnętrznych procesów rzeźbotwórczych. Ponieważ oświetlenie Ziemi zróżnicowane jest strefowo, to w ten sam sposób zróżnicowany jest przebieg procesów zachodzących na powierzchni Ziemi. W efekcie powstaje powłoka krajobrazowa również strefowo zróżnicowana.
Wewnętrzne sfery Ziemi pobierają energię z innego źródła. Jest nim ciepło wnętrza Ziemi. Ciepło to przedostaje się z jądra Ziemi ku jej po­wierzchni strumieniami, które powodują przemieszczanie się płyt litosfery a w konsekwencji zmiany w rozmieszczeniu lądów i mórz oraz powstawanie łańcuchów górskich. Z kolei zmiany w ukształtowaniu powierzchni powodują zmiany w przebiegu procesów klimatotwórczych i wpływają na obieg wody, przez co kształtuj ą biosferę i pedosferę.
W ten sposób wszystkie geosfery znajdują się w stanie równowagi. Równowaga ta może zostać zaburzona przez gospodarkę człowieka, jeśli będzie ona prowadzona bez znajomości lub zrozumienia mechanizmu funk­cjonowania systemu przyrodniczego Ziemi.

Atmosfera ziemska

Skład chemiczny atmosfery ziemskiej
Atmosfera ziemska jest mieszaniną gazów zwanych powietrzem atmosferycz­nym oraz zawieszonych w nim cząstek stałych i ciekłych zwanych aerozolami. W składzie powietrza atmosferycznego wyróżniamy składniki stale, tzn. zachowujące stały udział w objętości atmosfery i składniki zmienne, tj. takie, których ilość może być różna w zależności od czasu i badanej przestrzeni. Stale składniki atmosfery to:
• azot - zajmujący 78,09% objętości powietrza,
• tlen - 20,95% objętości powietrza,
• inne gazy, w tym szlachetne (argon, hel, krypton, ksenon, neon, wo­dór) tworzące ogółem ok. 1% objętości powietrza. Zmienne składniki atmosfery to:
• para wodna - występuje przede wszystkim w dolnej części atmosfery do wysokości 10 km. Jej zawartość zmienia się w zależności od miejsca i pory roku, np. nad obszarami morskimi może osiągać ok. 3,8 - 4,1%. Średnia zawartość pary wodnej w powietrzu wynosi 0,2 - 2,5%
• dwutlenek węgla (COz) - średnio w atmosferze zajmuje 0,03% objęto­ści, lecz w ostatnim wieku notuje się stały wzrost jego udziału, co wynika z tworzenia się tego gazu przy spalaniu paliw kopalnych. Dwu­tlenek węgla przepuszcza krótkofalowe promieniowanie Słońca, lecz zatrzymuje długofalowe promieniowanie powierzchni Ziemi, przez co powoduje wzrost temperatury. Dwutlenek węgla pochłaniany jest przez rośliny w procesie fotosyntezy, gdyż jest niezbędny do wzrostu masy organicznej roślin.
• ozon - skoncentrowany głównie na wysokości 20 - 30 km. Tworzy warstwę ochronną dla organizmów żywych, gdyż zatrzymuje pro­mieniowanie ultrafioletowe. W ostatnim czasie zaobserwowano roz­rzedzenie ozonu nad niektórymi obszarami Ziemi. Są to tzw. „dziu­ry ozonowe" powstające w wyniku uwalniania się chloru, który wchodzi w reakcję chemiczną z tlenem, co niszczy ozon.
• aerozole - pyłki roślin, bakterie, cząsteczki soli, kryształki lodu i soli morskiej, pyły wulkaniczne i przemysłowe. Występują w przyziemnej części atmosfery. Ich zawartość systematycznie rośnie.

Budowa atmosfery
Atmosfera wraz z wysokością zmienia swój skład chemiczny i cechy fizyczne - temperaturę, ciśnienie i gęstość powietrza. Odmienne są również zjawiska w niej zachodzące. Zmiany temperatury w przekroju pionowym atmosfery są podstawą wydzielenia warstw zwanych sferami. Mieszanie się powietrza powoduje, że nie można między nimi wyznaczyć wyraźnych, liniowych granic. Granicami są cienkie strefy przejściowe zwane pauzami. Ustalono, że nazwa pauzy pochodzi od nazwy sfery leżącej poniżej. Poczy­nając od powierzchni Ziemi, w atmosferze wydziela się kilka warstw:
• Troposfera - najniżej położona warstwa, której górną granicę wyznaczają pionowo wznoszące się prądy powietrza. Ich natężenie ulega zmianie w zależności od siły ciężkości, siły odśrodkowej (ruch obrotowy Ziemi) i temperatury powietrza (strefy oświetlenia Ziemi), zmieniających się w różnych szerokościach geograficznych. Dlatego troposfera sięga do wysokości 6 - 8 km nad biegunami, 10 - 11 km w średnich szerokościach geograficznych i 17 - 18 km nad równikiem. Najbardziej charakterystyczną cechą troposfery jest spadek temperatury wraz z wysokością średnio o 0,6° C na każde 100 m. Przy górnej grani­cy troposfery temperatura wynosi ok. -55 (-60)° C. Wraz z wysoko­ścią spada również ciśnienie średnio o l hPa na 11 metrów. Gęstość powietrza w troposferze jest bardzo duża, ponieważ skupia się w niej ok. 80% całej masy powietrza atmosferycznego oraz niemal 100% atmosferycznej pary wodnej i pyłów. Zachodzą tu procesy kształtujące pogodę i klimat, tj. kondensacja pary wodnej, tworzenie się chmur i powstawanie opadów oraz poziome i pionowe ruchy mas powietrza.
• Tropopauza - warstwa o grubości 0,5 - l km, temperaturze ok. -45 do -60° C (zależnie od szerokości geograficznej), ciśnieniu ok. 200 - 280 hPa.
• Stratosfera - sięga do wysokości ok. 50 km i skupia kilkanaście procent gazów atmosferycznych, dlatego powietrze jest tu bardzo rozrzedzone. W górnej części warstwy, pod wpływem promieniowania słonecznego, zachodzi przemiana tlenu w ozon. Koncentracja ozonu na wysokości 25 - 30 km pozwala wydzielić strefę ozonową, tzw. ozonosferę. Do wysokości ok. 25 km utrzymuje się niska temperatura powietrza, ok. -55° C, dopiero powyżej temperatura zaczyna wzrastać i dochodzi do 0°C przy górnej granicy stratosfery. Wzrost temperatury spowodo­wany jest pochłanianiem przez ozon promieniowania nadfioletowego. Promieniowanie nadfioletowe jest szkodliwe dla organizmów żywych, dlatego ozonosfera jest bardzo ważną warstwą chroniącą życie na Ziemi. W stratosferze, podobnie jak w troposferze, wraz z wysokością spada ciśnienie atmosferyczne do ok. l hPa przy górnej granicy war­stwy. W dolnej części stratosfery zachodzą bardzo silne, okrążające całą Ziemię, poziome ruchy powietrza zwane prądami strumienio­wymi. Mają one bardzo duże znaczenie, ponieważ przenoszą wszelkie­go rodzaju zanieczyszczenia i pyły oraz mają wpływ na kształtowa­nie się układów ciśnień w troposferze.
• Stratopauza - warstwa o grubości ok. 5 km, temperaturze 0°C i ciśnieniu rzędu 0,1-1 hPa, zawiera dość dużo ozonu.
• Mezosfera - występuje na wysokości 50 - 85 km. Charakteryzuje się stałym spadkiem temperatury wraz z wysokością do ok. -120°C oraz ciśnieniem rzędu 0,01 hPa.
• Mezopauza - warstwa o grubości ok. 5 km, temperaturze ok. -120°C i ciśnieniu 0,001 hPa.
• Termosfera - warstwa bardzo silnie rozrzedzonego powietrza rozciągająca się na wysokości od 90 km do 500 - 800 km (górna granica warstwy jest bardzo trudna do określenia, niektórzy autorzy wyznaczają ją nawet na wysokości 1000 km). Ciśnienie w termosferze jest bardzo niskie i na wysokości 500 km spada do l O'9 hPa. Tempe­ratura w termosferze gwałtownie rośnie i osiąga na wysokości 200 km + 400° C, a na wysokości 500 km ponad 1000° C. Wzrost temperatury jest spowodowany pochłanianiem promieniowania sło­necznego przez cząsteczkowy azot i tlen -jonizacja gazów. Dlatego w dolnej części warstwy wydzielono jonosferę, w której dochodzi do odbijania fal radiowych, co umożliwia łączność na całym świecie. Zjonizowane atomy azotu i tlenu świecą. Zjawisko to nazwano zorzą polarną. W jonosferze spalają się meteoryty czyli tzw. spadające gwiazdy.
• Egzosfera - zewnętrzna, bardzo słabo zbadana, warstwa atmosfery ziemskiej leżąca powyżej termosfery i stopniowo przechodząca w przestrzeń międzyplanetarną. W jej składzie chemicznym zmniejsza się zawartość tlenu i azotu, rośnie natomiast ilość wodoru i helu. Temperatura w egzosferze spada do -273° C. Ogromne rozrzedzenie gazów (ciśnienie spada do l O'10 hPa) pozwala na „ucieczkę" w prze­strzeń międzyplanetarną atomów wodoru, które tworzą na wysokości ok. 20 000 km tzw. koronę ziemską (geokoronę).

Bilans cieplny Ziemi
Głównym źródłem ciepła na Ziemi jest krótkofalowe promieniowanie słoneczne, które przechodząc przez atmosferę, ulega osłabieniu tak, że do powierzchni Ziemi dociera niewiele ponad jego połowę, tj. 52%. Pozostała część promieniowania jest pochłaniana przez ozon i chmury (15%) oraz od­bijana od chmur i rozproszona przez aerozole (33%). Natężenie promienio­wania padającego bezpośrednio na powierzchnię Ziemi zależy od wysoko­ści Słońca nad horyzontem, dlatego zmienia się ono w ciągu doby oraz w ciągu roku. Promieniowanie słoneczne docierające do powierzchni Ziemi jest od niej odbijane w 5% natomiast pozostałe 47% ulega pochłonięciu przez podłoże i przetworzeniu na ciepło, które Ziemia oddaje atmosferze w postaci promieniowania długofalowego.
Wypromieniowane przez Ziemię ciepło ogrzewa powietrze atmosferyczne głównie przez uwalnianie ciepła w czasie kondensacji pary wodnej (23%), pochłanianie promieniowania cieplnego (15%) oraz bezpośrednie przejmo­wanie ciepła i nagrzewanie się od podłoża (14%). W sumie Ziemia oddaje tyłe samo ciepła, ile otrzymuje. Gwarantuje to utrzymanie stałej średniej temperatury powierzchni Ziemi. Jest to tzw. równowaga cieplna Ziemi.

Czynniki kształtujące temperaturę powietrza
Wysokość temperatury oraz jej przestrzenny rozkład na Ziemi kształ­towane są przez wiele czynników. Do najważniejszych z nich należą:
• szerokość geograficzna - kulistość Ziemi powoduje, że promienie słoneczne padają na jej powierzchnię pod różnym kątem w różnych szerokościach geograficznych. Ponieważ ilość energii słonecznej docierającej do powierzchni Ziemi zależy od wysokości Słońca nad horyzontem, dlatego w szerokościach, gdzie promienie padają na powierzchnię pod największym kątem, temperatura jest najwyższa, natomiast na obszarach o niewielkim kącie padania promieni sło­necznych temperatura jest niska (patrz: Planeta Ziemia rozdz. Strefy oświetlenia Ziemi). Generalnie temperatura spada wraz ze wzrostem szerokości geograficznej średnio o 0,6°C na l ° szerokości.
• wysokość nad poziom morza - wraz ze wzrostem wysokości bez­względnych temperatura powietrza spada średnio o 0,6°C na każde 100 m. (Wyjaśnienie przyczyn spadku temperatury wraz z wysokością znajduje się w następnym rozdziale).
• rzeźba terenu (nachylenie i ekspozycja stoków) - stoki dosłoneczne maj ą wyższe temperatury. Na półkuli północnej są to stoki południowe natomiast na półkuli południowej - stoki północne. W obniżeniach terenu (doliny, kotliny) może zalegać zimne powietrze, ponieważ ma ono większy ciężar niż powietrze ciepłe. Temperatura powietrza w obniżeniu jest wtedy niższa niż na obszarach wyżej położonych. Zjawisko to nazywamy inwersją temperatury.
• prądy morskie - ciepłe prądy morskie podwyższają temperaturę powietrza, co jest szczególnie dobrze widoczne zimą w średnich i wyż­szych szerokościach geograficznych, zimne natomiast obniżaj ą tempe­raturę. Obniżanie lub podwyższanie temperatury powietrza na skutek działania prądów morskich zaznacza się przede wszystkim w strefie wybrzeży morskich.
• rodzaj podłoża - wpływ na temperaturę powietrza ma różnica szybkości nagrzewania się i oddawania ciepła przez ląd i wodę. Woda nagrzewa się wolniej niż ląd, wolniej też oddaje ciepło. Dlatego latem morze jest chłodniejsze od lądu, zimą natomiast cieplejsze.
• pokrycie terenu - szczególne znaczenie ma barwa i wilgotność podłoża, gdyż od nich zależy zdolność pochłaniania i odbijania promieniowania słonecznego. Stosunek promieniowania odbitego do całkowitego pro­mieniowania docierającego do powierzchni Ziemi nosi nazwę albedo. Ciemna powierzchnia podłoża ma większe zdolności pochłaniania promieniowania i oddawania ciepła atmosferze. Jeżeli jest niskie albedo to temperatura powietrza wysoka. Podłoże jasne, np. śnieg, lód, odbija większość promieniowania natomiast niewiele go pochła­nia - wysokie albedo, stąd temperatura powietrza nad tymi obszarami jest niska. Średnie albedo dla całej Ziemi wynosi 30 - 40%, dla bia­łego śniegu 95%, piasku 28% - 38%, zielonej trawy 20%, lasu liściastego 10% - 20%, wody 3% - 10%.
Wysokość temperatury powietrza nad danym obszarem zależy również od zachmurzenia i zanieczyszczenia atmosfery.

Pionowe zmiany temperatury powietrza
Zmiany temperatury powietrza atmosferycznego zależą nie tylko od wymienionych w poprzednim rozdziale czynników zewnętrznych. Są również wynikiem tzw. procesów adiabatycznych, czyli ochładzania powietrza na skutek wznoszenia się lub ogrzewania w wyniku opadania w dół, przy bra­ku wymiany ciepła z otoczeniem. Takie pionowe ruchy powietrza nazywa­my ruchami konwekcyjnymi.
Podczas wznoszenia się powietrza zachodzi jego rozprężanie - spadek ciśnienia i spadek temperatury. Jeśli powietrze nie zawiera pary wodnej, temperatura spada o 1°C na każde 100 m wysokości. Jest to suchoadiaba-tyczny spadek temperatury. Gdy wznoszące się powietrze jest wilgotne, spadek temperatury jest wolniejszy i wynosi 0.6° C na każde 100 m, ponie­waż para wodna w procesie kondensacji oddaje tzw. ciepło utajone. Spadek temperatury uwarunkowany kondensacją pary wodnej określa się jako wilgotnoadiabatyczny. W przyrodzie konwekcyjnym ruchom wznoszącym podlega najczęściej powietrze wilgotne. Dlatego spadek temperatury poniżej poziomu kondensacji jest suchoadiabatyczny natomiast powyżej tego pozio­mu - wilgotnoadiabatyczny.
Przy opadaniu powietrza dochodzi do jego sprężania, co powoduje wzrost ciśnienia w jednostce objętości i wzrost temperatury. W zstępującym ruchu powietrza zawsze zachodzą suchoadiabatyczne zmiany temperatury.

Dobowe i roczne zmiany temperatury powietrza
Temperatura powietrza przy powierzchni Ziemi zależy od ilości energii cieplnej wypromieniowanej przez podłoże. Ilość energii słonecznej docierającej do powierzchni Ziemi a następnie pochłanianej przez podłoże i przetwarzanej na długofalową energię cieplną zależy od długości nagrzewania oraz wyso­kości Słońca nad horyzontem. Obydwa wymienione czynniki zmieniają się w zależności od pory dnia i pory roku. W ciągu doby największy dopływ promieniowania słonecznego jest w momencie górowania Słońca nad horyzontem. Natomiast najwyższe temperatury występują po upływie l - 2 godzin od momentu południa sło­necznego, ponieważ w okresie popołudniowym nadal dostawy energii sło­necznej są większe od wypromieniowywania energii cieplnej z powierzchni gruntu, którego maksimum pojawia się z pewnym opóźnieniem w stosunku do południa słonecznego. Nocą Ziemia oddaje zmagazynowane w ciągu dnia ciepło, dlatego moment najniższej temperatury przypada na czas wschodu Słońca. Różnicę między najwyższą! najniższą temperaturą w cią­gu doby nazywamy dobową amplitudą temperatury powietrza. Wielkość dobowych amplitud temperatury zależy głównie od:
• szerokości geograficznej - najniższe są w szerokościach równikowych i podbiegunowych,
• pory roku - zdecydowanie większe amplitudy są latem, zimą niewielkie,
• zachmurzenia nieba - im większe zachmurzenie tym amplitudy niższe,
• rodzaju podłoża - niewielkie amplitudy występują nad obszarami morskimi, znacznie większe na terenach lądowych,
• pokrycia terenu - występowanie pokrywy roślinnej zmniej sza amplitudy,
• rzeźby terenu - wklęsłe formy terenu mają większe amplitudy dobowe niż tereny wypukłe.
Zmiany temperatury powietrza w ciągu roku są przede wszystkim skut­kiem zmian wysokości Słońca nad horyzontem. Podobnie jak w przypadku dobowych zmian temperatury, okresy występowania najwyższych i najniż­szych temperatur w ciągu roku są przesunięte w czasie w stosunku do momentów przesileń letniego i zimowego. Przesunięcie to jest większe nad obszarami morskimi (ok. 1,5 do 2 miesięcy) niż nad lądowymi (ok. l mie­siąca), co wynika z różnic w szybkości nagrzewania się i oddawania ciepła przez ląd i wodę. Różnicę między najwyższą i najniższą średnią miesięczną temperaturą powietrza nazywamy roczną amplitudą temperatury. Zróż­nicowanie wysokości rocznych amplitud temperatury zależy głównie od:
• szerokości geograficznej - ogólnie biorąc, amplitudy wzrastają wraz z szerokością geograficzną,
• odległości od wybrzeży morskich - na tej samej szerokości geograficz­nej amplitudy roczne wzrastają w miarę oddalania się od wybrzeży mor­skich,
• wysokości nad poziom morza - zmniejszają się wraz ze wzrostem wysokości.
W rocznym rozkładzie temperatur na Ziemi obserwuje się:
• strefowość termiczną odpowiadającą strefom oświetlenia Ziemi wy­rażającą się spadkiem temperatury wraz ze wzrostem szerokości geograficznej,
• wyższe temperatury nad obszarami lądowymi niż nad morzami w okresie letnim,
• niższe temperatury nad obszarami lądowymi niż nad morzami w okresie zimowym,
• największe różnice zmian temperatury w ciągu roku w umiarkowanych szerokościach geograficznych,
• najmniejsze roczne zmiany temperatury w szerokościach międzyzwrotnikowych i okołobiegunowych,
• niższe temperatury w ciągu całego roku na obszarach górskich,
• wpływ prądów morskich - zimnych obniżających i ciepłych podwyż­szających temperaturę w stosunku do średniej temperatury powietrza na danej szerokości geograficznej. W skali świata zanotowano następujące skrajne wartości temperatur:
• maksymalnych w: - Dżibuti +63 °C
- Al - Azizija (Libia) +58°C
- Death Yalley (Dolina Śmierci w USA) +57°C
• minimalnych w: - stacja „Wostok" (Antarktyda)-89,2° C
- Ojmiakon (Rosja) -71°C
Northice (Grenlandia) -6°C

Ciśnienie atmosferyczne
Rozkład temperatur na powierzchni Ziemi bezpośrednio wpływa na ciśnienie atmosferyczne, czyli siłę, z jaką słup powietrza naciska na jednostkę powierzchni w wyniku swego ciężaru. Ciepłe powietrze jest lekkie, stąd nad obszarami silnie nagrzanymi unosi się do góry, przez co zmniejsza się jego nacisk na podłoże i ciśnienie przy powierzchni ziemi jest niskie. Natomiast nad obszarami o niskich temperaturach, powietrze jest zimne i ciężkie. Duży ciężar powietrza nie pozwala mu na unoszenie się, przez co siła jego nacisku na powierzchnię jest duża, co jest równoznaczne z wyso­kim ciśnieniem atmosferycznym.
Wartość ciśnienia atmosferycznego obecnie mierzy się w hcktopaskalach (hPa). l hektopaskal to nacisk 100 niutonów na m2 powierzchni. Za normalne ciśnienie atmosferyczne uznaje się ciśnienie powietrza o temperaturze 0°C mierzone na poziomie morza na szerokości geograficznej 45°, które wynosi 1013 hPa.
Ciśnienie atmosferyczne zmniejsza się wraz z wysokością średnio o 11,5 hPa na każde 100 m., ponieważ zmniejsza się ciężar słupa powietrza wywierający nacisk na jednostkę powierzchni. Dlatego na mapach przedstawia się ciśnienie zredukowane do poziomu morza za pomocą izobar, tj. linii o jednakowej wartości ciśnienia. Jeśli izobary tworzą zamknięte kręgi, mamy do czynienia z następującymi ośrodkami barycznymi:
• niż baryczny (cyklon) - gdy wartości izobar spadają w kierunku środka układu i ciśnienie w jego centrum jest najniższe,
• wyż baryczny (antycyklon) - gdy wartości izobar wzrastają ku środkowi, a ciśnienie w centrum układu ma największą wartość.

Ruch powietrza w ośrodkach barycznych
W ośrodkach wysokiego i niskiego ciśnienia powietrze znajduje się w ciągłym ruchu. Są to ruchy:
• pionowe - wstępujące w niżu barycznym lub zstępujące w ośrodku wyżowym,
• poziome - wywołane różnicą ciśnienia istniejącą między centrum układu barycznego i jego peryferycznymi obszarami. Ponieważ po­wietrze dąży do wyrównania różnicy ciśnienia, stąd w wyżu atmos­ferycznym przemieszcza się od centrum na zewnątrz układu, w niżu odwrotnie.
Poziomy ruch powietrza w ośrodkach barycznych pozostaje pod wpły­wem siły Coriolisa, która powoduje skręt przepływających strumieni po­wietrza w prawo lub w lewo.
Poziomy ruch powietrza spowodowany wyrównywaniem różnicy ciśnienia atmosferycznego nazywamy wiatrem. Dążność powietrza atmosferycznego do stanu równowagi powoduje, że wiatr wieje zawsze od ciśnienia wyższego w kierunku ciśnienia niższego. Ze względu na miejsce powstawania wiatru wyróżniamy:
• wiatry cyklonalne - wiejące w obrębie niżu barycznego,
• wiatry antycyklonalne - powstające w ośrodkach wysokiego ciśnienia,
• wiatry wiejące z ośrodków wyżowych w kierunku ośrodków niskiego ciśnienia.
Ostatni z wymienionych rodzajów wiatrów można podzielić na kilka typów w zależności od kierunku wiatru, tzn. kierunku z którego wiatr wieje na:
• okresowo-zmienne - zmieniające okresowo swój kierunek na prze­ciwny, wiejące w cyklu dobowym lub rocznym,
• zmienne - nazywane inaczej lokalnymi, zmieniające swój kierunek zależnie od lokalnych układów ciśnienia,
• stale - nie zmieniające kierunku w ciągu całego roku.
Prędkość wiatru zależy od różnicy ciśnienia -jest tym większa im wyższa jest różnica ciśnień. Prędkość wiatru mierzy się w stopniach skali Beauforta, która może mieć 10°, jeśli odnosi się do stanu morzą, lub 12°, gdy uwzględnia prędkość wiatru na lądzie.

Rodzaje wiatrów
Wiatry okresowo zmienne powstają na obszarach kontaktu powierzchni lądowych i wodnych w wyniku różnicy w szybkości nagrzewania się i od­dawania ciepła przez wodę i ląd.
Powierzchnia lądowa szybko się nagrzewa, dlatego latem i w ciągu dnia ma wyższą temperaturę — wytwarza się nad nią ośrodek niskiego ciśnienia. Ląd równie szybko traci ciepło, co jest przyczyną powstawania nad nim ośrodków wyżowych w okresie zimy i nocy. Natomiast woda ma znacznie większą pojemność cieplną- wolno się nagrzewa i długo utrzymuje ciepło. Latem i w ciągu dnia jest więc chłodniejsza od lądu, dlatego powstaje nad nią strefa podwyższonego ciśnienia; natomiast zimą lub w ciągu nocy jest cieplejsza i tworzą się nad nią ośrodki niżowe.
Wiatry okresowo-zmienne zmieniają cyklicznie kierunek w zależności od położenia ośrodków wysokiego i niskiego ciśnienia. Latem lub w ciągu dnia wieją w kierunku lądu, zimą lub w ciągu nocy w kierunku zbiornika wodnego. Za wiatry okresowo-zmienne uznaje się:
• bryzę - zmieniającą kierunek na przeciwny w cyklu dobowym, po­wstającą wzdłuż wybrzeży morskich i innych większych zbiorników wodnych, mającą zasięg kilku lub kilkunastu kilometrów,
• monsun - wiatr zmieniający kierunek w rytmie rocznym obejmujący ogromne obszary kontynentalne i oceaniczne. W klasycznej postaci występują w Azji południowej i wschodniej. Według najnowszych badań przyczyną powstawania monsunów nie jest jedynie różnica temperatur (tak jak w przypadku bryzy), lecz są one częścią ogólnej cyrkulacji atmosfery (patrz: rozdz. Ogólna cyrkulacja atmosfery). Za potwierdzenie tej tezy uznaje się brak w cyrkulacji monsunowej gór­nych prądów powietrza.
• wiatry górskie i dolinne - zmieniają swój kierunek w rytmie dobowym i są wywołane różnicą ciśnień powstałą na skutek różnicy temperatur powietrza przylegającego do stoku i zalegającego w dnie doliny. W ciągu dnia powietrze na stokach nagrzewa się szybciej i jako lżejsze unosi się do góry, a w jego miejsce napływa chłodniejsze powietrze z dna doliny - wiatr dolinny. Nocą wiatr zmienia kierunek, ponieważ powietrze na stoku ulega silnemu wychłodzeniu i jako ciężkie spływa wzdłuż stoku w dół - wiatr górski.
Wiatry dolinne i górskie w niektórych klasyfikacjach zalicza się także do wiatrów lokalnych, do których należą również:
• fen - wiatr powstający wtedy, gdy na drodze powietrza przemieszczają­cego się od ośrodka wysokiego ciśnienia w stronę niżu, znajduje się bariera górska. Powietrze musi wtedy wznosić się do góry wzdłuż stoku. W trakcie wznoszenia para wodna w nim zawarta ulega kon­densacji, a temperatura spada średnio o 0,6°C na 100 m (adiabata wilgotna), tworzą się chmury i powstaje opad atmosferyczny. Po przekroczeniu bariery górskiej powietrze jest już suche i zimne. Opada zatem w dół, ogrzewając się suchoadiabatycznie średnio o 1°C na każde 100 m. Opadający w dół wiatr fenowy jest suchy, ciepły i porywisty. Wiatry tego typu r3sząróżne nazwy, np. w Alpach - fen, w Tatrach - halny, w Górach Skalistych - chinook, w Andach - zonda.
• wiatry spływowe - powstają, gdy nad obszarami niezbyt wysokich gór zalega zimne i ciężkie powietrze, które spływa ku niżej położonym, cieplejszym obszarom. Wiatry spływowe są chłodne i bardzo silne. Noszą różne nazwy, np. bora na wybrzeżu Adriatyku, mistral w dolinie Rodanu, cierzo w Hiszpanii, koszawa na Nizinie Węgierskiej, nyk na Alasce.
• cyklony tropikalne - nazywane regionalnie: tajfunami, huraganami i willy-willy. Powstają nad obszarami oceanicznymi o temperaturze powyżej 25°C, w niskich szerokościach geograficznych (do 25°), w wyniku gwałtownego spadku ciśnienia. W centralnej części tworzy się tzw. oko cyklonu o średnicy 20 - 30 km, bardzo niskim ciśnieniu (ok. 960 hPa) i bardzo silnych prądach wstępujących. Różnica ciśnień między okiem cyklonu a jego skrajnymi obszarami wynosi kilkadziesiąt hPa, co powoduje niezwykle silny wiatr. Cyklony tropikalne prze­suwają się z prędkością 10-20 km/godz. i po dotarciu do lądu naj­częściej zanikają.
• trąby (wiry) powietrzne - tworzą się w niskich i umiarkowanych szerokościach geograficznych. Są krótkotrwałym zjawiskiem o nie­wielkich rozmiarach przestrzennych (kilkaset metrów średnicy). Różnica ciśnienia między centrum i skrajem wiru dochodzi do 100 hPa, co powoduje powstanie silnego ruchu wirowego powietrza i wiatru o bardzo dużej prędkości. Wiry powietrzne mogą tworzyć się nad obszarami lądowymi - (trąby powietrzne) i morskimi - (trąby wodne). Katastrofalnym dla człowieka wiatrem tego typu jest tornado po­wstające w Ameryce Północnej.

Rozkład ciśnienia na Ziemi
Dążność powietrza do wyrównywania różnic ciśnienia powoduje, że wyże baryczne słabną, niże natomiast wypełniają się. Mimo tego procesu w rozkładzie ciśnień na Ziemi można wyróżnić strefy obniżonego lub pod­wyższonego ciśnienia utrzymujące się na danym obszarze przez dłuższy okres czasu. Należą do nich:
• międzyzwrotnikowa (równikowa) strefa niskiego ciśnienia — w lipcu tworzy rozległą strefę niżową przesuniętą nieznacznie na północ od równika, w styczniu niże - Południowoamerykański, Południowo­afrykański i Australijski - łączą się w szerokościach równikowych, tworząc wyraźny pas niskiego ciśnienia.
• podzwrotnikowa strefa wysokiego ciśnienia - na półkuli północnej tworzą ją w ciągu całego roku Wyż Azorski i Wyż Hawajski, które w styczniu łączą się z Wyżem Wschodnioazjatyckim i Północnoame­rykańskim. W lipcu wyże nad oceanami rozrastają się i przesuwają na północ, natomiast nad południową częścią Azji tworzy się ośrodek niżowy. Na półkuli południowej pas wysokiego ciśnienia tworzą przez cały rok wyże: Południowopacyficzny, Południowoatlantycki i Południowoindyjski wzmocnione w lipcu przez Wyż Australijski.
• strefa obniżonego ciśnienia umiarkowanych i subpolarnych sze­rokości geograficznych - jest bardziej zwarta na półkuli południowej, mimo że nie posiada wyraźnych ośrodków niskiego ciśnienia. Na półkuli północnej zwarty pas obniżonego ciśnienia tworzy się jedynie w lipcu - niże: Islandzki, Aleucki, Północnokanadyjski, Północnoame­rykański. W styczniu strefa ta jest rozerwana wyżami - Syberyjskim, Kanadyjskim i Północnoamerykańskim.
• strefa wyżów okolobiegunowych - wyraźnie zaznaczona w ciągu całego roku - Wyż Grenlandzki i Wyż Antarktyczny.
Wymienione strefy stałego rozkładu ciśnień na Ziemi są przyczyną występowania stałych wiatrów, czyli wiatrów wiejących przez cały rok w tym samym kierunku. Należą do nich pasaty wiejące w szerokościach międzyzwrotnikowych, zachodnie wiatry umiarkowanych szerokości geo­graficznych i wiatry wiejące od biegunów w kierunku niższych szerokości.
Kierunek stałych wiatrów wiejących przy powierzchni Ziemi jest kształtowany przez ruch obrotowy Ziemi, który powoduje, że w różnych szerokościach geograficznych prędkość obrotu dolnych warstw atmosfery różni się od prędkości punktów położonych na powierzchni Ziemi. W niskich szerokościach podłoże porusza się szybciej od powietrza, co jest przyczyną skręcania pasatów na południowy zachód na półkuli północnej i północny zachód na półkuli południowej. W szerokościach zwrotnikowych prędkość powietrza i powierzchni Ziemi jest taka sama, natomiast w wysokich szero­kościach powietrze porusza się szybciej niż podłoże, dlatego wiatry wiejące od zwrotników w kierunku wyższych szerokości przybierają kierunek zachodni. W wyżach okołobiegunowych przeważa przemieszczanie się powietrza ze wschodu na zachód.
Stałe wiatry wiejące przy powierzchni Ziemi są elementem ogólnej cyrkulacji powietrza atmosferycznego.

Ogólna cyrkulacja atmosfery
Zróżnicowanie ciśnienia (rozkład stałych ośrodków barycznych) spowo­dowane różnicą nagrzewania się powierzchni Ziemi, powoduje krążenie powietrza w różnych szerokościach geograficznych, co nazywamy ogólną cyrkulacją atmosfery. Na Ziemi wyróżniamy następujące strefy cyrkulacji powietrza atmosferycznego:
• międzyzwrotnikową - w której silnie nagrzane powietrze w rejonie równika unosi się do góry (konwekcja), co powoduje powstanie strefy obniżonego ciśnienia przy powierzchni Ziemi. W trakcie wznoszenia powietrze ulega adiabatycznemu ochłodzeniu do -70 (-80°C) - zwięk­sza się wówczas jego ciężar. W górnej troposferze powstaje ośrodek wysokiego ciśnienia, z którego powietrze rozchodzi się w kierunku północnym i południowym w postaci zimnych prądów zwanych anty-pasatami. Prądy te, będąc pod wpływem siły Coriolisa, na szeroko­ściach podzwrotnikowych (ok. 30°) zmieniają kierunek na przybliżony do zachodniego. W szerokościach tych ze względu na stały napływ powietrza znad równika, mniejszy obwód Ziemi i mniejszą grubość troposfery powietrze zagęszcza się a zimne jego masy opadaj ą w dół, tworząc przy powierzchni Ziemi zwrotnikowe strefy podwyższonego ciśnienia. Z wyżów zwrotnikowych powietrze przemieszcza się w kierunku równika - pasaty, tworząc zamknięty krąg cyrkulacji. Ten zamknięty układ krążenia zwany cyrkulacją pasatową przesuwa się w ciągu roku wraz ze zmianami szerokości geograficznej, w której Słońce góruje w zenicie, tj. o kilkanaście stopni na północ lub południe. W górnych warstwach troposfery i w dolnej stratosferze, w szeroko­ściach geograficznych 30 - 40° tworzą się tzw. prądy strumieniowe zasilane powietrzem z antypasatów i powietrzem napływającym z wyższych szerokości geograficznych. Okrążają one całą Ziemię z prędkością ok. 200 - 300 km/godz. z zachodu na wschód. Uznaje się je jako składową część ogólnej cyrkulacji atmosfery.
• dwie strefy umiarkowanych szerokości geograficznych - w których na szerokości ok. 60° następuje zetknięcie się zimnego powietrza napływającego z wyżów okołobiegunowych z ciepłym strumieniem powietrza pochodzącego ze zwrotnikowych ośrodków wysokiego ci­śnienia. Zimne, ciężkie powietrze wypycha do góry lżejsze ciepłe masy - powstaje pionowy prąd wstępujący, a przy powierzchni Ziemi strefa obniżonego ciśnienia. Ponieważ zimne powietrze porusza się ze wschodu na zachód, ciepłe natomiast w kierunku odwrotnym, w strefie ich styku powstają zawirowania. Dzielą one strefę niskiego ciśnienia na pojedyncze ośrodki niżowe, przesuwające się na wschód. Kierunek wiatru w tych wędrownych niżach jest zmienny. Krążenie powietrza w strefach umiarkowanej i międzyzwrotnikowej jest zakłócone cyrkulacją monsunową (patrz: rozdz. Rodzaje wiatrów).
• dwie strefy okołobiegunowe - w których przy powierzchni Ziemi występuje antycyklonalny ruch powietrza przesuwającego się z centrum biegunowego ośrodka wyżowego w kierunku umiarkowanych szero­kości geograficznych.
Ogólna cyrkulacja atmosfery stanie się bardziej zrozumiała, kiedy uświadomimy sobie, że w górnych warstwach troposfery rozkład ciśnienia jest odmienny niż przy powierzchni Ziemi. Generalnie na dużych wysoko­ściach (8-10 km) nad obszarami ciepłymi ciśnienie jest względnie pod­wyższone, nad obszarami chłodnymi względnie obniżone.

Masy powietrza
Globalna cyrkulacja atmosfery powoduje powstawanie wokół Ziemi różnorodnych mas powietrza. Masą powietrza nazywamy wycinek troposfery charakteryzujący się dużą jednorodnością cech fizycznych, takich jak tem­peratura i wilgotność. Masa powietrza zalegająca dłuższy czas np. kilka dni nad danym obszarem nabiera cech tego obszaru. Przykładowo masa formu­jąca się w rejonie bieguna charakteryzuje się niską temperaturą, masa powietrza kształtująca się nad podłożem oceanicznym nabiera wilgoci. Obszary, nad którymi kształtują się masy powietrza, to obszary źródłowe. Ze względu na różne cechy fizyczne mas oraz odmienne położenie obszarów źródłowych istnieją różne klasyfikacje mas powietrza: termiczna, wilgotnościowa, geogra­ficzna. Podział mas powietrza ze względu na temperaturę:
• ciepła masa powietrza (pc) - to powietrze, które przemieszczając się nad danym obszarem, oddaje ciepło podłożu - stopniowo się ochładzając. Równocześnie wzrasta jego wilgotność względna i obniża się poziom kondensacji pary wodnej, co powoduje powstawanie chmur warstwowych oraz niewielkich opadów i mgieł.
• zimna (chłodna) masa powietrza (pch) - powietrze chłodne, które ogrzewa się od podłoża, pobierając z niego ciepło. Powoduje to po­wstawanie prądów konwekcyjnych, chmur kłębiastych, przelotnych opadów i zmiennego zachmurzenia nieba. Podział mas powietrza ze względu na zawartość pary wodnej i rodzaj pod­łoża obszaru źródłowego:
• morska masa powietrza (pm) - kształtuje się nad obszarami morskimi, stąd zawiera dużą ilość wilgoci. Napływ morskich mas powietrza powoduje powstawanie chmur i opadów atmosferycznych, latem ochłodzenie a zimą podwyższenie temperatury.
• kontynentalna masa powietrza (pk) - sucha masa powietrza kształtu­jąca się nad obszarami lądowymi, przynosząca bezchmurną pogodę i duże spadki temperatury w okresie zimowym. Podział mas powietrza ze względu na położenie geograficzne obszarów źródłowych:
• powietrze arktyczne i antarktyczne (PA) - kształtując się nad obszarami biegunowymi, może występować w odmianie morskiej (PAm) i kontynentalnej (PAk). Arktyczne i antarktyczne masy cha­rakteryzują się niskimi temperaturami i niewielką wilgotnością oraz dużą przezroczystością powietrza.
• powietrze polarne (PP) - powstaje w umiarkowanych szerokościach geograficznych nad obszarami morskimi (PPm) i lądowymi (PPk). W zależności od pory roku PPm i PPk może być masą ciepłą lub chłodną.
• powietrze zwrotnikowe (PZ) - obszary źródłowe tego powietrza występuj ą w strefie wyżów zwrotnikowych. Niezależnie od odmiany morskiej (PZm) czy lądowej (PZk) powietrze zwrotnikowe jest ciepłe i o obniżonej przezroczystości.
• powietrze równikowe (PR) - kształtuje się w strefie równikowego pasa obniżonego ciśnienia, posiada wysoką temperaturę i wilgotność niezależnie od miejsca tworzenia się (obszary morskie i lądowe). Masy powietrza równikowego przynoszą gwałtowny rozwój chmur, ulewy i burze.
Zróżnicowanie oświetlenia Ziemi w ciągu roku powoduje zmiany położenia głównych geograficznych mas powietrza oraz wielkość zajmowanego przez nie obszaru tak na półkuli północnej, jak i południowej. Przeważający nad danym obszarem, określony rodzaj masy powietrza kształtuje stany pogody tego obszaru i w konsekwencji cechy jego klimatu.

Rodzaje frontów atmosferycznych
Frontem atmosferycznym - nazywamy strefę przejściową między dwoma różnymi masami powietrza, w której obserwuje się dużą dynamikę atmosfery, tj. szybkie zmiany temperatury, ciśnienia i wilgotności. Strefa frontowa przy powierzchni ziemi dochodzi z reguły do kilkudziesięciu kilometrów szerokości, podczas gdy jej długość może wynosić tysiące ki­lometrów. Wyróżnia się fronty:
• główne - rozdzielające główne (geograficzne) masy powietrza zalegają­ce nad kulą ziemską,
• wtórne - występujące w tej samej geograficznej masie powietrza na
styku powietrza, np. morskiego i kontynentalnego. Główne fronty atmosferyczne nazywane są również klimatologicznymi. Należą do nich fronty:
• arktyczny i antarktyczny - oddzielający masy powietrza arktycznego lub antarktycznego od mas powietrza polarnego,
• polarny - oddzielający powietrze polarne od zwrotnikowego, wystę­pujący na półkuli północnej i na półkuli południowej,
• równikowy (międzyzwrotnikowy) - rozdziela dwie masy powietrza równikowego, które w miarę oddalania się od równika nabierają cech powietrza zwrotnikowego.
Główne fronty atmosferyczne zmieniają swoje położenie w różnych porach roku, zależnie od przemieszczania się geograficznych mas powietrza.
Warstwa powietrza w strefie frontu atmosferycznego jest nachylona do powierzchni Ziemi pod bardzo małym kątem. Kształt tego nachylenia może być jednak różny i zależy od tego, czy ciepła masa powietrza wślizguje się po masie powietrza chłodnego (front ciepły) czy też masa powietrza zimnego wypiera powietrze ciepłe (front zimny).
Front ciepły - ciepła masa powietrza wślizguje się po masie chłodnej - linia frontu przesuwa się w stronę powietrza chłodniejszego. Powie­trze ciepłe wznosi się wolno wzdłuż nachylonej powierzchni frontu i adiabatycznie się ochładza. Następuje kondensacja znajdującej się w nim pary wodnej i tworzenie się chmur - najwcześniej pierzastych później warstwowych i warstwowo-kłębiastych, z których tworzy się długotrwały opad o małym natężeniu, np. mżawka. Ciśnienie atmos­feryczne wolno się obniża a temperatura wzrasta. Strefa ciepłego frontu atmosferycznego przemieszcza się nad danym punktem w ciągu kilkunastu godzin.
Front zimny - powietrze chłodne przemieszcza się w stronę powietrza ciepłego i zajmuje jego miejsce. Ciężkie, chłodne powietrze (przesu­wając się przy powierzchni ziemi) wypiera ciepłe powietrze ku górze, które ochładzając się adiabatycznie, powoduje wzrost kondensacji pary wodnej i powstawanie chmur, głównie kłębiastych. Powstaje krótki, ulewny opad atmosferyczny, któremu latem mogą towarzyszyć burze. Ciśnienie atmosferyczne wzrasta, a temperatura szybko się obniża. Czas przemieszczania się frontu zimnego jest krótszy niż ciepłego i trwa kilka godzin.
Front zokludowany - powstaje w wyniku nałożenia się frontu zimnego na wolniej przesuwający się front ciepły. W strefie frontu zokludo-wanego stykają się trzy masy powietrza - ciepła wyparta do góry i dwie różniące się temperaturą masy powietrza chłodnego przy powierzchni ziemi. Okluzji towarzyszą zjawiska meteorologiczne charakterystyczne dla frontu ciepłego lub zimnego.

Wilgotność powietrza atmosferycznego
Krążenie powietrza oraz jego temperatura wpływają na obieg wody w atmosferze. Pod wpływem temperatury paruje woda z powierzchni mórz, jezior, rzek, gleby, organizmów żywych i dostaje się do atmosfery w postaci pary wodnej. Zawartość pary wodnej w powietrzu określa się jako jego wilgotność, przy czym wyróżniamy:
• wilgotność bezwzględną - tj. zawartość pary wodnej w jednostce objętości (g /m3), która zależy od ilości parującej wody, intensywności parowania i temperatury. Wzrost temperatury powoduje wzrost obję­tości powietrza (powiększenie przestrzeni między jego cząsteczkami) i możliwość wchłonięcia większej ilości pary wodnej. Dlatego naj­większą wilgotność bezwzględną ma ciepłe powietrze strefy około-równikowej, najmniejszą zimnych stref okołobiegunowych. Powietrze o określonej temperaturze może wchłaniać parę wodną do momentu nasycenia.
• wilgotność względną - będącą miarą nasycenia powietrza parą wodną, czyli procentowy stosunek udziału pary wodnej w powietrzu do maksymalnej ilości pary, jaką powietrze o danej temperaturze może wchłonąć. Wilgotność względna powietrza nasyconego wynosi 100%.
Gdy temperatura powietrza nasyconego spadnie, nastąpi przesycenie parą wodną. Nadmiar pary musi być z powietrza usunięty - para wodna ulega skropleniu, czyli kondensacji. Temperatura, przy której para wodna skrapla się, nazywana jest temperaturą punktu rosy. Spadek temperatury do punktu rosy może wystąpić:
• w czasie nocnego wychłodzenia podłoża, które pokryje się wtedy osadem atmosferycznym;
• w konwekcyjnych ruchach wznoszących, gdzie zachodzi adiabatyczny spadek temperatury powietrza. Wysokość, na której dochodzi do kondensacji pary wodnej, to poziom kondensacji. Jeśli znajdują się tutaj jądra kondensacji (tj. maleńkie cząsteczki soli, pyłki roślin i inne aerozole), to para wodna osiada na nich w postaci małych krope­lek wody lub kryształków lodu - tworzą się chmury. Chmury mogą powstawać na różnych wysokościach i mieć bardzo różno­rodne kształty. Wygląd zewnętrzny chmur był podstawą ich podziału na trzy grupy:
• kłębiaste (Cumulus)
• warstwowe (Stratus)
• pierzaste (Cirrus)
Poza wymienionymi istnieje wiele różnorodnych rodzajów chmur mie­szanych, będących rozmaitymi połączeniami chmur podstawowych grup (wymienionych wyżej).
Ze względu na wysokość występowania wyróżniamy chmury:
• wysokie - do których należą chmury pierzaste, warstwowo-pierzaste i kłębiasto-pierzaste,
• średnie - wśród których przeważają chmury warstwowe,
• niskie - warstwowe i kłębiasto-warstwowe,
• o budowie pionowej tzw. cumulonimbusy, rozbudowane pionowo w wymienionych wyżej piętrach.
Wysokość chmur wszystkich wymienionych rodzajów nie jest taka sama w różnych szerokościach geograficznych, gdyż zależy od zmieniającej się południkowe grubości troposfery.
Specyficzną odmianą chmur są mgły, będące zbiorowiskiem kropelek wody zawieszonych w powietrzu tuż nad powierzchnią ziemi. Mgła powstaje, gdy kondensacja pary wodnej zachodzi w wychłodzonej, przyziemnej war­stwie powietrza.

Genetyczne typy i rodzaje opadów atmosfe­rycznych
Chmury są zbudowane z bardzo drobnych kropelek wody lub kryształków lodu, które łączą się ze sobą, powiększając swoje rozmiary i ciężar. Gdy ich ciężar przewyższa siłę wstępujących prądów powietrza, krople spadają na powierzchnię ziemi w postaci opadu atmosferycznego. Opad atmosferyczny może powstać tylko w warunkach występujących w wznoszących ruchach powietrza. Ze względu na różne przyczyny wywołujące ruch wstępujący wydzielamy następujące genetyczne typy opadów:
• konwekcyjne - spowodowane wznoszeniem się i ochładzaniem po­wietrza nagrzanego od podłoża i tworzeniem się ośrodka niskiego ci­śnienia przy powierzchni Ziemi,
• frontalne - wywołane wznoszeniem ciepłego powietrza w strefie frontów atmosferycznych (patrz: rozdz. Rodzaje frontów atmosfe­rycznych),
• orograficzne - wymuszone ukształtowaniem terenu, gdy powietrze ochładza się w trakcie wznoszenia po dowietrznych stokach gór. Opady atmosferyczne powstają tylko z niektórych rodzajów chmur - warstwowych piętra niskiego i średniego oraz kłębiastych rozbudowanych pionowo. Nie pada natomiast z chmur pierzastych i kłębiastych piętra śred­niego. W zależności od wysokości, na której powstaje opad atmosferyczny i temperatury powietrza przy powierzchni podłoża opad może mieć postać:
• mżawki - powolnego, gęstego opadu kropelek wody o średnicy 0,05 - 0,5 mm tworzącego się w niskich chmurach warstwowych przy słabych ruchach wstępujących,
• deszczu - kropelek wody o średnicy powyżej 0,5 mm,
• śniegu - płatków tj. zrośniętych ze sobą kryształków lodu powstają­cych wtedy, gdy temperatura w chmurze dającej opad spada poniżej 0°C - im niższa temperatura, tym płatki śniegu są mniejsze,
• krupy śnieżnej i lodowej - kulistych, nieprzezroczystych ziarenek lodowych o średnicy 2-5 mm powstających w niskich chmurach przy temperaturze ok. 0°C z zamarzających kropelek wody,
• gradu - nieforemnych bryłek lodu o średnicy 5-50 mm i większej powstających w ciepłej porze roku w pionowo rozbudowanych chmurach. Grad tworzy się na bardzo dużych wysokościach troposfery, jest opadem przelotnym zazwyczaj połączonym z burzą.
Kondensacja pary wodnej przy powierzchni ziemi powoduje powstanie
osadów atmosferycznych:
• rosy - kropelek wody osadzonych na silnie chłodzonym podłożu,
• szronu - kryształków lodu powstających na podłożu o temperaturze poniżej 0°C,
• szadzi (sadzi) - igiełek lodowych osadzonych na przedmiotach (drzewach) i gruncie, tworzących się w trakcie zamarzania przechłodzonej mgły,
• gołoledzi - warstwy lodu na oziębionej powierzchni ziemi, tworzą­cej się w wyniku natychmiastowego zamarzania kropli deszczu lub mżawki.

Strefy opadowe na Ziemi
Średnia roczna suma opadów dla całej Ziemi wynosi ok. 850 mm. Opady przedstawia się na mapach za pomocą izohiet. Analizując ich układ, można stwierdzić wyraźną strefowość opadów nawiązującą do układu temperatur i stałych ośrodków ciśnienia - ogólnej cyrkulacji atmosfery. Przesuwając się od równika w kierunku biegunów, wyróżniamy następujące strefy opadowe:
• okołorównikową- sięgającą do 10° szerokości geograficznej północnej i południowej, w której roczna suma opadów wynosi ponad 2000 mm. Przeważają tu opady typu konwekcyjnego - stała strefa obniżonego ciśnienia. W ciągu całego roku silne prądy wznoszące powodują powstawanie chmur kłębiastych, z których każdego dnia w godzinach popołudniowych spada ulewny deszcz. Intensywność opadów zwięk­sza się wiosną i jesienią- deszcze zenitalne.
• podrównikową (10° - 20°) - z roczną sumą opadów 500-1000 mm padających w porze deszczowej trwającej ok. 4 miesięcy. Pora desz­czowa przypada na okres najwyższego położenia Słońca, który na półkuli północnej przypada na czerwiec, a południowej na grudzień.
• zwrotnikową (20° - 30°) - charakteryzującą się bardzo małymi opa­dami - poniżej 250 mm (w głębi kontynentów ok. 100 mm). Przyczyną minimalnych opadów są stałe wyże zwrotnikowe, w których powietrze znajduje się w ruchu zstępującym. Nie ma więc możliwości konden­sacji pary wodnej. Strefa zwrotnikowa to strefa pustynna, zarówno na półkuli północnej, jak i południowej.
• podzwrotnikową (30° - 40°) - z rocznymi opadami 500 - 1000 mm przypadającymi głównie jesienią i zimą, co jest spowodowane prze­suwaniem się strefy frontu polarnego w kierunku zwrotników.
• umiarkowanych szerokości (40° - 60°) - o rocznej sumie opadów 250 - 1000 mm. Roczne sumy opadów zmniejszają się w miarę oddalania od wybrzeży morskich. Największe są na zachodnich wybrzeżach, gdzie są równomiernie rozłożone w ciągu całego roku (z niewielką przewagą w okresie zimy), najniższe w wewnętrznych obszarach lądów (szczególnie na terenach osłoniętych górami), gdzie przeważaj ą w cieplej porze roku.
- wysokich szerokości geograficznych (ponad 60°) - o niewielkich rocznych sumach opadów - poniżej 250 mm, co jest spowodowane małą wilgotnością bezwzględną powietrza oraz przewagą stałych po­staci opadów, które wykazują znacznie mniejszą wydajność. Nieco większe opady występują na wybrzeżach, wzdłuż których płyną ciepłe prądy morskie.
Strefowy rozkład opadów na Ziemi jest zakłócony na obszarach o cyrkula­cji monsunowej, gdzie roczna suma opadów znacznie przekracza wartości notowane w strefie okołorównikowej. Okres występowania opadów na tych terenach pokrywa się z porąmonsunu letniego.
We wszystkich strefach opadowych na obszarach górskich występuje zwiększona suma opadów, szczególnie na stokach dowietrznych. Na stokach zawietrznych, które znajdują się w tzw. ciśnieniu opadowym, opady są zdecydowanie mniejsze. W górach notuje się wzrost opadów wraz z wysoko­ścią, lecz tylko do wysokości, powyżej której niska temperatura i wynikająca z niej mała zawartość pary wodnej w powietrzu powodują spadek ilości opadów. Zjawisko to nazwano inwersją opadową.
Najwyższe opady na świecie zanotowano w miejscowości Czerrapundżi położonej u podnóża Himalajów - 22 990 mm w sezonie 1860/61 przy śred­niej rocznej sumie opadów ok. 12 000 mm. Przyczyną takiej dużej sumy opa­dów jest nałożenie się tutaj bariery orograficznej gór na działanie monsunu letniego.
Najniższe średnie roczne sumy opadów - l mm występują w Chile w miejscowości Arica położonej na pustyni Atacama.

Pogoda a klimat
Pogoda to ogół fizycznych zjawisk, którym podlega troposfera nad danym obszarem w określonym czasie. Składnikami pogody są: temperatura powietrza, ciśnienie atmosferyczne, wiatr (kierunek i siła), wilgotność powie­trza, zachmurzenie nieba, opady, nasłonecznienie. Pogoda zmienia się w czasie, dlatego o określonym typie pogody możemy mówić wtedy, gdy przez kilka bądź kilkanaście godzin lub dni poszczególne składniki pogody utrzymują się w niezmienionej formie. Przyczyną zmian pogody jest m. in. Przemiesz­czanie się mas powietrza, frontów atmosferycznych i układów ciśnienia. Do­minujące na danym obszarze typy pogody decydując jego klimacie.
Klimat to wieloletni, charakterystyczny dla danego obszaru przebieg stanów pogody i poszczególnych jej składników, ustalony na podstawie pomiarów i obserwacji meteorologicznych. Minimalny okres obserwacji konieczny do określenia typu klimatu wynosi 10 lat. Klimat i pogoda kształtowane są przez te same uwarunkowania i majątakie same składniki. Czynniki kształtujące klimat można podzielić na dwie grupy:
1. Czynniki ogólne (globalne), do których należą:
• zróżnicowanie oświetlenia Ziemi,
• proces obiegu ciepła na Ziemi,
• ogólna cyrkulacja powietrza w troposferze,
• proces obiegu wilgoci.
2. Czynniki geograficzne, do których zaliczamy:
• szerokość geograficzną - od której zależy intensywność i czas na­świetlania promieniami słonecznymi, co wpływa na strefowe zróżni­cowanie temperatury i ciśnienia.
• rozkład lądów i mórz - zakłócający strefowy rozkład temperatur, ciśnień i opadów ze względu na różnice w szybkości nagrzewania się i oddawania ciepła przez wodę i ląd. Jest przyczyną wydzielenia klima­tu morskiego o dużych opadach równomiernie rozłożonych w ciągu całego roku, chłodnym lecie, łagodnej zimie, małej rocznej amplitu­dzie temperatur powietrza (poniżej 18°C) i klimatu kontynentalnego o małej ilości opadów (przeważających latem), mroźnych zimach, upalnych latach, rocznej amplitudzie temperatur przekraczającej 23°C.
• odległość od morza - wraz z odległością od morza maleje ilość opadów, natomiast temperatura latem rośnie, zimą- obniża się.
• wysokość nad poziom morza - wraz z wysokością spada ciśnienie i temperatura powietrza, rośnie natomiast wilgotność względna i suma opadów (do pewnej wysokości). Bezwzględna wysokość terenu decydu­je o piętrowości klimatycznej - klimat górski, który może występować w każdej szerokości geograficznej.
• rozkład form ukształtowania powierzchni - decyduje o możliwości przemieszczania się mas powietrza, np. obszary górskie są barierami klimatycznymi. W skali lokalnej ukształtowanie decyduje o miej­scowym krążeniu powietrza, np. wiatry górskie.
• szata roślinna - zwarte kompleksy leśne zmniejszają dobowe i roczne amplitudy temperatur oraz zwiększaj ą wilgotność powietrza (transpi-racja roślin).
• prądy morskie - zimne prądy ochładzają i osuszają klimat, ciepłe -podnoszą temperaturę i zwiększaj ą ilość opadów.
• działalność człowieka - najlepiej widoczna na obszarach zurbanizowa­nych, gdzie średnie roczne temperatury powietrza są wyższe niż na terenach przyległych o l - 2°C. Podobnie większa ilość jąder kondensa­cji (zapylenie) przyczynia się do zwiększenia ilości opadów.

Strefy klimatyczne na Ziemi
Wymienione w poprzednim rozdziale czynniki kształtujące klimat spowodowały zróżnicowanie wysokości temperatur i opadów oraz ich spe- cyficzny rozkład w ciągu roku na różnych obszarach Ziemi. Pozwoliło to wydzielić strefy klimatyczne, a w ich obrębie typy klimatów.
• Strefa klimatów równikowych - charakteryzuje się średnią roczną temperaturą około 25°C, małymi (kilka stopni) dobowymi i rocznymi amplitudami temperatur, roczną sumą opadów powyżej 2000 mm. W strefie podrównikowej pory roku wyznacza rozkład opadów, za­leżnie od wysokości Słońca nad horyzontem - pora sucha i deszczowa. W strefie klimatów równikowych wyróżnia się klimat równikowy wybitnie wilgotny oraz podrównikowy z jedną lub dwiema porami suchymi.
• Strefy klimatów zwrotnikowych - w których średnie temperatury najcieplejszych miesięcy są wyższe niż 25°C, najzimniejszych od 10°C do 20°C. Charakterystyczne dla tej strefy są bardzo wysokie dobowe amplitudy temperatur. Bardzo zróżnicowana jest wysokość opadów. Od ponad 2000 mm na obszarach monsunowych, gdzie występuj ą w ciepłej porze roku, do minimalnych - poniżej 100 mm na zachodnich wybrzeżach i w centralnych częściach kontynentów. W strefie zwrotnikowej występują klimaty: zwrotnikowy suchy (pustynny), zwrotnikowy morski i zwrotnikowy monsunowy.
• Strefy klimatów podzwrotnikowych - ze średnimi rocznymi tempe­raturami 10°C - 20°C i średnimi temperaturami, najchłodniejszego miesiąca od 0°C do 10°C. Pory roku wyznaczane są przez tempera­tury i opady przeważające w jednej z nich. Występują tu trzy typy klimatu: śródziemnomorski, podzwrotnikowy kontynentalny su­chy (pustynny) i podzwrotnikowy monsunowy.
• Strefy klimatów umiarkowanych - które dzielimy na dwie części:
grupę klimatów ciepłych i chłodnych. W ciepłej części strefy średnie roczne temperatury wynoszą od 0°C do 10°C, wyraźnie zaznaczają się termiczne pory roku, a opady mogą przeważać we wszystkich po­rach roku. Występują tu klimaty umiarkowane: morski, lądowy, przejściowy (między morskim i lądowym) oraz monsunowy. W chłod­nej części strefy średnie temperatury najzimniejszego miesiąca spadają do ok. -10°C. Wyróżnia się w niej klimaty morski i lądowy.
- Strefy klimatów okołobiegunowych - o średnich rocznych tempe­raturach poniżej 0°C i temperaturach najcieplejszego miesiąca poniżej 10°C - brak termicznego lata, oraz niewielkich (poniżej 250 mm) opadów, głównie śnieżnych. W strefach okołobiegunowych wydziela się nieco cieplejszy klimat subpolarny i klimat polarny z ujemnymi temperaturami w ciągu całego roku.
Klimatem astrefowym, mogącym występować we wszystkich strefach jest klimat górski.

Przewidywanie pogody
Obserwacje (pomiary) meteorologiczne prowadzone według ustalonych, jednolitych zasad oraz informacje dostarczane przez satelity meteorologiczne są podstawą opracowywania map synoptycznych (map pogody) i progno­zowania pogody. Treść map synoptycznych stanowią wszystkie składniki pogody oraz występujące nad danym obszarem masy powietrza i fronty atmosferyczne. Można zatem na ich podstawie przewidzieć kierunki prze­mieszczania się mas powietrza, zmiany temperatur, kierunek wiatrów i opady, czyli prognozować pogodę.
Zasoby wody na Ziemi

Postacie wody na Ziemi
Wody występujące na Ziemi tworzą hydrosferę, czyli wodną powłokę Ziemi. W skład hydrosfery wchodzą wody skupione w morzach i oceanach, lądowe wody powierzchniowe i podziemne, wody uwięzione w lodowcach oraz woda w atmosferze i biosferze. Oszacowano, że zasoby wodne na Ziemi wynoszą ok. 1385 min km3, z czego tylko 34 min km3 stanowią wody słod­kie.
Woda na Ziemi występuje w trzech postaciach, z których główną jest ciekły stan skupienia. Najwięcej wody w postaci ciekłej skupiają morza i oceany - 96,5% całych zasobów, natomiast z wód słodkich najwięcej jest wód podziemnych. Ciekłą postać ma również część wód atmosferycznych oraz wody biologiczne, tj. wchodzące w skład organizmów żywych.
Woda w postaci stałej znajduje się w lądolodach i lodowcach górskich, stałej pokrywie śnieżnej oraz wiecznej zmarzlinie, tj. przenikniętej lodem warstwie gruntu. Stałą postać maj ą również kryształki lodu w chmurach.
Trzecią postacią wody jest powszechnie występująca para wodna. Od­grywa ona zasadnicze znaczenie w atmosferze i cechuje się bardzo dużą zmiennością natężenia w przestrzeni geograficznej.
Poza wymienionymi trzema stanami skupienia woda jest również lotnym składnikiem magmy i bierze udział w krystalizacji minerałów skałotwórczych, np. w skałach zastygających pod powierzchnią Ziemi zajmuje od 0,5 do 0,8% ogólnej ich wagi. Są to tzw. wody juwenilne.
Wymienione postacie, w których woda może występować ulegają ciągłym przemianom, które zachodzą pod wpływem dwukierunkowej wymiany ciepła. Pobieranie lub oddawanie ciepła prowadzi do swobodnej zmiany stanu skupienia wody. Wody uwięzione w skałach przechodzą w ciekłą postać jedynie na drodze oddawania ciepła.

Obieg wody w przyrodzie
Przyjmuje się, że całkowita masa wody na Ziemi jest niezmienna, lecz podlega ciągłej przemianie stanów skupienia. Stały obieg wody między sta­nami skupienia, powodowany zmianami temperatury i siłą ciężkości, nazy­wamy cyklem hydrologicznym. Cykl hydrologiczny obejmuje:
• parowanie z powierzchni wszystkich otwartych zbiorników wodnych (oceanów, mórz, jezior, rzek), z gruntu i organizmów żywych,
• unoszenie pary wodnej w troposferze, jej kondensację a następnie skraplanie i powstawanie chmur złożonych z kropelek wody lub kryształków lodu,
• powrót wody na powierzchnię Ziemi w postaci opadów atmosfe­rycznych, które:
• zasilają otwarte zbiorniki oraz lądolody i lodowce górskie, pływają po powierzchni terenu (spływ powierzchniowy) i za po­średnictwem rzek zasilają ocean światowy, wsiąkają w podłoże, przez co dostarczają glebie wilgoci i zasilają wody podziemne, przez ruch wód podziemnych (spływ podziemny) mogą za pośred­nictwem źródeł zasilać wody powierzchniowe, są pobierane przez organizmy żywe, mogą podlegać bezpośredniemu parowaniu. Przedstawione krążenie wody w przyrodzie uznaje się jako obieg zamknię­ty, w wyniku którego w ciągu roku wymianie ulega ok. 510 tyś. km3 wody.
Uczestniczące w obiegu wody mogą być z niego na pewien czas wyłączo­ne, np. przez zatrzymanie w pokrywie śnieżnej i lodowej lub pod powierzchnią ziemi. Okresowe wyłączenie wody z obiegu nazywamy retencją. Zretencjonowana woda w postaci lodowców górskich, lądolodów, pokrywy śnieżnej, bagien, paku lodowego na oceanach po pewnym okresie czasu wraca do obiegu. W wyniku krążenia wód następuje ich wymiana. Obliczono, że całość hydrosfery ulega wymianie średnio co 2800 lat, woda atmosferyczna i woda w rzekach co 9 - 10 dni, wody jezior co 7 lat, a wody podziemne co 5000 lat.
Bilans wodny
Straty wody w wyniku parowania są w skali świata równoważone opa­dami atmosferycznymi. Zestawienie zysków i strat wody na określonym obszarze w ciągu roku nazywamy bilansem wodnym.
W przypadku obszarów morskich bilans wodny jest prosty. W ciągu roku ocean światowy otrzymuje w postaci opadów 411 600 km3 wody oraz przyjmuje 41 000 km3 wód rzecznych. W tym samym czasie z powierzchni wszech oceanu wyparowuje 452 600 km3 wody. Zyski i straty wody równowa­żą się.
Bardziej skomplikowany jest bilans wodny opadów lądowych. Po strome zysków należy w nim uwzględnić:
• opady atmosferyczne
• kondensację pary wodnej w postaci osadów
• zasoby wodne z poprzedniego okresu (wody zretencjonowane)
• spływ powierzchniowy z sąsiednich obszarów
• podziemne przesiąkanie wody z sąsiednich obszarów Po stronie ubytków znajdują się:
• straty spowodowane parowaniem
• odpływ powierzchniowy na inne obszary
• podziemne przesiąkanie do sąsiednich obszarów
• zasoby pozostawione na okres następny (retencja)
Obszary, na których ilość wody po stronie zysków jest większa niż jej straty w ciągu roku, mają dodatni bilans wodny. Nadwyżki gromadzone są głównie w jeziorach i pod powierzchnią terenu oraz odpływają rzekami do mórz. Generalnie dodatni bilans wodny mają obszary, na których roczna suma opadów przewyższa wartość parowania. Warunki takie występują w równikowej, umiarkowanej i podbiegunowej strefie klimatycznej.
Na suchych, pustynnych obszarach, gdzie roczna suma opadów jest mniejsza niż potencjalne parowanie, bilans wodny jest ujemny. Najwięcej obszarów o ujemnym bilansie wodnym występuje w klimatycznej strefie zwrotnikowej i w klimatach kontynentalnych suchych strefy umiarkowanej.
Wody lądowe

Rodzaje wód podziemnych
Wody wypełniające pory i pęknięcia w skałach, znajdujące się pod po­wierzchnią terenu, nazywamy wodami podziemnymi. Szczególne znaczenie dla gromadzenia się i przemieszczania wód podziemnych ma przepuszczal­ność skał i układ warstw skalnych.
Wsiąkająca w powierzchnię terenu woda opadowa wypełnia warstwę przepuszczalną i gromadzi się ponad utworami nieprzepuszczalnymi. W ten sposób tworzy się warstwa wodonośna, tj. warstwa wypełniana wodą ogra­niczona od dołu warstwą skał nieprzepuszczalnych, od góry zwierciadłem wód podziemnych (tj. powierzchnią, do której sięga woda). Jeśli woda wy­pełnia tylko dolną część warstwy wodonośnej, tworzy się tzw. zwierciadło swobodne, a gdy wypełnia całą warstwę tzw. zwierciadło napięte. Powyżej zwierciadła wody podziemnej znajduje się strefa napowietrzania (aeracji), czyli sucha strefa, przez którą przesiąka woda. Strefa aeracji może mieć różną grubość, może również wcale nie występować, co ma miejsce w przy­padku obszarów bagiennych.
Wody podziemne mogą występować na różnych głębokościach i mieć odmienny sposób zalegania. Dlatego wyróżniamy kilka rodzajów wód pod­ziemnych:
wody zaskórne (wierzchówki) - zalegające bardzo płytko pod powierzchnią, pozbawione strefy aeracji lub mające tą strefę w postaci kilkucen­tymetrowej warstwy. Podlegają wpływom atmosferycznym – zmieni się ich temperatura w cyklu rocznym. Są silnie zanieczyszczone przez gnijące substancje organiczne, dlatego nie nadają się do picia,
wody gruntowe - występują w pierwszej od powierzchni ziemi warstwie wodonośnej, lecz na większej głębokości niż wierzchówki. Ze wzglę­du na grubą warstwę napowietrzania są dobrze filtrowane, zatem czyste. Cechuje je równowaga termiczna, tzn. przez cały rok utrzy­muje się średnia roczna temperatura obszaru, Wody podziemne, szczególnie głębinowe, nie są chemicznie czyste. Jeśli zawartość związków mineralnych w jednym litrze wody przekracza l gram, wodę nazywamy mineralną. W zależności od składu chemicznego wyróżnia się:
• solanki - zawierające sól kamienną i sole magnezu,
• wodorowęglanowe - zawierające kwaśne węglany wapnia i sodu,
• wody siarczanowe - zawierające siarczki sodu i wapnia,
• wody radoczynne - z zawartością pierwiastków promieniotwórczych,
• szczawy - zawierające ponad 1000 mg wolnego CC>2 w l dm3.
wody głębinowe - zalegają pod warstwą nieprzepuszczalną, często na du­żych głębokościach. Mogą być zasolone lub zawierać duże ilości rozpuszczonych związków mineralnych. Często mają podwyższoną temperaturę spowodowaną ciepłem pochodzącym z wnętrza Ziemi. Są wtedy wodami termalnymi,
wody artezyjskie - znajdują się w warstwie wodonośnej położonej między dwoma warstwami nieprzepuszczalnymi tworzącymi nieckę. War­stwa wodonośna na skrzydłach niecki dochodzi do powierzchni, dzięki czemu może być zasilana wodą opadową. Woda gromadząca się w warstwie wodonośnej spływa do najniżej położonej części warstwy i dzięki temu działa na nią ciśnienie hydrostatyczne wód znajdujących się w wyższych częściach warstwy. W przypadku przebicia nadległej warstwy nieprzepuszczalnej woda samoczynnie wypływa na powierzchnię lub podniesie się tylko jej poziom bez wypływu na powierzchnię - wody subartezyjskie.

Charakterystyka źródeł
Źródło to naturalny, samoczynny, skoncentrowany w jednym miejscu wypływ wody podziemnej na powierzchnię terenu. Miejsce jego powstania zależy od budowy geologicznej i rzeźby terenu. W przyrodzie występuje wiele różnorodnych typów źródeł, które można pogrupować, biorąc za podstawę następujące kryteria podziału:
• przyczynę powodującą wypływ wody podziemnej na powierzchnię:
- źródło zstępujące - do którego woda spływa z wyższych poziomów pod wpływem siły ciężkości.
- źródło wstępujące - do którego wody dopływają z głębi ku górze pod wpływem ciśnienia hydrostatycznego.
• ośrodek, z którego wypływa woda:
- źródło warstwowe - które powstaje w miejscu przecięcia warstwy wodonośnej przez powierzchnię terenu.
- źródło szczelinowe - w którym woda podziemna wypływa ze szczeli­ny przeciętej przez powierzchnię ziemi. Układ szczelin w skałach decyduje, czy woda wypływa na powierzchnię pod wpływem siły ciężkości - źródło szczelinowe zstępujące, czy też pod wpływem ci­śnienia hydrostatycznego - źródło szczelinowe wstępujące.
- wywierzysko (źródło krasowe) - miejsce wypływu wody krasowej z kanału krasowego na powierzchnię terenu lub do jaskini.
- źródło uskokowe - zasilane wodą ze szczeliny lub strefy uskokowej powstające w miejscu przecięcia warstwy wodonośnej przez uskok, może być wstępujące lub zstępujące.
- źródło osuwiskowe - powstające u czoła osuwiska, zasilane wodą
przepływającą pod osuwiskiem wzdłuż płaszczyzny ześlizgu.
- źródło przelewowe - powstające w wyniku wypełniania warstwy wodonośnej do takiego poziomu, że zwierciadło wód gruntowych przecina się z powierzchnią terenu.
- gejzer - specyficzny typ źródła, występujący na obszarach wulka­nicznych, wyrzucający w powietrze gorącą wodę i parę wodną w regularnych odstępach czasu. W głębi gejzeru znajduje się kanał wypełniony wodą podgrzewaną przez pobliskie ognisko magmowe. Podgrzana do temperatury wrzenia woda zamienia się w parę, która wyrzuca w powietrze słup wody znajdującej się wyżej. W jej miejsce napływa woda chłodniejsza i proces rozpoczyna się od początku. Najbardziej znane gejzery występują w parku Yellowstone, w USA, na Islandii, Nowej Zelandii i Kamczatce.
• położenie w stosunku do formy ukształtowania powierzchni:
- źródła stokowe - powstające na stoku w miejscu przecięcia przez stok warstwy wodonośnej.
- źródła dolinne - powstające w dnie doliny.
- źródła terasowe - powstające w górnych częściach teras rzecznych.
- źródło krawędziowe - powstające u podnóża stoku.
• temperaturę wody:
- źródła zimne - o temperaturze wody niższej od średniej rocznej tem­peratury powietrza obszaru, na którym występuje źródło.
- cieplice (termy) - źródła o temperaturze wody wyższej od średniej rocznej temperatury powietrza w miejscu występowania źródła.
• skład chemiczny wody:
- źródła mineralne - których wody zawierają rozpuszczone substancje mineralne w ilości co najmniej l g/litr.
źródła słodkie - których wody wykazują niską mineralizację, poni­żej l g/litr.

Systemy rzeczne, dorzecza i zlewiska
Woda płynąca grawitacyjnie po powierzchni ziemi zgodnie z nachyleniem
terenu w wyraźnie zaznaczonym korycie to rzeka. Ogół rzek płynących na
określonym obszarze nazywamy siecią rzeczną. Tworzą ją skomplikowane
układy, w których można wyróżnić:
rzekę główną - czyli rzekę uchodzącą bezpośrednio do morza lub jeziora. Najdłuższymi na świecie rzekami głównymi są: Nil z Kagerą - 6670 km, Amazonka z Maranon - 6437 km (według danych brazylijskich Amazonka ma długość 7100 km), Missisipi z Mis­souri - 5970 km, Jangcy - 6300 km, w Europie Wołga - 3530 km.
dopływ - tj. ciek uchodzący do innej większej rzeki z jej prawej (dopływ prawobrzeżny) lub lewej (dopływ lewobrzeżny) strony, licząc od źródeł rzeki głównej. Najdłuższe dopływy mają: Amazonka, Kongo, Missisipi z Missouri, Jenisej i Lena.
system rzeczny - obejmujący rzekę główną wraz z jej wszystkimi dopływami bezpośrednimi i pośrednimi, czyli dopływami dopływów, zajmu­jący określone dorzecze.
dorzecze - obszar, z którego wody spływają do jednej rzeki. Dorzecza do­pływów stanowią części składowe dorzecza rzeki głównej. Do­rzecza mogą mieć wyraźnie zróżnicowaną wielkość po prawej i lewej stronie rzeki głównej. Mówimy wtedy o asymetrii dorze­czy, np. asymetryczne są dorzecza Wisły i Odry, w których stosunek lewej do prawej części wynosi odpowiednio 27 : 73 i 30 : 70. Największe na świecie dorzecza mają: Amazonka - 7,18 min km2, Kongo 3,69 min km2 i Missisipi z Missouri - 3,26 min km2.
zlewisko - obszar, z którego wody spływają do jednego morza lub oceanu, składający się z dorzeczy rzek głównych uchodzących do tego morza. Zlewiska mórz są częściami składowymi zlewisk oceanów. Największe jest zlewisko Oceanu Atlantyckiego zajmujące ponad połowę powierzchni lądów.
obszar bezodpływowy - czyli obszar, z którego wody powierzchniowe nie spływają do żadnego morza, lecz kończą swój bieg w bezodpływo­wym jeziorze lub bagnie albo wysychaj ą w swym biegu.
dział wodny - graniczna linia na powierzchni ziemi oddzielająca sąsiednie dorzecza, zlewiska lub obszary bezodpływowe.
Rzeki można podzielić ze względu na regularność przepływu wody na:
• stałe - prowadzące wodę przez cały rok,
• okresowe - płynące regularnie w okresach deszczowych, wysychające w porze suchej,
• epizodyczne - płynące sporadycznie, np. po ulewnych deszczach.

Zasilanie rzek. Typy reżimów rzecznych
Rzeki mogą być zasilane wodami podziemnymi, wodami spływającymi powierzchniowo, opadami oraz wodami pochodzącymi z topniejącego śniegu i lodowców oraz wodami jezior i bagien. Na zasilanie rzek mają przede wszystkim wpływ warunki klimatyczne oraz budowa geologiczna, rzeźba terenu i roślinność.
Zasilanie decyduje o tzw. przepływie rzeki, czyli ilości wody przepływa­jącej przez przekrój koryta rzeki w jednostce czasu, np. w m3/sek lub w km3/rok. Największe na świecie przepływy mierzone przy ujściu rzeki ma Amazonka-175 000 m3/sek, Kongo - 42 000 m3/sek i Jangcy - 35 000 m3/sek. Przepływ rzeki zmienia się w ciągu roku, co powoduje zmianę poziomu wody w korycie rzeki określanego jako stan wody. Rzeka może mieć stany wody niskie - mało wody w korycie, średnie - woda wypełnia koryto i wysokie - podczas których woda może płynąć korytem i terasą zalewową rzeki (patrz: Egzogeniczne procesy rzeźbotwórcze, rozdz.8). Wezbranie wód powyżej górnej granicy stanów wysokich i zalanie doliny poza kory­tem i terasą zalewową oznacza powódź.
Roczny rytm przepływu rzeki, jej stanów wody oraz przebiegu zasilania nazywamy ustrojem lub reżimem rzecznym. Wyróżniamy następujące typy ustrojów (reżimów) rzecznych:
deszczowy równikowy - o wysokich stanach wód w ciągu całego roku z dwukrotnym maksimum przepływów przypadających na okresy obfitszych deszczów zenitalnych, np. Amazonka, Kongo.
deszczowy zwrotnikowy - o wysokich stanach wód w porze deszczu zeni-talnego i bardzo niskich stanach, aż do wysychania rzeki, w porze suchej, np. rzeki Australii i Afryki Północnej.
deszczowy monsunowy - z dużymi wahaniami stanów wody i maksimum przepływów w czasie monsunu letniego, np. Jangcy, Ganges, Me-kong.
deszczowy śródziemnomorski - ze względu na rozkład opadów w ciągu roku maksimum przepływów przypada na okres zimny, w czasie lata rzeki mogą wysychać, np. Tyber, Ebro.
deszczowy oceaniczny - o wyrównanych przepływach w ciągu całego roku z niewielkim wzrostem stanów wód zimą, gdy parowanie jest mniejsze, np. Tamiza, Loara.
śnieżny - z najwyższymi stanami wód wiosną - w czasie topnienia śniegów i pokrywy lodowej - oraz najniższymi w okresie jesieni i zimy. Przez kilka miesięcy w roku rzeki o tym ustroju są zamarznięte, np. Lena, Mackenzie, Indygirka.
śnieżno-deszczowy - z dwoma okresami wysokich stanów wód wyższym wiosennym związanym z topnieniem śniegów i lodów oraz let­nim niższym, wynikającym z maksimum opadowego, np. Wisła, Dniepr.
lodowcowy - z wahaniami stanu wód wynikającymi z topnienia lodowców w porze letniej. Ustrój ten mają górne odcinki rzek wypływających z lodowców górskich, np. Ren, Rodan, Syr-daria.

Jeziora - ich klasyfikacja i ewolucja
Jezioro to naturalny śródlądowy zbiornik wody tworzący się w zagłę­bieniach terenu. Z uwagi na różny sposób powstawania zagłębień, w któ­rych mogą gromadzić się wody, wyróżniamy następujące typy jezior:
tektoniczne - wypełniające zagłębienia powstałe w wyniku ruchów skoru­py ziemskiej, tj. rowy i zapadliska tektoniczne. Jeziora tego typu są bardzo głębokie, często maj ą wydłużony kształt i strome stoki, np. Bajkał, Malawi, Tanganika, Wiktorii, Morze Martwe.
wulkaniczne - powstające w kraterach wygasłych wulkanów lub w zagłę­bieniach pól lawowych. Jeziora wulkaniczne mają niewielką po­wierzchnię, często okrągły kształt i dość dużą głębokość. Jezio­rami tego typu są: Albano koło Rzymu, Crater Lakę w USA, My-vatn na Islandii oraz liczne jeziora na Jawie.
polodowcowe - w zagłębieniach terenu utworzonych w wyniku rzeźbotwór-czej działalności lodowców górskich i lądolodów (patrz: Egzoge-niczne procesy rzeźbotwórcze, rozdz. 10, rozdz. 11). Ze względu na różny sposób powstawania zagłębień wśród jezior polodow-cowych wyróżniamy jeziora:
• cyrkowe (karowe) - niewielkie, głębokie jeziora o kolistym kształ­cie, zajmujące dno cyrku lodowcowego (dawne pola firnowe), np. Czarny Staw Gąsienicowy w Tatrach;
• rynnowe - długie, wąskie jeziora o stromych brzegach i licznych przegłębieniach w dnie, powstające w rynnach wyżłobionych przez wody podlodowcowe, np. Gopło Wigry, Jeziorak, Drawsko;
• morenowe - duże, płytkie jeziora o różnych kształtach, powstające w wyniku zatamowania odpływu wody przez osady morenowe, np. Śniardwy, Mamry, Roś;
• wytopiskowe (oczka) - małe, okrągłe lub owalne jeziora o głę­bokości kilku metrów, powstałe w wyniku wytapiania się brył martwego lodu zalegających w osadach polodowcowych.
przybrzeżne - powstające w wyniku odcięcia zatoki od otwartego morza przez mierzeję. Są to jeziora stosunkowo duże, płytkie, często o zabagnionych brzegach, np. Gardno, Łebsko, Jamno.
reliktowe - będące pozostałością dawnego morza lub większego jeziora oraz jeziora oddzielone od morza na skutek ruchów tektonicznych albo obniżenia poziomu wody. Jeziorami reliktowymi są: Morze Kaspijskie, J. Aralskie.
krasowe - powstające na skutek zapadania się stropów jaskiń krasowych lub w innych zagłębieniach krasowych (patrz: Egzogeniczne pro­cesy rzeźbotwórcze, rozdz. 2). Jeziora tego typu występuj ą na ob­szarach zbudowanych ze skał wapiennych lub gipsowych, np. w Chorwacji i na Polesiu Lubelskim.
deltowe - tworzące się w płytkich obniżeniach między licznymi odgałęzienia­mi rzecznymi na obszarze delty. Jeziora deltowe są płytkie i mają bagniste brzegi, np. Drużno.
starorzecza (rzeczne) - są fragmentem dawnego zakola rzeki odciętego od obecnego koryta, mają kształt wydłużony, sierpowaty, są wąskie i płytkie.
wydmowe (eoliczne) - tworzą się w zagłębieniach międzywydmowych powstałych na skutek wywiewania piasku. Jeziora wydmowe są niewielkie, płytkie i okresowo wysychają.
osuwiskowe - powstające w wyniku zatamowania odpływu wody przez osuwisko (patrz: Egzogeniczne procesy rzeźbotwórcze, rozdz. 3) lub obrywy skalne, np. jeż. Duszatyńskie w Bieszczadach.
kosmiczne - tworzące się w kraterach meteorytowych. Okrągłe i stosunkowo
płytkie jeziora, np. Clearwater West w Kanadzie.
poligenetyczne (o złożonej genezie) - np. jeziora tektoniczno-polodowcowe (wielkie jeziora w Ameryce Północnej), tektoniczno-eoliczne, np. Czad.
sztuczne (antropogeniczne) - utworzone przez człowieka, najczęściej w wy­niku przegrodzenia rzeki zaporą.
Woda zgromadzona w jeziorach pochodzi z opadów, zasobów wód podziemnych oraz rzek uchodzących do jezior. Jeśli jezioro położone jest na obszarach o klimacie suchym i gorącym i jest jeziorem bezodpływo­wym, woda może ulec zasoleniu, np. Jezioro Aralskie, Morze Martwe (zasole­nie do 23%). W suchym i gorącym klimacie może również dochodzić do intensywnego wysychania, przez co okresowo zmniejsza się powierzchnia jeziora, np. Czad z 26 tyś. km2 do 7 tyś. km2 czy Eyre z 15 tyś. km2 do 0.
W skali czasu geologicznego jeziora są formami krótkotrwałymi. Wraz z rozwojem w nich życia organicznego ulegaj ą zarastaniu i wypełnianiu mi­sy jeziornej szczątkami organizmów oraz osadami mineralnymi (nano­szonymi przez rzeki uchodzące do jeziora). Proces ten prowadzi do wypły-cenia i w konsekwencji zaniku jeziora. W zależności od stopnia zarastania zmienia się temperatura wody, jej skład chemiczny i możliwości napowie­trzania. W zależności od tych warunków wyróżniamy jeziora:
oligotroficzne - z wodami bogatymi w tlen, o niebieskiej lub zielonkawej barwie i dużej przejrzystości (do 10 m). Są to jeziora głębokie o piaszczystym lub żwirowym dnie. Ze względu na małą ilość substancji odżywczych flora i fauna jezior oligotroficznych jest uboga.
eutroficzne - w których wody powierzchniowe są bogate w tlen i substancje odżywcze, natomiast w warstwach przydennych tlenu jest niewiele. Wody tych jezior mają barwę zielonkawą lub żółtozielonkawą i przezroczystość do 3 m. Ze względu na korzystne warunki do rozwoju życia organicznego flora i fauna jest obfita. Intensywnie rozwijają się procesy gnilne, jezioro zarasta od dna, które staje się muliste i od brzegów.
dystroficzne - o wodach ubogich w tlen i substancje odżywcze. Kolor wody jest brunatny, co wynika z daleko posuniętego rozkładu szczątków organicznych. Mała jest również przezroczystość wód - dochodzi do l m. Jezioro zarasta od góry. Często sąsiaduj ą z nim torfowiska, które w przeszłości stanowiły część jeziora.
Proces zaniku jezior położonych w klimacie wilgotnym prowadzi stop­niowo do powstawania bagien i torfowisk. Natomiast w klimacie gorącym i suchym, po odparowaniu wody, jeziora przekształcają się w solniska. Do zaniku jezior może dochodzić również przez zasypywanie materiałem nie­sionym przez rzeki, np. obliczono, że Jezioro Bodeńskie zostanie zasypane w ciągu 25 000 lat. Największymi jeziorami na świecie są: Morze Kaspijskie o powierzchni 371 tyś. km2, Górne - 82 tyś. km2, Wiktorii - 68 tyś. km2. Natomiast naj­większe głębokości występują w jeziorach: Bąjkał - 1620 m, Tanganika - 1463 m i Kaspijskim - 1025 m.

Bagna i torfowiska
Bagna to obszary o trwałym nadmiernym nawilgoceniu gruntu (80 - 95%), wynikającym z utrudnionego odpływu wód podziemnych. Tereny zabagnione spotyka się we wszystkich strefach klimatycznych oraz na wszystkich wy­sokościach nad poziomem morza (do granicy wiecznego śniegu). Bagna są więc astrefowym elementem środowiska geograficznego.
Bagna powstają przez zarastanie jezior, płytkich zatok morskich, staro-rzeczy oraz na terenach zbudowanych z trudno przepuszczalnych skał i na obszarach o wysokim poziomie wód zaskómych, gdzie powierzchniowy od­pływ wód jest utrudniony. Porośnięte są specyficzną roślinnością prze­kształcającą się w torf. Powstawanie torfowiska rozpoczyna się od obumie­rania roślin wodnych. Na tych osadach roślinnych zaczyna rosnąć mech tor­fowiec. Przy słabym dopływie tlenu, ze szczątków roślinnych tworzy się torf, który stopniowo zapełnia całe jezioro. Na warstwie torfu wyrastają drzewa, głównie olchy. Powstaje torfowisko zwane torfowiskiem niskim, gdyż wypełnia wklęsłą powierzchnię terenu i drenuje wody gruntowe.
Znajdujący się w podłożu lasu torf nie dopuszcza do korzeni drzew wody gruntowej. Drzewa czerpią wodę zawartą w torfie (pozostałość wód jeziora). Po jej wyczerpaniu las obumiera i powstaje warstwa torfu drzew­nego, a torfowisko zaczynaj ą porastać mchy. Szybko narastające mchy po­wodują, że powierzchnia torfowiska zaczyna się wznosić ponad otaczający je obszar - torfowisko wysokie zasilane wodami opadowymi.
Zarastanie i przekształcanie jeziora w bagno zachodzi od brzegów ku środkowi zbiornika, z czego wynika strefowość kolejno obumierającej roślin­ności. Najbliżej brzegu tworzy się torf turzycowy z turzyc i tataraku. Na głębokości l - 3 m z obumierających trzcin i oczeretów powstaje torf trzci­nowy, natomiast najgłębiej torf sapropelowy z grzybieni i grązeli. W profilu pionowym torfowiska można spotkać wszystkie rodzaje torfu.
Innym rodzajem bagien są nitaki, czyli niewielkie, pokryte roślinnością podmokłe obszary tworzące się w miejscu wycieku na powierzchnię wód gruntowych.

Warunki powstawanie lodowców
Współcześnie występujące na Ziemi lodowce skupiają ok. 24 min km3 wody, co stanowi 1,74% ogólnych zasobów i 68,7% zasobów wody słodkiej. Lodowce pokrywają ok. 10,5% powierzchni lądów. Stopnienie wszystkich lodowców spowodowałoby podniesienie poziomu wody w oceanie światowym o ok.70 m.
Lodowiec to nagromadzona na powierzchni duża masa lodu poruszająca się w jednym lub kilku kierunkach pod wpływem własnego ciężaru. Powstaje na obszarach, gdzie płaskie ukształtowanie terenu sprzyja gromadzeniu się śniegu a niskie temperatury nie pozwalają na jego stopnienie w ciągu całego roku. Drugi z wymienionych warunków występuje powyżej granicy wieczne­go śniegu. Za granicę wiecznego śniegu przyjmuje się wysokość nad po­ziomem morza, powyżej której w ciągu roku przybywa więcej śniegu niż topnieje. Wysokość, na której znajduje się granica wiecznego śniegu zależy od warunków klimatycznych, głównie temperatury powietrza i opadów at­mosferycznych. Granica ta jest położona najwyżej w gorących szerokościach zwrotnikowych - ok. 6000 m n.p.m., w strefie równikowej ze względu na dużą ilość opadów na wysokości ok. 5000 m n.p.m., w średnich szerokościach geograficznych - ok. 2500 m n.p.m., a na obszarach podbiegunowych schodzi do poziomu morza. Jeśli powyżej granicy wiecznego śniegu nie ma płaskich powierzchni, śnieg zsuwa się pod wpływem własnego ciężaru po stromych stokach i lodowiec nie powstanie. Sytuacja taka jest w Tatrach, gdzie teoretycz­nie granica wiecznego śniegu przebiega na wysokości 2300 m n.p.m. Śnieg zalegający trwale powyżej granicy wiecznego śniegu stopniowo przekształca się w lód w wyniku zamarzania i rozmarzania wywołanego własnym ciężarem oraz wahaniami temperatury. Aby doszło do procesu przekształcania w lód, warstwa śniegu musi mieć grubość powyżej 30 m. Proces zamiany śniegu w lód, dający początek lodowcom, przebiega według następujących etapów;
1. śnieg - zawiera ok. 90% powietrza i posiada ciężar objętościowy 85 kG/m3
2. firn - drobne ziarna o wielkości ok. l mm luźno nagromadzone, zawiera­jące ok. 50% powietrza, o ciężarze objętościowym ok. 300 - 400 kG/m3
3. lód firnowy - spojone ziarna lodowe o ciężarze ok. 600 kG/m3 i za­wartości powietrza ok. 20 -30%
4. lód lodowcowy - gruboziarnisty, bardzo twardy i zbity lód o niewielkiej zawartości powietrza i ciężarze objętościowym ok. 800 kG/m3. Warstwa lodu lodowcowego o grubości l mm powstaje z pokrywy śnieżnej o gru­bości 15 mm. Miejsce, gdzie zachodzi proces przekształcania śniegu w lód lodowcowy
nazywane jest polem firnowym.

Lodowce górskie
Lodowce górskie składaj ą się z pola firnowego i jęzora lodowcowego. Pole firnowe położone powyżej granicy wiecznego śniegu stopniowo wypełnia się lodem lodowcowym. Gdy lodu jest już tak dużo, że nie mieści się w polu firnowym, dolna jego warstwa pod naporem leżącej wyżej pokrywy jest wyciskana i spływa jęzorami w dół, wykorzystując naturalne obniżenia te­renu, tj. doliny górskie.
Ruch lodu w jęzorach lodowcowych następuje przez ześlizgiwanie się po nachylonym podłożu -jęzor płynie, gdyż lód lodowcowy pod wpływem ciśnienia zachowuje się jak ciało plastyczne. Prędkość tego ruchu bywa różna, np.w Alpach jęzory spływaj ą z prędkością 80-150 m/rok, a w Himalajach 700 - 1300 m/rok. Jęzor lodowcowy nie spływa z taką samą prędkością na całej swej szerokości, prędkość ruchu jest największa w środkowej części, znacznie mniejsza przy zboczach doliny. Dlatego w lodowcu tworzą się spękania - szczeliny.
Jęzor lodowcowy, spływając w dół, przekracza granicę wiecznego śniegu, poniżej której ulega ablacji (topnieniu) i sublimacji (parowanie lodu). Jeśli dopływ lodu z pola firnowego przewyższa topnienie, czoło lodowca przesuwa się do przodu, co nazywamy transgresją lodowca. Przy zachowanej rów­nowadze między topnieniem a dostawą lodu, lodowiec nie zmienia swojego zasięgu. Jeśli topnienie jest szybsze niż dopływ lodu z pola firnowego, nastę­puje cofanie się czoła, czyli regresja.
W zależności od cech ukształtowania powierzchni z pola firnowego może spływać jeden lub kilka jęzorów. Lodowce górskie mogą zatem mieć różne kształty i rozmiary, co jest podstawą wyróżnienia kilku ich rodzajów, a mianowicie lodowca typu:
alpejskiego - z dużym, wklęsłym polem firnowym, z którego spływa jeden długi jęzor wypełniający dolinę. Lodowce alpejskie są charakte­rystyczne dla obszarów górskich strefy umiarkowanej.
himalajskiego - o licznych długich jęzorach łączących się ze sobą. W lo­dowcach tego typu może dochodzić do łączenia się jęzorów po­chodzących z różnych pól firnowych.
cyrkowego (pirenejskiego) - niewielkiego lodowca ograniczonego do pola firnowego.
norweskiego (fieldowego) - o charakterystycznej dużej czapie lodowej po­łożonej na rozległych płaskich terenach, z której spływa kilka krótkich i szerokich jęzorów.
piedmontowego ( podgórskiego) - tworzącego zwartą pokrywę lodową na równinnym przedpolu gór, powstającą z połączenia kilku jęzorów spływających z różnych pól firnowych. Lodowce tego typu wy­stępują na Alasce.

Lodowce kontynentalne - lądolody
Lodowiec kontynentalny - lądolód - to gruba pokrywa lodowa o ogromnej powierzchni. Tworzy ona płaską lub lekko wypukłą tarczę zbudowaną z lodu i śniegu, rozpływającą się we wszystkich kierunkach niezależnie od rzeźby powierzchni podłoża, które pokrywa. Ruch lodu jest wolny i dochodzi do 20 - 30 m w ciągu roku. Współczesne lądolody pokrywają Antarktydę i Grenlandię.
Lądolód Antarktydy - zajmuje powierzchnię ok. 14 min km2 i pokrywa kontynent czaszą o średniej grubości 1880 m. W wielu miejscach grubość lądolodu przekracza 4000 m. Lądolód narasta od centrum, z którego spływa we wszystkich kierunkach z różną prędkością. Naj­szybciej przesuwa się wzdłuż tzw. strumieni lodowych (20 - 30 m w ciągu roku). Dochodząc do wybrzeży morskich kontynentu i przesuwając się dalej w morze, pozbawiony jest stałego podłoża - tworzy lód szelfowy, czyli „zawieszony" w wodzie. Lód szelfowy to pływająca płyta lodowa o głębokości 300 - 700 m, połączona z lądem. Otacza ona część wybrzeży Antarktydy. Największą po­wierzchnię - 540 tyś. km2 - zajmuje lód szelfowy schodzący do Morza Rossa położonego na granicy półkuli wschodniej i półkuli zachodniej. Czoło lodu szelfowego pod wpływem własnego ciężaru pęka i odłamują się od niego bryły tworzące góry lodowe. Proces ten nazywamy cieleniem lodowca. Góry lodowe mają różnorodne kształty - kopulaste, ostrosłupów lub płaskiej bryły lodu, a ich wielkość dochodzi do kilku tysięcy km2. Góry lodowe pływaj ą po oceanie, przy czym nad powierzchnią wody znajduje się tylko ok. 1/7 ich całkowitej objętości. Prądy morskie mogą unosić góry lo­dowe nawet do zwrotnikowych szerokości geograficznych, gdzie ulegają stopnieniu.
Lądolód Grenlandii -jest znacznie mniejszy od antarktycznego i zajmuje ok. 1,8 min km2 powierzchni. Jego grubość dochodzi do 3300 m w części centralnej, gdyż ukształtowanie Grenlandii charakteryzuje się pasmami górskimi otaczającymi najniżej położone wnętrze wyspy. Lądolód opada łagodnie ku wybrzeżom, a narastanie lodu w części środkowej powoduje ruch strumieni lodowych w kierunku wybrzeży. Znajdujące się w strefie brzeżnej pasma górskie po­wodują, że w doliny górskie wciskają się jęzory lodowcowe, które cielą się, tworząc góry lodowe po dotarciu do zatok lub otwartego morza.
Wieloletnia zmarzlina
Wieloletnia zmarzlina to warstwa gruntu przeniknięta stale lodem grun­towym znajdującym się w porach między ziarnami mineralnymi i w szczeli­nach. Nazywana jest również marzłocią, wieczną zmarzliną lub podziem­nym zlodowaceniem.
Współcześnie wieloletnia zmarzlina obejmuje ok. 24% ogólnej powierzch­ni lądów i występuje głównie w wysokich szerokościach geograficznych. Przyjmuje się, że zmarzlina obejmująca północne części Kanady, Alaski i Eurazji jest pozostałością zlodowaceń plejstoceńskich (patrz: Dzieje Ziemi, rozdz. 4). Obecnie wieloletnia zmarzlina powstaje na obszarach o średniej rocznej temperaturze powietrza poniżej -10°C i niewielkich opadach.
W wysokich szerokościach geograficznych wieczna marzłość tworzy strefę ciągłą. Może również występować wyspowo, tzn. wewnątrz warstwy wiecznie zamarzniętej znajdują się obszary nie zamarzniętego gruntu. Wieczna zmarzlina sięga bardzo dużych głębokości, np. na Alasce 120 m, w delcie Mackenzie - 91 m, w Jakucku 250 m, we wschodniej Syberii średnio ponad 600 m, a w niektórych miejscach Azji północno-wschodniej 1500 m.
Latem grunt rozmarza do niewielkiej głębokości, np. na Syberii do ok. 2 m. Rozmarznięta warstwa wypełniona jest wtedy całkowicie wodą, a nasiąknięty grunt spływa nawet przy małym nachyleniu terenu. Ponieważ woda nie ma możliwości wsiąkania (w podłożu zamarznięty grunt), na powierzchni tworzą się bagna. Zimą warstwa ta szybko zamarza. Powierzchniową warstwę gruntu rozmarzającą w ciągu lata nazywamy warstwą czynną zmarzliny.
Oceany i morza świata

Podział oceanu światowego
Ocean Światowy (Wszech ocean) stanowi 71% powierzchni całego globu i zajmuje 361 min km2 powierzchni. Podzielono go na trzy oceany. Granice między oceanami są wyraźne na półkuli północnej, natomiast na półkuli po­łudniowej, gdzie oceany łączą się, wyznaczono granice umowne. Przebiegają one wzdłuż południków przechodzących przez punkty najdalej wysunięte na południe kontynentów. Między Oceanem Atlantyckim i Indyjskim jest to 20°E, Indyjskim i Pacyfikiem 148°E, Pacyfikiem i Atlantykiem 68°W.
Na każdym z oceanów wydzielono morza. Są nimi części oceanu oddzie­lone od wód otwartych półwyspami lub łukami wysp, progami podwodnymi lub prądami morskimi. Ze względu na cechy położenia wyróżniamy morza:
otwarte - oddzielone podmorskim progiem lub układem prądów morskich, szeroko połączone z oceanem, np. morza: Arabskie, Norweskie, Sargassowe;
przybrzeżne - oddzielone od oceanu wyspami lub półwyspami, np. morza:
Ochockie, Japońskie, Żółte;
międzywyspowe - otoczone archipelagami wysp, np. morza: Celebesa, Jawajskie, Nowogwinejskie, Sulu;
śródlądowe (wewnętrzne) - połączone z oceanem tylko cieśninami, pra­wie całkowicie otoczone lądem. Jeśli morze otoczone jest lądem jednego kontynentu, nazywamy je wewnątrz kontynentalnym (np. Morze Bałtyckie), jeśli dwoma kontynentami – międzykontynentalnym (np. Morze Czerwone i Morze Śródziemne).

Fizyczne i chemiczne właściwości wód mor­skich
Temperatura wody morskiej w jej powierzchniowej warstwie zmienia się wraz z szerokością geograficzną. Najwyższa jest w strefie międzyzwrotnikowej ok. 30°C, najniższa na obszarach podbiegunowych ok. -2°C. Średnia temperatura warstwy powierzchniowej wszystkich wód oceanicznych wynosi 17,4°C. Roczne amplitudy temperatury wód oceanicznych są niższe niż amplitudy temperatury powietrza nad lądami, co wynika z dużych możliwo­ści utrzymywania ciepła przez wodę.
Temperatura wody zmienia się również wraz z głębokością. Najogólniej w wodach oceanicznych wyróżnia się trzy warstwy termiczne:
• powierzchniową - sięgającą średnio do 400 m głębokości, w której temperatury są zróżnicowane zależnie od czynników zewnętrznych. W szerokościach umiarkowanych warstwa powierzchniowa dochodzi do mniejszych, natomiast w równikowych do znacznie większych głębokości.
• przejściową- na głębokości 400 - 1200 m, gdzie następuje spadek temperatury do ok. 5°C.
• głębinową- z powolnym spadkiem temperatury do 0°C.
Woda morska jest roztworem niemal wszystkich pierwiastków chemicz­nych. W jej skład wchodzą głównie:
• chlorek sodu - ok. 78% składników mineralnych
• chlorek magnezu - ok. 11 %
• siarczan magnezu - ok. 5%
• siarczan wapnia - ok. 3%
• węglany i pozostałe składniki - ok. 3%.
Chlorek sodu nadaje wodzie słony smak. Stężenie soli to zasolenie, które średnio dla wszystkich wód morskich wynosi 35%o (35 gramów/l litr wody). Wielkość zasolenia zależy od: intensywności parowania i dopływu słodkiej wody z rzek, opadów i topniejących lodowców. Największe zasolenie ok. 38%o mają wody obszarów zwrotnikowych, co wynika z dużego parowania i niewielkiej ilości opadów, najmniejsze - morza w strefach okołobiegunowych ok. 30 - 32%o, co jest spowodowane małym parowaniem i topnieniem lo­dowców. W otwartym oceanie zasolenie jest mało zróżnicowane, waha się między 32 - 38%o. Natomiast w morzach zamkniętych wykazuje duże różnice. Najwyższe jest w Morzu Czerwonym do 45%o, najniższe w Bałty­ku - średnio 6 - 7%o, wykazując tendencję malejącą w miarę oddalania się od Cieśnin Duńskich, np. w Zatoce Botnickiej wynosi ok. 2,5%o. Zasolenie zmienia się również wraz z głębokością. W warstwie do 400 m głębokości podlega opisanym wyżej wpływom zewnętrznym, poniżej wynosi ok. 34-35%o niezależnie od szerokości geograficznej.
Na mapach stężenie soli w wodach morskich przedstawia się za pomo­cą linii jednakowego zasolenia, tzw. izohalin.

Falowanie
Ruch wody morskiej wywołany głównie uderzeniami wiatru o powierzch­nię wody nazywamy falowaniem. Wielkość fal zależy od siły wiatru - zwiększa się wraz z siłą wiatru. Na otwartym morzu fale wiatrowe dochodzą średnio do 2 - 6 m wyso­kości i 50 - 100 m długości. Falowanie odczuwane jest do pewnej głębokości nazywanej podstawą falowania. Przyjmuje się, że znajduje się ona na głę­bokości równej połowie długości fali. W czasie sztormu wysokość fal może się zwiększyć nawet do 20 m, a długość do 400 m. Wyciszenie sztormu nie oznacza natychmiastowego powrotu powierzchni morza do pierwotnego stanu. Przez długi czas utrzymuje się na wodzie tzw. martwa fala, przemiesz­czająca się na bardzo duże odległości.
Fale, docierając do wybrzeża, w wyniku zmiany głębokości zbiornika ulegają zniekształceniu, tzn. zmniejsza się ich długość i zwiększa wysokość. Może wtedy powstać:
kipiel - burzliwy ruch wody wywołany uderzaniem fali przyboju o stromy brzeg,
fala przyboju - fala załamana w wyniku oddolnego hamowania na przy­brzeżnej płyciźnie, co powoduje wzrost jej wysokości i wytwo­rzenie się pienistej grzywy. Siła niszcząca fali przybojowej jest bardzo duża, gdyż jej nacisk może dochodzić do 30 t/m2 wybrzeża.
Na morzach poza falami wiatrowymi mogą również powstać fale wy­wołane podwodnymi wstrząsami sejsmicznymi lub wybuchami wulkanów. Są to tsunami. Mają one wysokość kilkadziesiąt metrów, długość do 200 km i poruszają się z prędkością nawet 900 km/godz. Tsunami po dotarciu do wybrzeża mogą powodować ogromne zniszczenia, gdyż osiągają tam najwięk­sze wysokości - do 40 m.

Pływy morskie
Pływy morskie to podnoszenie się - przypływ - i opadanie - odpływ - po­ziomu wody na skutek przyciągania Ziemi przez Księżyc i Słońce. Siła przyciągania przez ciała niebieskie zależy od ich masy - im większa masa tym przyciąganie silniejsze, oraz od odległości - zmniejsza się wraz z kwadra­tem odległości. Niewielka odległość powoduje, że siła przyciągania Księżyca, mimo jego małej masy, jest znacznie większa niż Słońca. Wynika stąd, że wpływ Księżyca na powstawanie pływów jest zdecydowanie większy. Jego przyciąganie wywołuje spiętrzenie wody - przypływ, ściągając ją z innych miejsc, w których poziom wody obniża się - odpływ. Na powierzchni Ziemi przypływ rozchodzi się z prędkością ok. 900 km/godz. W danym miejscu Ziemi dwa razy w ciągu doby księżycowej (24 godz. 54 min.) występuje zjawisko przypływu, rozdzielone dwukrotnie odpływem. Czas, który upływa między dwoma kolejnymi przypływami lub dwoma kolejnymi odpływami wynosi 12 godz. 27 min.
Zjawisko przypływu występuje równocześnie na dwóch obszarach, tj. w miejscach położonych na Ziemi od strony Księżyca oraz na terenach znajdujących się dokładnie po przeciwnej stronie globu. Wyjaśnienie tego faktu wymaga następującego uzupełnienia. Każda cząsteczka położona na powierzchni Ziemi znajduje się pod wpływem działania dwóch sił - siły przyciągania (omówionej wyżej) i siły odśrodkowej spowodowanej obrotem układu Ziemia-Księżyc dookoła wspólnego środka masy. Gdy punkt położony na powierzchni Ziemi znajduje się od strony Księżyca, jest pod bezpośred­nim wpływem siły jego przyciągania. W efekcie woda odciągana jest od Ziemi, podnosi się jej poziom, czyli powstaje przypływ. W tym samym momencie po przeciwnej stronie globu siła przyciągania jest niewielka, gdyż odległość od Księżyca zwiększyła się o ponad 12 000 km (2 x promień Zie­mi). W sumie woda przyciągana jest słabiej niż sama Ziemia, faktycznie Ziemia odciągana jest od wody. Ponadto przy minimalnej sile przyciągania za­czyna przeważać siła odśrodkowa, która powoduje „odrzucanie" wody od Ziemi, tak jak pasażera środka lokomocji na zakręcie, co wywołuje efekt przypływu. Należy również pamiętać, że to nie spiętrzone przypływem wo­dy „obiegają" dookoła Ziemię, która wiruje wokół własnej osi, lecz Ziemia obraca się niejako pod nimi. Podniesione przypływem wody są bowiem „przytrzymywane" przez przyciąganie Księżyca. Prostopadle do linii przy­pływu notowany jest odpływ.
Największe przypływy i odpływy występują wtedy, gdy siła przy­ciągania Księżyca i Słońca sumują się, tzn. kiedy Księżyc i Słońce położo­ne są wzdłuż jednej linii. Do takiego położenia dochodzi w czasie nowiu i pełni Księżyca. Tworzą się wtedy tzw. pływy syzygijne. Znacznie mniejsze są plywy kwadrowe powstające, gdy siły przyciągania Księżyca i Słońca działaj ą w dwóch różnych kierunkach.
Na otwartym oceanie wysokość pływów jest niewielka i wynosi 0,5 - l m. Natomiast w strefach przybrzeżnych, szczególnie w przewężeniach (tj. cie­śninach i kanałach morskich), notuje się znacznie większe różnice poziomu wód - dochodzące do kilku metrów. Najwyższe pływy występują w Zatoce Fundy w Kanadzie, gdzie dochodzą do 20 m.

Powierzchniowe i głębinowe prądy morskie
Prąd morski przypomina ogromną rzekę płynącą w powierzchniowych wodach oceanów i mórz. Główną przyczyną powstawania prądów powierzch­niowych są stałe wiatry. Poza nimi ruch wody morskiej może być spowo­dowany różnicą gęstości wody wynikającą z różnic temperatury i zasolenia. Prądy powierzchniowe mają szerokość od kilku do kilkuset kilometrów i płyną z prędkością ok. 10 km /godz.
Na powierzchni Wszechoceanu prądy tworzą skomplikowany system cyrkulacji, nawiązujący do układu stałych wiatrów wiejących w dolnych warstwach troposfery. Na ostateczny kierunek prądów wpływa również siła Coriolisa oraz rozmieszczenie kontynentów. W uproszczeniu można po­wiedzieć, że na każdym z oceanów prądy powierzchniowe tworzą zamknięte kręgi cyrkulacji.
Tworzenie się i rozkład prądów przebiega wg następującego schematu:
• W strefie zbieżności pasatów, w szerokościach równikowych, w ciągu całego roku wiatr wieje w kierunku zachodnim. Ten stały wiatr po­woduje powstanie prądów Północno- i Południowo równikowego, płynących ze wschodu na zachód. Prądy te uznaje się za podstawowe - dające początek globalnej cyrkulacji prądów morskich.
• Ogromne masy wody przenoszone na zachód przez prądy równikowe powodują ubytek wody we wschodnich częściach oceanów, który jest wyrównywany przez Prąd Równikowy Wsteczny płynący z zachodu na wschód między prądami Północno równikowym i Południowo-równikowym.
• Na wszystkich oceanach prądy południowo równikowe, docierając do przeszkody - kontynentu, zmieniają kierunek na południowy i opływają wschodnie wybrzeża lądów do szerokości geograficznych ok. 45°S.
• Na szerokościach ok. 45°S prądy wkraczaj ą w strefę przeważających wiatrów zachodnich. Ze względu na brak naturalnych granic między oceanami tworzy się prąd morski - Dryf Wiatrów Zachodnich, który opływa całą Ziemię z zachodu na wschód. Prądy, o których była mowa w poprzednim punkcie, łączą się z Dryfem Wiatrów Zachodnich po wschodnich stronach kontynentów.
• W pobliżu południowych granic kontynentów, po ich zachodniej strome, od Dryfu Wiatrów Zachodnich oddzielają się odnogi prądów, które płyną na północ wzdłuż zachodnich wybrzeży lądów. W okolicy równika łączą się z Prądem Południoworównikowym, tworząc zamknię­ty krąg cyrkulacji na każdym z oceanów.
• Dryft Wiatrów Zachodnich, opływając Ziemię z zachodu na wschód, tworzy zamknięty obieg wspólnie z Antarktycznym Prądem Okołobie-gunowym płynącym w przeciwnym kierunku, gdyż jest pod wpływem stałych wschodnich wiatrów biegunowych.
• Na półkuli północnej (z wyjątkiem Oceanu Indyjskiego) prądy pół-nocnorównikowe, po dotarciu do przeszkody - kontynentu, zmieniaje kierunek i płyną na północ wzdłuż wybrzeży lądów do szerokości w których przeważaj ą wiatry zachodnie, tj. ok. 45°N.
• Na szerokościach ok. 45°N zaczynają płynąc przez oceany na wschód (kierunek wiatru z zachodu) do zachodnich wybrzeży kontynentów, gdzie rozdzielają się na dwie części: północną i południową;
a) południowe strumienie prądów, jako zimne płyną wzdłuż zachodnich wybrzeży kontynentów do szerokości równikowych, gdzie łączą się z prądami północno równikowymi i zamykają kręgi cyrkulacji
b) północne strumienie prądów jako ciepłe płyną wzdłuż wybrzeży w kie­runku bieguna. Stałe wiatry wiejące z wyżu biegunowego w kierunku zachodnim powodują powstanie prądów płynących z obszarów arktycznych na południe (wzdłuż wschodnich wybrzeży), tj. w stronę umiar­kowanych szerokości geograficznych, gdzie przeważają wiatry za­chodnie. Po osiągnięciu 45°N prądy te łączą się z prądami płynącymi z południa i płyną dalej wspólnie na wschód. Zamyka się w ten spo­sób drugi krąg cyrkulacji na półkuli północnej.
• Na Oceanie Indyjskim, na północ od równika, prądy morskie zmie­niają swój kierunek dwa razy w roku, gdyż znajdują się pod wpły­wem cyklicznej cyrkulacji monsunowej.
Powierzchniowe prądy morskie mogą mieć różną temperaturę. Jeśli płyną z obszarów cieplejszych, tj. z niższych w kierunku wyższych szeroko­ści geograficznych, niosą wody cieplejsze od wód otaczających - są prą­dami ciepłymi. W przypadku gdy prądy płyną z wyższych szerokości geo­graficznych w kierunku równika, ich wody mają temperaturę niższą niż wody otaczające. Takie prądy nazywamy zimnymi. Ciepłe i zimne prądy morskie są jednym z czynników kształtujących klimat (patrz: Atmosfera Ziemska, rozdz. 4)
W oceanie światowym poza prądami powierzchniowymi występują prądy głębinowe. Przyczyną ich powstania jest zróżnicowany ciężar wody spowo­dowany różnicą ich temperatur. W szerokościach geograficznych 50° - 60° dochodzi do zapadania się zimnych wód powierzchniowych płynących z wyższych szerokości pod lżejsze ciepłe wody. Są to tzw. strefy konwer­gencji, które występują na półkuli północnej i południowej. Wody, które zapadły się w głąb oceanu, płyną dalej bardzo wolno jako prąd głębinowy w stronę równika. W niskich szerokościach geograficznych są wynoszone na powierzchnię oceanu z prędkością ok. l cm w ciągu doby. Ten powolny wznoszący ruch wód głębinowych to upwelling. Wynoszone na powierzchnię wody są bogate w substancje odżywcze, dlatego na obszarach, gdzie zacho­dzi upwelling, występują najbogatsze łowiska morskie. Zjawisko upwellingu zachodzi głównie w strefie międzyzwrotnikowej, tam gdzie wiatry odpycha­ją od lądów wody powierzchniowe. Zaobserwowano je w pobliżu zachod­nich wybrzeży Afryki - w prądach Benguelskim i Kanaryjskim oraz Ameryki Północnej (Prąd Kalifornijski) i Ameryki Południowej (Prąd Peruwiański). Cyklicznie co kilka lat, we wschodniej części Oceanu Spokojnego następuje okresowe osłabienie lub zanik zjawiska upwellingu. Powierzchnia oceanu w tym rejonie nagrzewa się wtedy silniej o 2 - 5°C, co powoduje powstanie łagodnego prądu ciepłej wody płynącego w kierunku Peru. Prąd ten nazwano El Nino „Dzieciątko" ponieważ pojawia się w okresie Bożego Narodzenia. El Nino wywołuje szereg negatywnych następstw - ulewne deszcze w Ameryce Południowej, długotrwałe susze w Australii i Afryce, znikanie ryb u wybrzeży Peru itd.. Zjawisko El Nino jeszcze dokładnie nie rozpoznano.
Budowa Ziemi
Budowa wnętrza Ziemi
Wnętrze Ziemi, ze względu na wysoką temperaturę, jest niedostępne do prowadzenia bezpośrednich badań. Dlatego wiedzę o budowie Ziemi zdobywa się metodami pośrednimi, głównie metodą sejsmiczną. Polega ona na śle­dzeniu rozchodzenia się fal sejsmicznych powstających w czasie trzęsień ziemi lub wywoływanych sztucznie. Fale sejsmiczne zmieniają szybkość i kierunek rozchodzenia się w zależności od temperatury, ciśnienia, stanu skupienia i gęstości materii, w której się rozchodzą. Na tej podstawie wy­dzielono we wnętrzu Ziemi trzy koncentryczne warstwy zwane geosferami:
skorupę ziemską, płaszcz Ziemi i jądro Ziemi. Geosfery są od siebie od­dzielone wąskimi strefami przejściowymi - powierzchniami nieciągłości, w których fale sejsmiczne ulegają częściowemu załamaniu lub odbiciu i gwałtownej zmianie prędkości.
Skorupa ziemska - jest najbardziej zewnętrzną, sztywną powłoką Ziemi, zbudowaną głównie z lekkich pierwiastków. Składa się z dwóch warstw - zewnętrznej granitowej (skorupa kontynentalna) i zalega­jącej pod nią warstwy bazaltowej (skorupa oceaniczna). Skorupa kontynentalna tworzy tylko lądy i ma grubość średnio 30-40 km, a pod obszarami górskimi - 80 km. Wiek tej warstwy określa się na 3,8 mld lat. Skorupa kontynentalna zbudowana jest głównie ze skał zasobnych w krzem (Si) i glin (Al), stąd jej nazwa sial.
Gęstość warstwy granitowej wynosi ok. 2,7 g/cm3. Dolną granicę warstwy stanowi powierzchnia nieciągłości Conrada przebiegająca na głębokości 0-50 km. Poniżej nieciągłości Conrada znajduje się warstwa bazaltowa o grubości 6-11 km obejmująca całą kulę ziemską. Budują ją głównie krzem (Si) i magnez (Mg), stąd jej nazwa sima. Gęstość skał w warstwie bazaltowej jest większa niż warstwy granitowej i wynosi 3 - 3,4 g/cm3. Dolną granicę warstwy bazaltowej stanowi powierzchnia nieciągło­ści Moho przebiegająca pod oceanami na głębokości 5-8 km, a pod kontynentami na głębokości 30 - 80 km. Cała skorupa ziemska wraz z nieciągłością Moho i cienką, górną warstwą płaszcza Ziemi nazywana jest litosferą, ponieważ jest sztywna (lita). Litosfera pod oceanami osiąga grubość 50-100 km, natomiast pod kontynentami 300 - 400 km.
Płaszcz Ziemi - wypełnia przestrzeń między skorupą i jądrem Ziemi. Ze względu na różnice w składzie chemicznym został podzielony na płaszcz górny i dolny. Płaszcz górny tworzy, zaliczana do litosfery, cienka warstwa zbudowana głównie ze skał zwanych perydotytami, leżąca pod nią astenosfera oraz położona najniżej strefa przej­ściowa. Astenosfera sięga do głębokości ok. 350 - 400 km, tj. do powierzchni nieciągłości Golicyna. Cechą charakterystyczną astenosfery jest jej plastyczność - ugina się pod ciężarem skorupy ziem­skiej. Poniżej astenosfery rozciąga się strefa przejściowa sięga­jąca do głębokości ok. 1000 km, tj. do powierzchni nieciągłości Repettiego. Wszystkie wymienione części płaszcza górnego łącznie nazywane są crofesimą, ponieważ zbudowane są głównie z chromu (Cr), żelaza (Fe), krzemu (Si) i magnezu (Mg). Gęstość crofesimy wynosi 4,5 g/cm3. Płaszcz dolny leży poniżej 1000 km głębokości i zbudowany jest głównie z niklu (Ni), żelaza (Fe), krzemu (Si) i magnezu (Mg), dlatego nazywany jest nifesimą. Gęstość materii budującej płaszcz dolny wzrasta do 6,6 g/cm3. Pod płaszczem dol­nym rozciąga się kolejna powierzchnia nieciągłości oddzielająca go od jądra Ziemi - powierzchnia Wiecherta-Gutenberga. Materia budująca strefę przejściową płaszcza górnego i płaszcz dolny ma cechy stałego stanu skupienia. W obrębie całego płaszcza Ziemi zachodzi stała konwekcja termiczna.
Jądro Ziemi - zajmuje centralną część wnętrza Ziemi poniżej powierzchni nieciągłości Wiecherta-Gutenberga położonej na głębokości ok. 2900 km. Jądro Ziemi najprawdopodobniej składa się z dwóch części - jądra zewnętrznego rozciągającego się na głębokości od ok. 2900 km do ok. 5200 km i wewnętrznego leżącego poniżej tej głębokości. Jądro zewnętrzne i wewnętrzne rozdziela powierzchnia nieciągłości Lehmana. Jądro zbudowane jest głównie ze stopu żela­za (Fe) i niklu (Ni) stąd nazwa nife, oraz domieszki lżejszych pierwiastków (siarka, węgiel, krzem, potas, tlen). Gęstość materii budującej jądro wynosi ok. 12 g/cm3 w części zewnętrznej i ok. 17g/cm3 w części wewnętrznej. Jądro wewnętrzne jest prawdopodobnie ciałem stałym, natomiast zewnętrzne jest w stanie płynnym. Budowa jądra Ziemi umożliwiła powstanie magnetyzmu ziem­skiego, który jest podtrzymywany przez stałe przemieszczanie się gorącej materii (stopione żelazo) jądra zewnętrznego w kierunku sfer wyżej położonych.

Zmiana temperatury i ciśnienia w głębi Ziemi
Przesuwając się od powierzchni Ziemi w kierunku jej jądra, notowane są wyraźne zmiany temperatury i ciśnienia.
Powierzchnia Ziemi nagrzewana jest przez Słońce, co decyduje o zróżni­cowaniu termicznym powierzchni w zależności od szerokości geograficz­nej. Dobowe zmiany temperatur wywołane tym nagrzewaniem sięgają do różnych głębokości (w zależności od intensywności nagrzewania). W średnich szerokościach geograficznych dochodzą do 1,5 m głębokości. Poniżej, do głębokości 20 - 25 m, notuje się roczne zmiany temperatur. Głębiej zalega strefa neutralna, której temperatura równa jest średniej rocznej temperaturze powierzchni Ziemi.
Dopiero poniżej strefy neutralnej temperatura zaczyna systematycznie rosnąć. Średnio dla całej Ziemi wzrost temperatury o 1°C następuje przy przesunięciu się w głąb Ziemi o 33,3 m. Ten przyrost głębokości, jakiemu towarzyszy wzrost temperatury o 1°C, nazywamy stopniem geotermicznym. Wielkość stopnia geotermicznego jest zróżnicowana i zależy od budowy geologicznej obszaru. Na terenach wulkanicznych jest niewielki, np. w pobliżu Florencji we Włoszech wynosi 1,5 m, na Nowej Zelandii 1,5 - 2,0 m, na­tomiast na obszarach starych tarcz i platform kontynentalnych wyraźnie wzrasta, np. w Nigrze - 200 m, na Wyspach Bahama - 180,2 m, na Pół­wyspie Kola - 170 m.
Poniżej skorupy ziemskiej przyrost temperatury wraz z głębokością jest mniejszy. W poszczególnych geosferach temperatura wynosi:
• płaszcz górny - ok. 1000°C
• płaszcz dolny - ok. 2300°C
• jądro zewnętrzne - ok. 4500°C
• jądro wewnętrzne - ponad 6000°C
Podobnie jak w przypadku temperatury, wraz ze wzrostem głębokości ro­śnie ciśnienie, gdyż rośnie nacisk warstw nadległych. Obliczono, że średnio ciśnienie wzrasta o l atmosferę co 3,7 m. W przybliżeniu na głębokościach zalegania poszczególnych powierzchni nieciągłości ciśnienie wynosi:
• Moho(5-80km) - l,4Gpa* = 14 tyś. atmosfer
• Golicyna (400 km) - 15 GPa = 148 tyś. atmosfer
• Repettiego(lOOOkm) - 40 GPa = 394 tyś. atmosfer
• Gutenberga (2900 km) - 150 GPa = 1400 tyś. atmosfer
• Lehmana(5100km) - 330 GPa =3200 tyś. atmosfer
• centrum jądra wewnętrznego (6371 km) - 361 GPa =3579 tyś. atmosfer

Teoria płyt litosfery
Sztywna warstwa litosfery nie jest jednolita, uległa pionowym spękaniom, które podzieliły jąna kilkanaście kier zwanych płytami litosfery. Pęknięcia litosfery zostały spowodowane przemieszczaniem się materii w obrębie płaszcza Ziemi. Ogrzana na dużej głębokości magma unosi się pionowo i w górnej części plastycznej astenosfery rozpływa się na boki. „Płynąc" wzdłuż podstawy litosfery, ulega ochłodzeniu przez co zwiększa swój ciężar, co powoduje jej zapadanie się w głąb płaszcza. Są to tzw. prądy konwek­cyjne. W miejscu, gdzie prąd konwekcyjny pionowo przesuwa magmę w górę, podgrzana litosfera rozszerza się i powstaje grzbiet, który jest roz­ciągany przez prądy konwekcyjne w przeciwnych kierunkach. Powoduje to pęknięcie litosfery i powstanie w niej szczeliny - ryftu, w który wlewa się magma. Z kolei w miejscach, gdzie pionowy prąd konwekcyjny zstępuje w dół, wciąga on skompę w głąb astenosfery - subdukcja, gdzie litosfera ulega stopieniu. mchu płyt litosfery widoczne są głównie na ich obrzeżach, podczas gdy wnętrze płyt nie ulega prawie żadnym deformacjom. Oto czym charakteryzują się zmiany zachodzące wzdłuż granic płyt litosfery:
(* l Gpa (gigapaskal) = l miliard paskali ( l O9 Pa))
Konsekwencje ruchu płyt litosfery widoczne są głównie na ich obrzeżach, podczas gdy wnętrze płyt nie ulega prawie żadnym deformacjom. Oto czym charakteryzują się zmiany zachodzące wzdłuż granic płyt litosfery:
Ryfty - prawie wszystkie przebiegają na obszarach oceanicznych, gdzie tworzą grzbiety śródoceaniczne. Oś grzbietu stanowi dolina ryfto-wa, tj. pęknięcie, przez które wydobywa się na powierzchnię lawa bazaltowa, czemu towarzyszą wybuchy wulkanów i trzęsienia ziemi. W osi grzbietu lawa jest najmłodsza, a w miarę oddalania się od osi coraz starsza. Przyrastające w ten sposób nowe dno oceaniczne powoduje odsuwanie się od siebie kontynentów położo­nych po obu stronach oceanu. Szybkość odsuwania się płyt na ry-ftachjest zróżnicowana i wynosi w ciągu roku np. wzdłuż grzbietu Środkowo atlantyckiego 10-20 mm, w strefie Morza Czerwonego - 100 mm, na grzbiecie Wschodnio pacyficznym - 150 mm. Oś grzbietów oceanicznych nie jest linią prostą, lecz przesuwa się wzdłuż poprzecznych stref spękań. Poza obszarami morskimi ryfty przebiegaj ą jedynie przez wschodnią Afrykę i Islandię. Strefy subdukcji - stała objętość Ziemi powoduje, że nadmiar litosfery spowodowany jej stałym przyrastaniem na ryftach jest niszczony w strefach subdukcji - wciąganie i przetapianie w płaszczu Ziemi. Gdy strefa subdukcji przebiega na oceanie, tworzą się w jego dnie głębokie rowy oceaniczne, w których gromadzone są osady. Obniżające się dno rowu powoduje liczne trzęsienia ziemi i czynny wulkanizm. Z wulkanów wydobywają się lawy andezytowe o składzie chemicznym pośrednim między skałami kontynentalnymi a oceanicznymi. Gdy dochodzi do napierania płyty oceanicznej na kontynentalną, ta druga jako lżejsza pozostaje na wierzchu, a subdukcji (wciąganiu) ulega płyta oceaniczna. Przy zderzeniu dwóch płyt kontynentalnych nie dochodzi do subdukcji żadnej z nich. Krawędzie obu płyt ulegają wtedy sfałdowaniu. W taki właśnie sposób wykształciło się pasmo Himalajów.

Minerały i skały
Skorupa ziemska zbudowana jest z minerałów wchodzących w skład skał. Minerały to związki chemiczne lub pierwiastki o jednorodnej budowie fizycznej, powstające w skorupie ziemskiej w wyniku działania procesów geologicznych. Minerał jest ciałem stałym o krystalicznej budowie, tzn. ato­mach lub jonach uporządkowanych w sposób charakterystyczny dla danego minerału. Minerały mogą powstawać w czasie krzepnięcia magmy, wytrą­cać się z roztworów zawierających rozpuszczone substancje, tworzyć się w wyniku procesu wietrzenia chemicznego lub przekształceń zachodzących pod wpływem wysokich temperatur i ciśnienia. Minerały różnią się twardością, tj. odpornością na ścieranie. Najmniej twardym minerałem jest talk, najbardziej twardym - diament. Twardość minerałów ma znaczenie w wykorzystaniu ich do celów praktycznych.
Obecnie znamy ponad 3000 minerałów, lecz tylko ok. 200 z nich od­grywa dużą rolę w budowie skał, są to minerały skałotwórcze. Należą do nich:
• kwarc - dwutlenek krzemu
• skalenie - glinokrzemiany sodu, potasu i wapnia
• mika (łyszczyk) - uwodnione glinokrzemiany potasu, żelaza i magnezu
• kalcyt - węglan wapnia.
Minerały występujące w skorupie ziemskiej w postaci kryształów niezwy­kle rzadko, to kamienie szlachetne, np. diament, beryl, topaz, oliwin, opal. Naturalny zespół jednorodnych lub różnych minerałów to skała.
Skały można dzielić według różnych kryteriów, a mianowicie ze wzglę­du na:
• skład chemiczny - kwaśne (duża zawartość krzemionki), zasadowe, obojętne
• stan zespolenia okruchów - lite, zwięzłe, luźne
• rozmiar i kształt minerałów (struktura skały) - jawnokrystaliczne, skrytokrystaliczne, porfirowe
• warunki powstawania - magmowe, osadowe, przeobrażone.
Skały magmowe
Skały magmowe powstają w wyniku krzepnięcia magmy, czyli gorącego stopu krzemianów występującego w płaszczu górnym i lokalnie w skorupie ziemskiej. W magmie znajdują się również gazy - dwutlenek węgla, chlor, para wodna. Magma po wydostaniu się na powierzchnię Ziemi pozbawiona jest większości składników lotnych i nazywana jest lawą. W zależności od miejsca krzepnięcia, a tym samym różnych warunków krystalizacji mine­rałów, wyróżniamy skały:
• głębinowe - powstające pod powierzchnią ziemi, gdzie magma stygnie wolno, a znajdujące się w niej minerały krystalizują się w widoczne gołym okiem kryształy - budowa jawnokrystaliczna. Jeśli magma zawiera ponad 60% krzemionki, powstaje z niej skała kwaśna (np. granit), przy mniejszej zawartości krzemionki - skała obojętna (np. sjenit, dioryt, gabro). Natomiast gdy zawartość krzemionki w magmie jest niewielka, powstają skały zasadowe (np. perydotyt).
• wylewne - zastygające na powierzchni ziemi. Proces krystalizacji minerałów w związku z szybkim krzepnięciem lawy zachodzi gwał­townie. Dlatego skały wylewne maja budowę skrytokrystaliczną. W zależności od składu chemicznego mogą być kwaśne (np. riolit), obojętne (bazalt, melafir, andezyt) lub zasadowe (bazalt oliwinowy). Skały wylewne mogą mieć również budowę porfirową, powstającą gdy proces krystalizacji rozpoczął się pod powierzchnią ziemi - wy­raźne kryształy, a zakończył na jej powierzchni - masa drobnokrysta-liczna, tzw. ciasto skalne. Budową porfirową charakteryzuje się andezyt i porfir.
• żyłowe - powstające w szczelinach skał już istniejących. Mają naj­częściej budowę jawnokrystaliczna, np. pegmatyt będący skałą kwaśną. Skały magmowe mają przede wszystkim zastosowanie w budownictwie, w tym również w budownictwie drogowym.

Skały osadowe
Skały osadowe mogą powstawać w bardzo różnorodnych warunkach, w wyniku działania różnych procesów. Ze względu na odmienny sposób powstawania, skały osadowe dzielimy na trzy grupy:
• okruchowe - powstające z okruchów skał starszych (już istniejących) mszczonych przez procesy zewnętrzne. W pierwszej fazie powstawania wszystkie skały okruchowe są luźne, później mogą zostać spojone lepiszczem i stać się skałami zwięzłymi. Wielkość okruchów budują­cych skały może być różna.
Taką samą wielkość ziaren jak muły ma less, zbudowany z pyłu kwar­cowego z otoczkami węglanu wapnia, będący skałą słabo zwięzłą.
• organogeniczne - powstałe z nagromadzenia szczątków zwierzęcych lub roślinnych. Ze szkieletów i muszli obumarłych organizmów mor­skich powstały wapienie, np. z muszli małży i ślimaków - wapień muszlowy, z koralowców - wapień koralowy, z otwomic i szczątków glonów - kreda.
Rozkład substancji roślinnej bez dostępu powietrza (proces uwęglania) doprowadził do powstania: torfu - z mchu i roślin bagiennych, węgla kamiennego i brunatnego - z drzewiastych roślin paprotnikowych. Pochodzenia organicznego są także mieszaniny węglowodorów - ropa naftowa, gaz ziemny, wosk ziemny, asfalt.
• chemiczne - tworzące się w wyniku procesu wytrącania związków chemicznych z wody. Proces ten zachodzi intensywnie w warunkach dużego parowania. Z wody morskiej wytrącają się kolejno: gips, an­hydryt, sól kamienna, sól potasowa. Z wody nasyconej węglanem wapnia wytrącają się w jaskiniach nacieki wapienne - trawertyny. Skałą pochodzenia chemicznego jest również siarka, osadzana w szcze­linach z wyziewów wulkanicznych lub powstająca z przemiany gipsu w siarkowodór a następnie w siarkę - proces ten zachodzi pod wpływem bakterii.

Skały przeobrażone
Skały przeobrażone, zwane inaczej metamorficznymi, powstały w wyniku przekształcania skał magmowych lub osadowych. W przypadku gdy prze­obrażenie następuje pod wpływem wysokiej temperatury wynikającej z są­siedztwa ogniska magmy, mamy do czynienia z metamorfizmem kontak­towym. Jeśli przyczyną przeobrażenia skał jest wysokie ciśnienie np. podczas fałdowania, mówimy o metamorfizmie dynamicznym. Natomiast gdy już ukształtowane skały pogrążają się w głębi skorupy ziemskiej - gdzie wpływa na nie zarówno wysoka temperatura, jak i wysokie ciśnienie - zachodzi metamorfizm regionalny.
W wyniku metamorfizmu dochodzi do przeobrażenia:
• wapienia w marmur
• piaskowca w kwarcyt
• granitu w gnejs
• skał ilastych w łupki ilaste
• mułowców w fyllity
• węgla w grafit

Złoża minerałów i skał
Złożem mineralnym nazywany naturalne nagromadzenie użytecznych
minerałów lub skał w ilości nadającej się do eksploatacji. Złoża powstają
w wyniku różnorodnych procesów geologicznych. Ze względu na sposób
powstawania wyróżniamy złoża pochodzenia:
magmowego - tworzące się w czasie krzepnięcia ogniska magmowego. Spadająca temperatura zastygającej magmy powoduje krystalizację różnych związków chemicznych, np. chromu, platyny, magnetytu. W szczelinach zastygłych już skał krążą gorące roztwory, z których krystalizują minerały stopniowo wypełniające szczeliny. W ten spo­sób powstają tzw. złoża hydrotermalne, złota, srebra, żelaza, miedzi, rtęci, cynku i ołowiu. Natomiast z gorących gazów i pary może powstawać siarka. Tworzące się z zastygłej magmy skały również tworzą złoże surowcowe (granit, gabro, bazalt).
osadowego - czyli złoża powstające w takich samych warunkach jak skały osadowe. Najwięcej złóż tworzy się w wysychających zbiornikach morskich oraz w przybrzeżnych strefach morza, np. sól kamienna, sól potasowa, siarka, miedź, gips. W wyniku nagromadzenia sub­stancji organicznej powstają węgle, ropa naftowa i gaz ziemny.
metamorficznego - powstające z innych, wcześniej utworzonych złóż, w wyniku procesów metamorficznych. Przykładem jest grafit prze­obrażony z węgla oraz magnetyt (wysokoprocentowa ruda żelaza) powstający z syderytu lub limonitu (rud niskoprocentowych). Złoża minerałów i skał mogą zalegać pod lub na powierzchni ziemi w różny sposób.
Dzieje Ziemi
Bezwzględny i względny wiek Ziemi
Ziemia jako planeta istnieje prawdopodobnie ok. 5-6 miliardów lat. Powstała z chmury pyłu krążącej wokół Słońca, z której tworzyły się różnej wielkości bryły, łączące się w końcowej fazie tworzenia planety w jedną ca­łość - kulę. Pozostałością po tym okresie są meteoryty, których wiek okre­śla się na ponad 4,5 mld lat. Powierzchnia powstałej kuli zaczęła się w pewnym momencie topić, co doprowadziło do wytworzenia pierwotnej skorupy ziemskiej. W najstarszych na Ziemi skałach budujących część La-bradoru i Grenlandii znaleziono ziarna cyrkonu osiągające wiek 4,3 mld lat, które musiały powstać w skałach jeszcze starszych. Dlatego bezwzględny wiek skorupy ziemskiej określa się na ok. 4,5 miliarda lat.
W geologii poza bezwzględnym wiekiem skał określa się również wiek względny, czyli kolejność powstawania skał (wskazuje się, które skały są starsze, a które są młodsze).
W odtwarzaniu dziejów skorupy ziemskiej za najważniejszą uznaje się zasadę aktualizmu, która zakłada, że w przeszłości zachodziły takie same procesy jak współcześnie i przebiegały według identycznych zasad - „te same przyczyny, w tych samych warunkach prowadzą do takich samych skutków". Przykładem mogą być złoża soli powstające obecnie w płytkich zatokach morskich w warunkach ciepłego, suchego klimatu. Jeśli na jakimś obszarze występują złoża soli datowane na kilkadziesiąt milionów lat, znaczy to, że kilkadziesiąt milionów lat temu na tym obszarze znajdowało się morze oraz, że klimat był wtedy suchy i ciepły.

Metody badania bezwzględnego i względnego wieku skał
Określenie bezwzględnego i względnego wieku skał dokonywane jest na podstawie wielu metod badawczych. Wiek bezwzględny określamy za pomocą pierwiastków promieniotwórczych, które ulegają rozpadowi w okre­ślonym czasie, w którym połowa jego atomów przekształca się w inny pier­wiastek. Jest to tzw. okres połowicznego rozpadu. Badając w skale zawartość pierwiastka promieniotwórczego oraz zawartość produktów jego rozpadu, możemy określić bezwzględny wiek skały. Ponieważ okres połowicznego rozpadu jest inny dla każdego pierwiastka, stąd do datowania skał wyko­rzystujemy wiele pierwiastków promieniotwórczych. Od pierwiastków tych biorą się nazwy następujących izotopowych metod datowania:
• uranowo-otowiowa - w której wykorzystuje się uran 238 rozpadający się połowicznie po 4,47 mld lat na ołów 206. Metodę wykorzystuje się do datowania najstarszych skał.
• rubidowo-strontowa - izotop rubidu 87 przekształca się w izotop strontu 87 w ciągu 49 mld lat, stąd metoda jest przydatna zwłaszcza do datowania granitów liczących powyżej 100 min lat.
• potasowo-argonowa - wykorzystywana jest do datowania skał li­czących kilka milionów lat (zwłaszcza bazaltów). Promieniotwórczy potas 40 przekształca się w argon 40 w ciągu 1,3 min lat.
• węgla radioaktywnego ("C) - służy do określania wieku tylko szczątków organicznych, gdyż radioaktywny węgiel bierze udział w procesach życiowych organizmów żywych. Po ich śmierci izotopu C ubywa - przechodzi on w azot 14. Okres połowicznego rozpadu węgla wynosi 5370 lat, dlatego metoda może być stosowana tylko w przypadku osadów młodych - liczących od kilkuset do 50 tyś. lat. Bezwzględny wiek skał określa się również wykorzystując magnetyzm ziemski. Skały magmowe i niektóre osadowe w czasie powstawania uzyskują stałe namagnesowanie zgodne z polem magnetycznym. Pole magnetyczne Ziemi regularnie zmienia swój kierunek co ok. 700 tyś. lat - magnetyczna północ staje się magnetycznym południem i na odwrót. Badając magnetyzm skał datowanych metodami radiometrycznymi, można potwierdzić ich bez­względny wiek na podstawie cyklicznej zamiany biegunów magnetycznych.
W badaniach względnego wieku skał wykorzystuje się następujące me­tody:
• stratygraficzną - polegającą na ustaleniu kolejności zalegania warstw skalnych, przyjmując zasadę, że w skałach ułożonych poziomo najstarsze skały leżą najgłębiej, natomiast w skałach sfałdowanych lub pociętych uskokami wszystkie skały są starsze niż sama deformacja;
• petrograficzną - uwzględniającą warunki powstawania poszczegól­nych skał i na tej podstawie wyjaśnianie wydarzeń geologicznych, np. bazalt świadczy o wulkanizmie, wapień o istnieniu morza;
• tektoniczną - która pozwala ustalać wydarzenia na podstawie nie­zgodności w ułożeniu warstw skalnych;
• geomorfologiczną - polegającą na ustalaniu wydarzeń w oparciu o badanie form powierzchni Ziemi;
• paleontologiczną - polegająca na ustalaniu wieku i warunków po­wstawania skał na podstawie śladów szczątków roślin i zwierząt, czy­li skamieniałości. Szczególnie ważne są skamieniałości przewodnie, tj. szczątki tych organizmów, które w porównaniu z wiekiem Ziemi żyły w krótkim okresie czasu, lecz występowały na dużych obszarach, np. na całym globie. Metoda paleontologiczna pozwoliła na podział dziejów Ziemi na jednostki czasu, tj. ery i okresy.

Podział dziejów Ziemi na ery i okresy
Wyniki badań bezwzględnego i względnego wieku skał były podstawą podziału dziejów Ziemi na jednostki czasu geologicznego. Najdłuższymi jednostkami są ery geologiczne wydzielone na podstawie wielkich mchów skompy ziemskiej lub radykalnych zmian w świecie organicznym. Nazwy er zaczerpnięto z języka greckiego (patrz: tabela 8.). Ery podzielono na okresy (systemy), tj. jednostki czasu, w których nie wystąpiły większe zmiany świata organicznego. Nazwy okresów geologicznych pochodzą głównie od nazw miejscowości, w których po raz pierwszy opisano skały tego systemu (okresu). Okresy geologiczne dzieli się na epoki, epoki na piętra, w których wydzielono jeszcze krótsze jednostki czasu geologicznego. Podstawą po­działu er na mniejsze jednostki były głównie skamieniałości przewodnie, natomiast długość trwania poszczególnych okresów i epok ustalono w oparciu o wyniki badań radiometrycznych.

Najważniejsze wydarzenia w dziejach Ziemi
Era prekambryjska jest najstarszą i najdłuższą erą w dziejach Ziemi. Wtedy powstała skorupa ziemska, pierwotna atmosfera i hydrosfera. W krze­pnącej skorupie jako pierwsze powstały skały magmowe - granity, gabra i porfiry, które później uległy przeobrażeniu w gnejsy, kwarcyty, łupki krysta­liczne. Ze stygnącej skorupy ziemskiej uchodziły gazy - powstawała pierwotna atmosfera o składzie zbliżonym do składu chemicznego gazów wulkanicznych, nie było w niej tlenu. Dominująca w atmosferze para wodna dała początek hydrosferze. Cienka skorupa ziemska podlegała częstym ruchom górotwór­czym. Intensywny był także wulkanizm. Obszary górskie niszczone przez procesy zewnętrzne dały początek powstawaniu skał osadowych - zlepieńce.
Na początku proterozoiku uformowały się sztywne cokoły współcze­snych kontynentów, które nie podlegały późniejszym ruchom górotwór­czym. Stanowiąje:
• tarcze krystaliczne - obszary zbudowane z krystalicznych silnie zmetamorfizowanych skał, nieco wgiętych w części środkowej, które do dziś nie zostały przykryte młodszymi osadami lub osady zostały z nich zdarte;
• platformy - obszary skał krystalicznych pokryte młodszymi skałami
osadowymi ułożonymi poziomo lub prawie poziomo. W prekambrze powstały następujące tarcze i platformy:
• w Europie - Platforma Wschodnioeuropejska, tarcze Bałtycka i Ukraińska
• w Azji - tarcze: Dekańska, Arabska. Ałdańska i platformy: Syberyjska, Chińska
• w Afryce - Platforma Saharyjska i Południowoafrykańska oraz tarcze Gwinejska, Rodezyjska i inne
• w Ameryce Północnej - tarcze: Kanadyjska i Grenlandzka
• w Ameryce Południowej - tarcze: Gujańska i Brazylijska
• w Australii - Platforma Australijska z tarczami Yilgam i Kimberley
• Platforma Wschodnioantarktyczna
Pod koniec prekambru wszystkie kontynenty były ze sobą połączone w jeden wielki obszar lądowy. W późniejszych erach uległ on rozbiciu na poszczególne kontynenty zmieniające swoje położenie.
Pierwsze organizmy żywe pojawiły się między 3 a 4 mld lat temu. Były to bakterie beztlenowe oraz sinice wzbogacające atmosferę w tlen. Pod ko­niec prekambru pojawiły się organizmy wielokomórkowe nie posiadające szkieletów. Dlatego ich ślady zachowały się tylko w postaci odcisków. Naj­starsze ślady życia datowane na 3,8 mld lat znaleziono na Grenlandii i w Australii.
Era palcozoiczna - w ciągu jej trwania dwukrotnie miały miejsce ru­chy górotwórcze:
• kaledońskie (pod koniec syluru) - w czasie tej orogenezy wypiętrzyły się: Góry Skandynawskie, Góry Szkocji, częściowo Góry Świętokrzy­skie, północna część Appalachów, północno-wschodnia Grenlandia, Sajany i Góry Jabłonowe, część Ałtaju;
• hercyńskie (w karbonie) - Ardeny, Ural, Harz, Wogezy, Schwarz-wald, Rudawy, Masyw Centralny, Sudety, Góry Świętokrzyskie, część Ałtaju, Tien-szan, Góry Przylądkowe, południowa część Appa­lachów, Góry Wododziałowe.
Świat organiczny reprezentowany jest głównie przez skorupiaki, małże, gąbki i inne zwierzęta morskie. Skamieniałościami przewodnimi dla kambru i ordowiku są trylobity, dla syluru - graptolity. W sylurze pojawiają się pierwsze kręgowce, w dewonie - płazy, w permie - gady. Pierwsze rośli­ny lądowe pojawiły się w sylurze, natomiast karbon to okres bujnego roz­woju drzewiastych widłaków, skrzypów i paproci.
Era mezozoiczna - to era, w której były największe zmiany zasięgów lą­dów i mórz. Wielkie zalewy morskie wystąpiły w jurze i kredzie. Powstały ogromne pokłady skał osadowych - wapieni, margli, dolomitów i piaskowców. Pod koniec kredy rozpoczynają się ruchy górotwórcze - orogeneza alpejska, której główna faza przypada jednak na okres trzeciorzędu. W kredzie wy-fałdowały się góry wschodniej Azji - Wierchojańskie, Czerskiego, Stano­we, Sichote Alin oraz Kordyliery.
W mezozoiku nastąpił gwałtowny rozwój roślin iglastych, a w świecie zwierząt - gadów, które dostosowały się do życia we wszystkich rodzajach środowiska (woda, ląd, powietrze). W erze pojawiają się pierwsze uzębione ptaki i ssaki. Skamieniałością przewodnią ery mezozoicznej są amonity i belemnity.
Era kenozoiczna - najkrótsza era, trwająca do chwili obecnej. Z geolo­gicznego punktu widzenia najważniejszymi wydarzeniami kenozoiku są: oro­geneza alpejska (trwająca przez dolny i środkowy trzeciorzęd) oraz zlodowa­cenia półkuli północnej w plejstocenie.
W czasie orogenezy alpejskiej wyfałdowały się:
• w Europie - Alpy, Pireneje, Karpaty, Góry Dynarskie, Apeniny, Gó­ry Betyckie, Bałkany
• w Azji - Kaukaz, Himalaje, Taurus, Zagros, Hindukusz, Pamir
• w Afryce - Atlas
• w Ameryce Południowej - Andy
• zachodnia część Antarktydy
W plejstocenie znacznie ochłodził się klimat, co na półkuli północnej doprowadziło do kilku zlodowaceń Europy, Ameryki Północnej i Azji. Oziębienie spowodowało również obniżenie granicy wiecznego śniegu na terenach górskich nie objętych lądolodami - we wszystkich większych gó­rach powstały lodowce górskie. Po ustąpieniu ostatniego zlodowacenia w Europie powstało Morze Bałtyckie (holocen).
W świecie organicznym zaszły również istotne zmiany. Przede wszyst­kim pojawiły się ssaki, a pod koniec trzeciorzędu - człowiek pierwotny.

Wewnętrzne procesy geologiczne
Zarówno powierzchnia skorupy ziemskiej, jak i jej wnętrze ulegają cią­głym zmianom, które są rezultatem działania złożonych procesów geolo­gicznych. Jeśli przyczyny procesów tkwią w litosferze lub głębszych war­stwach Ziemi, nazywamy je procesami endogenicznymi (wewnętrznymi). Zaliczamy do nich zjawiska plutoniczne, wulkaniczne i sejsmiczne oraz proce­sy górotwórcze, izostatyczne i epejrogeniczne. Przyjmuje się, że mechanizmem wymuszającym zjawiska i procesy endogeniczne jest ruch płyty litosfery.
Generalnie procesy endogeniczne prowadzą do podnoszenia powierzchni Ziemi, w przeciwieństwie do procesów egzogenicznych (zewnętrznych) dążących do wyrównywania powierzchni.

Zjawiska plutoniczne
Plutonizm to przemieszczanie się magmy w obrębie skorupy ziemskiej bez jej wydostania się ponad powierzchnię. Gorąca magma przesuwa się w zastygłych już skałach litosfery w kierunku powierzchni ziemi. Wciskając się między skały, tworzy intruzje, które mogą mieć różne rozmiary i kształty. Intruzjami magmowymi są:
batolit - intruzja ogromnych rozmiarów - może osiągać kilkaset kilome­trów długości lub szerokości. Dno batolitu stopniowo przechodzi
w płynne ognisko magmowe.
lakkolit - intruzja w kształcie soczewki wypełniająca przestrzeń między
warstwami skał, co często prowadzi do powstania nabrzmienia na
powierzchni ziemi. silla (żyła pokładowa) - warstwa magmy wciśnięta między skały zgodnie
z ich ułożeniem.
dajka - żyła magmowa przecinająca skały niezgodnie z ich uwarstwieniem. Magma zastygająca w intruzjach tworzy skały jawnokrystaliczne. Tempera­tura magmy wciskającej się w skały już istniejące jest bardzo wysoka, co powoduje ich przeobrażenie (metamorfizm kontaktowy).

Zjawiska wulkaniczne
Wulkanizmem nazywamy zjawiska związane z wydobywaniem się mag­my i towarzyszących jej gazów na powierzchnię ziemi. Lawa wulkaniczna składa się z tlenków krzemu, glinu, glinokrzemianów i gazów, a jej temperatura dochodzi do 1400°C. W zależności od zawartości krzemionki, lawy dzielimy na kwaśne - bogate w krzemionkę i zasadowe - z małą zawartością krze­mionki. Lawa kwaśna odznacza się dużą lepkością, dlatego tworzy krótkie potoki płynące z prędkością kilku kilometrów na godzinę. Natomiast lawa za­sadowa, posiadająca niewielką lepkość, płynie szybko - kilkanaście lub kilkadziesiąt kilometrów na godzinę. W czasie wybuchu wulkanu, tzw. erupcji, na powierzchnię ziemi wydobywają się również gazy, głównie para wodna, tlenki węgla, chlor, siarkowodór i azot oraz różnej wielkości pro­dukty stałe, powstałe z zakrzepniętej lawy. Należą do nich:
• bomby wulkaniczne - wrzecionowate kawałki zakrzepłej w powietrzu lawy o wielkości powyżej 60 mm,
• lapille - kamyki różnego kształtu o średnicy 2-60 mm,
• piasek i popiół wulkaniczny - ziarna o średnicy poniżej 2 mm, które po scementowaniu tworzą skały zwane tufami,
• pył wulkaniczny - ziarna o średnicy poniżej 0,05 mm.
Produkty wybuchu wulkanu mogą wydobywać się wzdłuż szczeliny (wulkanizm szczelinowy), np. wulkany na Islandii i Nowej Zelandii, gdzie szczeliny dochodzą do 20 km długości. Mogą wydobywać się także kraterem - otworem kończącym komin wulkaniczny, czyli połączenie wulkanu z ogni­skiem magmy (wulkanizm centralny). W wyniku erupcji centralnych dochodzi do powstania stożka wulkanicznego, który może być płaski i rozległy, tzw. wulkan tarczowy zbudowany z lawy zasadowej, lub wysoki o stromych stokach - wulkan stożkowy powstający z law kwaśnych. Szczyt stożka wul­kanicznego w wyniku kolejnych erupcji może zostać rozerwany lub zapaść się. Powstaje wtedy rozległe zagłębienie zwane kalderą, w której może wyrosnąć nowy stożek.
Wulkany można również podzielić ze względu na strukturę wyrzuca­nych produktów. Wyróżniamy wtedy wulkany:
• efuzywne (lawowe) - gdy wydobywa się tylko lawa, np. wulkany na Hawajach (Mauna Loa), w Islandii, Merapi na Jawie;
• eksplozywne (tufowe) - wyrzucające gazy i produkty stałe, np. Aguan w Gwatemali, Mayon na Filipinach, Krakatau u wybrzeży Japonii;
• stratowulkany (mieszane) - w których występuje erupcja gazów i produktów stałych na przemian z wylewami lawy, np. Wezuwiusz, Fudżi-Jama, Kilimandżaro.
Innym kryterium podziału wulkanów jest ich aktywność. Wyróżniamy wulkany:
• czynne - czyli systematycznie przejawiające swoją działalność,
• drzemiące - o wybuchach bardzo rzadko występujących np. co kil­kaset lat,
• wygasłe - w których działalność wulkaniczna już się zakończyła
i wulkan nie wybuchał w czasach historycznych. Obecnie na Ziemi znanych jest ponad 450 czynnych wulkanów. Ich rozmieszczenie jest ściśle związane z krawędziami płyt litosfery, ponieważ w sferach subdukcji i wzdłuż ryftów skorupa ziemska jest słabsza i występują liczne jej spękania ułatwiające magmie przemieszczanie się w kierunku powierzchni ziemi. Na terenach objętych działalnością wulkaniczną wy­stępują gorące źródła, których szczególną odmianą są gejzery.

Trzęsienia ziemi
Trzęsieniem ziemi nazywamy drgania skompy ziemskiej, obserwowane na jej powierzchni, wywołane czynnikami wewnętrznymi. W zależności od przyczyny powodującej drgania wyróżniamy trzęsienia ziemi:
• tektoniczne - spowodowane przesunięciem się mas skalnych w skoru­pie ziemskiej. Trzęsienia tego typu świadcząc braku stabilności litosfe­ry i występują przede wszystkim wzdłuż granic płyt litosfery (ryfty, strefy subdukcji), na obszarach fałdowań alpejskich oraz w strefach uskoków (Kalifornia - uskok San Andreas). Tektoniczne trzęsienia ziemi są najgroźniejsze dla człowieka i stanowią ok. 90% wszystkich trzęsień.
49 50 51 • wulkaniczne - towarzyszące wybuchom wulkanów, powodowane ruchami magmy w skorupie ziemskiej. Stanowią ok. 7% ogólnej liczby trzęsień i są zdecydowanie mniej groźne niż trzęsienia typu tektonicznego.
• zapadliskowe - spowodowane zapadaniem się stropów jaskiń bądź wyrobisk górniczych (tąpnięcia). Mają niewielki zasięg i stanowią ok. 3% wszystkich trzęsień.
Rocznie na całym globie rejestruje się 8 - 12 tyś. trzęsień, z czego na szczęście tylko niewielka część odczuwana jest przez człowieka.
Trzęsienie ziemi powstaje w hipocentrum (ognisku), skąd rozchodzą się we wszystkich kierunkach fale sprężyste zwane sejsmicznymi. Najszybciej docierają do epicentrum (ośrodka) położonego na powierzchni ziemi bez­pośrednio nad hipocentrum. Fale sejsmiczne, dochodząc do epicentrum, zmieniają swój kierunek na poziomy i rozchodzą się promieniście jako tzw. fale powierzchniowe z prędkością 3,5 - 3,8 km/s. Im dalej od ośrodka trzę­sienia, tym siła fal sejsmicznych jest mniejsza. Stąd największe zniszczenia na powierzchni występują w epicentrum lub jego najbliższym sąsiedztwie.
Ognisko trzęsienia ziemi może występować na różnych głębokościach. Jeśli jest to głębokość do 70 km, mamy do czynienia z trzęsieniem płytkim, których jest najwięcej.
Gdy hipocentrum znajduje się na głębokości 70 - 300 km, mówimy o trzęsieniu średnim, natomiast trzęsienia głębokie mają miejsce, gdy ognisko położone jest na głębokości 300 - 700 km. Głębokie trzęsienia ziemi są charakterystyczne dla strefsubdukcji otaczających Pacyfik.
Prędkość rozchodzenia się fal sejsmicznych oraz ich siła notowane są przez specjalne urządzenia zwane sejsmografami. Siłę trzęsienia określa się za pomocą skali Richtera, w której każdy następny stopień oznacza wstrząs 10-krotnie silniejszy od poprzedniego. Skala Richtera liczona jest od O do 9 stopni. Skutki trzęsień ziemi przedstawia się za pomocą 12-stopniowej skali Mercallego. Według tej skali trzęsienie ziemi o sile 6 stopni jest trzę­sieniem silnym, a powyżej 10 stopni ma skutki katastrofalne.
Częstotliwość występowania trzęsień jest kryterium podziału Ziemi na obszary:
sejsmiczne - charakteryzujące się dużą częstotliwością silnych trzęsień ziemi, np. w strefie sejsmicznej wokół Pacyfiku zachodzi ok. 80% wszystkich trzęsień,
asejsmiczne - czyli tereny pozbawione trzęsień. Są to stare tarcze i plat­formy kontynentalne oraz dna oceanów poza strefami grzbietów i rowów oceanicznych,
penscjsmicznc - obszary słabych, rzadko występujących trzęsień ziemi (jako epicentra) pokrywające się z obrzeżami platform i orogenów.

Procesy górotwórcze - orogeniczne
Ruchy górotwórcze to długotrwały, liczący miliony lat, proces prowadzący do powstawania łańcuchów górskich. Używany, zamiennie z górotwórczością, termin orogeneza rozumieć należy jako proces fałdowania, nasuwania, me-tamorfizmu i wypiętrzenia górotworu. Terminu orogeneza używa się rów­nież dla określenia okresu o dużym natężeniu ruchów górotwórczych, np. orogeneza alpejska (patrz: Dzieje Ziemi, rozdz. 4.) Powstanie orogenu (gór) tłumaczy się obecnie tektoniką płyt litosfery. Proces górotwórczości zachodzi na krawędziach zderzających się płyt, czyli w strefach subdukcji, prze­biegając według następujących etapów:
l. W strefie ścierania się płyty oceanicznej z kontynentalną (łańcuchy górskie otaczające Ocean Spokojny)
• w miejscach, gdzie płyta oceaniczna podsuwa się pod płytę kontynental­ną, tworzy się głęboki rów oceaniczny, tzw. geosynklina systema­tycznie wypełniana osadami morskimi i lądowymi;
• pod wpływem ciężaru osadów dno geosynkliny obniża się;
• ruch płyty oceanicznej w kierunku kontynentu powoduje zgniatanie (sfałdowanie) osadów w geosynklinie;
• w wyniku ruchu płyt zostaje zaburzona równowaga grawitacyjna skorupy ziemskiej, co powoduje wypiętrzenie sfałdowanych osadów;
• wciągana w głąb płyta oceaniczna ulega częściowemu stopieniu i na głębokości 100 - 120 km tworzą się magmowe ogniska wulkanów.
W strefie kolizji dwóch płyt kontynentalnych (alpejski system górski od Pirenejów po Himalaje)
płytki zbiornik morski znajdujący się między dwoma płytami konty­nentalnymi wypełnia się osadami morskimi i lądowymi;
zbliżające się do siebie płyty kontynentalne powodują zwężanie po­łożonego między nimi zbiornika morskiego;
w wyniku zwężania się zbiornika morskiego zalegające w nim osady ulegaj ą sfałdowaniu i nasuwaniu;
subdukcja zanika po całkowitym zniknięciu zbiornika morskiego;
sfałdowane pasmo górskie tworzy tzw. szew tektoniczny, łączący dwa odrębne kiedyś lądy w jeden kontynent;
w uformowany górotwór intruduje magma (obecnie istnieją dwa sprzeczne wyjaśnienia przyczyn intruzji magmowych).
Opisane wyżej procesy prowadzą do powstawania gór fałdowych. Za­chodził on kilka razy w przeszłości geologicznej Ziemi. Starsze łańcuchy gór­skie, na skutek wzmożonych pionowych ruchów skorupy ziemskiej, zacho­dzących na przedpolu fałdujących się nowych łańcuchów górskich, ulegały popękaniu i licznym przesunięciom wzdłuż linii pęknięć. W ten sposób z gór fałdowych powstały góry zrębowe (patrz: rozdz. Układy warstw skalnych).
Innym rodzajem gór są góry wulkaniczne powstające w wyniku erup-cji wulkanicznej. Mają charakterystyczny kształt stożków i nie tworzą, tak jak góry fałdowe i zrębowe, łańcuchów. Góry wulkaniczne większe zespoły tworzą na Wyspach Japońskich, Jawie, Kamczatce.
Specyficznym typem gór są grzbiety śródoceaniczne - współcześnie największe łańcuchy górskie na Ziemi. Występują w dnach wszystkich oce­anów. Szerokość grzbietów waha się od kilkuset do 2 tyś. km, natomiast łączna ich długość wynosi ponad 60 tyś. km. Najwyższe szczyty tych łań­cuchów górskich wznoszą się ponad poziom oceanu, tworząc wyspy (np. Azory). Grzbiety śródoceaniczne charakteryzują się dużą ilością płytkich trzęsień ziemi i intensywnymi procesami wulkanicznymi (patrz: Budowa Ziemi, rozdz. 3.)

Układy warstw skalnych
Spotykane obecnie układy skał w większości nie odpowiadają pierwotne­mu położeniu, które zostało zmodyfikowane przez różnorodne procesy geo­logiczne. Wzajemne ułożenie skał, w szczególności ich warstw, to tektonika.
Skały, szczególnie osadowe, ułożone są w warstwach. Warstwa to jed­nolity typ skały (osadu) ograniczony od góry i od dołu warstwami innych utworów. Dolną granicę warstwy stanowi spąg, górną - strop. Odległość między stropem i spągiem to miąższość warstwy.
Układ warstw skalnych jest obrazem dziejów geologicznych obszaru, na którym są położone. Jeśli nastąpiła zmiana pierwotnego układu i prze­mieszczenie warstw, mówimy o dyslokacji. Wyróżniamy dyslokacje ciągłe, gdy nie nastąpiło przerwanie ciągłości warstwy, i nieciągłe w przypadku przemieszczenia połączonego z przerwaniem ciągłości warstwy. Ze wzglę­du na układ warstw i różny stopień deformacji możemy wyróżnić obszary o budowie płytowej, zrębowej i fałdowej.
Budowa płytowa - warstwy skalne zachowały swoje pierwotne poziome ułożenie - skały najstarsze położone są najniżej, a ku górze występują skały coraz młodsze. W wyniku deformacji budowy płytowej powstaje:
• monoklina - w której zgodnie ułożone warstwy skalne są łagodnie nachylone w jednym kierunku. Monoklina powstaje, gdy podnoszenie obszaru z jednej strony było silniejsze.
• niecka - w której warstwy łagodnie zapadają się ku środkowi ob­szaru w wyniku nierównomiernego podnoszenia się terenu. Przy zniszczonej powierzchni na brzegach niecki odsłaniają się coraz starsze warstwy skalne.
• platforma - składa się ze starszego fundamentu, często sfałdowanego, i leżących na nim płytowo, młodszych osadów (tzw. pokrywy platfor-mowej). Jeśli podłoże platformy tworzą stare utwory prekambryjskie, które dochodzą do powierzchni (brak pokrywy platformowej), mó­wimy o tarczy prekambryjskiej. W najnowszej literaturze platformy prekambryjskie nazywane sąkratonami.
Budowa zrębowa - warstwy skalne uległy przemieszczeniu a ich ciągłość została przerwana i części tej samej warstwy leżą na różnych poziomach. Dyslokacje powodujące taki układ warstw to uskoki, które zwykle występu­ją całymi seriami. Uskok to przesunięcie warstw skalnych wzdłuż pęknięcia, spowodowane bocznym naciskiem lub rozciąganiem. Jeśli przesunięcie nastą­piło w pionie, mamy do czynienia z uskokiem zrzutowym, a jeśli w poziomie - z uskokiem przesuwczym. Uskoki powstają na obszarach o sztywnym podłożu (np. platformach) i mogą doprowadzić do utworzenia:
• zrębu tektonicznego - bloku odciętego ze wszystkich stron uskokami, wyniesionego względem sąsiednich obszarów,
• rowu tektonicznego - obszaru odciętego dwoma podłużnymi usko­kami, obniżonego względem otaczającego terenu. Jeśli obsunięcie znajdujące się między uskokami jest dużych rozmiarów, mówimy o zapadlisku.
Poprzecinane uskokami warstwy skalne mogą leżeć ukośnie lub nasunąć się na inne wyżej położone warstwy. W efekcie warstwy starsze mogą leżeć na młodszych. System zrębów i rowów tektonicznych może doprowadzić do powstania gór zrębowych. Budowę zrębową mają m.in. Sudety, Wogezy, Ural, Harz.
Budowa fałdowa - tworzy się wówczas, gdy warstwy skalne ulegają nachyleniu i powyginaniu pod wpływem bocznego ciśnienia o kierunku po­ziomym, ale ich ciągłość nie zostaje przerwana. Powstające w ten sposób fałdy, czyli powyginane warstwy, składają się z części wypukłej nazwanej antykliną i części wklęsłej, czyli synkliny. Przez miejsce największego przegięcia warstw przechodzi oś fałdu. W zależności od ustawienia osi wy­różniamy:
• fałd prosty (symetryczny) - którego skrzydła są symetryczne względem osi ustawionej prostopadle do podłoża,
• fałd pochylony - w którym jedno skrzydło jest pochylone łagodnie, drugie stromo, a kąt nachylenia osi do podłoża jest dość znaczny,
• fałd leżący - czyli fałd o skrzydłach i osi ułożonych poziomo do płaszczyzny podłoża.
Najbardziej skomplikowaną formą dyslokacji ciągłych jest płaszczowina, czyli ogromnych rozmiarów fałd leżący, oderwany od podłoża i przesunięty poziomo o kilka lub kilkadziesiąt kilometrów. Przesuwanie się płaszczowiny powoduje jej wtórne fałdowanie i liczne spękania.

Ruchy epejrogeniczne - lądotwórcze
Ruchy epejrogeniczne to powolne pionowe ruchy skorupy ziemskiej obejmujące duże obszary. W ich wyniku całe kontynenty lub morza ulegają wydźwiganiu i obniżaniu bez istotnych deformacji wewnętrznych. O istnieniu ruchów epejrogenicznych świadczą bardzo grube pokłady skał, które po­wstawały w płytkich morzach, a dziś na skutek pionowych ruchów dna mor­skiego znaj duj ą się na obszarach lądowych. Dowodem są również występu­jące w dnie morskim formy wklęsłe, będące przedłużeniem dolin rzecznych na lądzie - obniżający ruch kontynentu spowodował, że dolne odcinki dolin zostały zalane wodą.
Skutkiem ruchów epejrogenicznych jest zmiana zarysu lądów i mórz. Gdy kontynent ulega pionowemu ruchowi obniżającemu, to na obszar lą­dowy wkracza morze - transgresja. Podnoszenie się kontynentu powoduje wycofywanie się morza z lądu - regresja. Ze względu na procesy zacho­dzące wzdłuż wybrzeży morskich ruchy epejrogeniczne najłatwiej obser­wować w tych właśnie strefach.
Pionowy ruch kontynentów powoduje również zmiany bazy erozyjnej rzek, czyli poziomu, do którego może zachodzić wcinanie się wód płynących w podłoże.
Współcześnie ruchom obniżającym ulegają m in.: północno-zachodnie wybrzeża Afryki, południowo-wschodnie wybrzeże Chin, południowa Grenlandia, wschodnie wybrzeże Ameryki Południowej (między Amazon­ką i Orinoko), północna Holandia, południowe wybrzeże Bałtyku. Podno­szą się natomiast m. in.: północno-wschodnie wybrzeże Syberii, wybrzeża Morza Żółtego, Sumatra, Jawa, wschodnia część Półwyspu Indyjskiego, wybrzeże Chile, wybrzeże Zatoki Meksykańskiej, wschodnia część Labradoru, północne i środkowe wybrzeże Norwegii, wał kujawsko-pomorski w Polsce.
Przyjmuje się, że ruchy epejrogeniczne są spowodowane wyłącznie procesami zachodzącymi pod powierzchnią Ziemi.

Izostazja
Utrzymanie równowagi grawitacyjnej mas skalnych w skorupie ziemskiej jest możliwe dzięki plastyczności astenosfery. Poszczególne fragmenty sko­rupy ziemskiej, stanowiące wyodrębnione całości, są bardziej zagłębione w astenosferze gdy maj ą większą masę, natomiast gdy ich ciężar jest mniej­szy, „zanurzenie" w astenosferze jest również niewielkie. Dążność do za­chowania osiągniętej w ten sposób równowagi nazywamy izostazją.
Równowaga izostatyczna poszczególnych fragmentów skorupy ziem­skiej może zostać zachwiana przez różne procesy geologiczne, np. fałdo­wanie gór, gromadzenie osadów w obniżeniach, rozwój lub zanik pokrywy lodowej. Powstające góry obciążają dodatkowo kontynent, natomiast pro­cesy zewnętrzne niszczące jego powierzchnię, powodują, że ląd staje się lżejszy, gdyż pochodzący z tego niszczenia materiał jest osadzany w zbiorni­kach morskich. W efekcie zostaje zaburzona równowaga grawitacyjna sko­rupy ziemskiej. Jej przywrócenie jest możliwe dzięki ruchom izostatycz­nym, czyli pionowym powolnym ruchom fragmentów skorupy ziemskiej.
Klasycznym przykładem ruchów izostatycznych jest podnoszenie się Skandynawii o ok. 10 mm rocznie. Skandynawia, będąca ośrodkiem zlodo­wacenia w plejstocenie, została wgnieciona w astenosferę, co było spowo­dowane wielkim ciężarem lądolodu. Po jego stopnieniu skorupa, dążąc do stanu równowagi, zaczęła się podnosić. Od czasu ustąpienia lądolodu Skan­dynawia podniosła się o 350 m.
Ruchy izostatyczne są wypadkową wewnętrznych i zewnętrznych czynników zmienności.
Egzogeniczne procesy rzeźbotwórcze
Wietrzenie skał
Wietrzenie zachodzące w powierzchniowej warstwie skorupy ziemskiej jest procesem wyjściowym, przygotowującym i ułatwiającym działanie wszystkich zewnętrznych procesów geologicznych. Wietrzeniem nazywamy-mechaniczny rozpad i chemiczny rozkład skał, zachodzący pod wpływem działania atmosfery, hydrosfery i biosfery. Końcowym efektem procesu wietrzenia jest powstanie zwietrzeliny, czyli rozluźnionej, niezbyt grubej warstwy bardzo podatnej na przemieszczanie. Zasięg wietrzenia w głąb skorupy zależy od budowy geologicznej, klimatu oraz głębokości występowa­nia wód gruntowych i dochodzi z reguły do kilku lub kilkunastu metrów.
W zależności od czynników biorących udział w procesie niszczenia, wietrzenie dzielimy na:
fizyczne (mechaniczne) - w którym skały ulegają kruszeniu i rozpadowi, lecz bez zmiany ich składu mineralnego. Podstawowym czynnikiem niszczącym są dobowe zmiany temperatury. W skałach zbudowa­nych z minerałów o różnych współczynnikach rozszerzalności cieplnej, poddawanym wielokrotnym zmianom temperatury, na skutek rozszerzania i kurczenia się kryształów zmniejsza się ich spoistość. W efekcie skały rozsypują się na poszczególne ziarna mineralne, np. granit. W innych przypadkach dochodzi do zróż­nicowanego rozszerzania się części nasłonecznionych i części wewnętrznych, co powoduje tzw. łuszczenie, czyli odpadanie warstw powierzchniowych. Łuszczenie jest wynikiem powstawania pęknięć równoległych do powierzchni skały. Wahania temperatu­ry powyżej i poniżej 0°C powodują zamarzanie wody w szczeli­nach skalnych, która zwiększając swoją objętość, rozsadza skałę na pojedyncze bloki. Rozkruszanie skał w wyniku zamarzającej wo­dy nazywamy zamrozem lub wietrzeniem mrozowym. Do rozpadu skał dochodzi również na skutek wzrostu w szczelinach kryształów soli oraz w wyniku pęcznienia pod wpływem wody skał ilastych.
W skład wietrzenia fizycznego wchodzi także tzw. wietrzenie biogeniczne, polegające na rozpadaniu się skał na skutek wciskają­cych się w szczeliny korzeni roślin, głównie drzew. Produktami wietrzenia fizycznego są: gruz i rumosze skalne, go­łoborza, wykwity solne, lakier pustynny. chemiczne - powodujące rozpad skał oraz zmianę ich składu mineralnego i chemicznego. Podstawą tego typu wietrzenia jest woda opadowa zawierająca tlen, azot i dwutlenek węgla. Woda, wsiąkając w pod­łoże, rozpuszcza minerały i tworzy nowe związki chemiczne, tym szybciej im wyższa jest jej temperatura. Wietrzenie chemiczne może polegać na:
• rozpuszczaniu minerałów - całkowitym (chlorki, gips, wapienie, dolomity) lub częściowym (margiel i less, w których rozpuszcza się węglan wapnia). Rozpuszczanie jest przyczyną powstawania zjawisk krasowych (patrz: rozdz. Zjawiska krasowe).
• utlenianiu, czyli łączeniu minerałów z tlenem atmosferycznym (np. utlenianiu związków żelaza), czemu towarzyszy zmiana barwy z szarej na żółtą lub czerwoną.
• hydrolizie prowadzącej do rozkładu minerałów na części zasadowe i kwaśne. Szczególnie podatne na hydrolizę są skalenie, w których magnez, potas i wapń są rozpuszczane, a krzemionka ulega krystalizacji w postaci ilastego minerału - kaolinitu. W wyniku hydrolizy w warun­kach gorącego, okresowo suchego klimatu powstają lateryty złożone z wodorotlenków i tlenków żelaza oraz glinu, nadających im czerwoną barwę. Kopalnym laterytem jest boksyt - surowiec do produkcji aluminium.
• uwodnieniu, czyli przemianie minerału bezwodnego w uwodniony, np. przejście anhydrytu w gips.
• uwęglanowieniu zachodzącym pod wpływem kwasu węglowego.
W wietrzeniu chemicznym, poza wodą, biorą również udział kwasy wydzielane przez korzenie roślin.
Wymienione rodzaje wietrzenia mają różną intensywność w poszczegól­nych strefach klimatycznych. I tak w klimacie:
• polarnym - dominuje wietrzenie fizyczne, głównie zamróz
• umiarkowanym - występują wszystkie typy wietrzenia
• gorącym pustynnym - przeważa wietrzenie mechaniczne
• gorącym wilgotnym - dominuje wietrzenie chemiczne.

Zjawiska krasowe
Zjawiska krasowe to proces rozpuszczania skał przez wody po­wierzchniowe i podziemne. Chemiczne działanie wody na skały zachodzi wskutek reakcji dwutlenku węgla znajdującego się w wodzie z węglanem wapnia, co w efekcie daje kwaśny węglan wapnia Ca(HC03)2 - związek bardzo łatwo rozpuszczalny w wodzie. Zjawiska krasowe występują zatem w skałach zbudowanych z węglanu wapnia. Należą do nich: wapień, dolomit, kreda, gips. Mogą również powstawać w innych skałach, np. piaskowcach o spoiwie wapiennym. W wyniku procesu krasowienia powstaje zespół form na powierzchni oraz pod powierzchnią ziemi.
Powierzchniowe formy krasowe są głównie skutkiem rozpuszczania skał przez wody opadowe. Należą do nich:
żłobki i żebra krasowe - bruzdy o głębokości do 2 m, szerokości kilku­dziesięciu centymetrów i długości od kilku do kilkunastu metrów, o przebiegu zgodnym ze spadkiem powierzchni. Z reguły występują seryjnie i są rozdzielone przez żebra krasowe, czyli ostre lub za­okrąglone grzbiety.
leje i studnie krasowe - okrągłe zagłębienia o średnicy do kilkunastu me­trów powstałe w wyniku rozpuszczania skały przez wodę wpada­jącą do szczeliny.
uwaty - zagłębienia powstałe z połączenia kilku lejów krasowych. poija - ogromne bezodpływowe zagłębienia, powstałe z połączenia lejów krasowych i uwałów. Ich powierzchnia może dochodzić do kilku­set km2, a głębokość nawet do 800 m. Maj ą strome stoki i prawie płaskie dno. Z reguły odwadniane są ponorami, czyli szczelinami, w które wpada pod ziemię woda powierzchniowa.
doliny krasowe - mogą powstawać przez połączenie lejów lub przez roz­puszczającą działalność wody płynącej. Często są bezodpływowe a płynące w nich rzeki z reguły giną w ponorach.
ostaóce krasowe - pozostałości pierwotnej powierzchni w postaci izolo­wanych wyniesień ostańcowych, pagórków zwanych mogotami. Podziemne formy krasowe to przede wszystkim jaskinie, tworzące się poprzez poszerzanie podziemnych szczelin przez wody dostające się pod powierzchnię ponorami. W jaskiniach z wód krasowych, na skutek uwalnia­nia się dwutlenku węgla, wytrąca się węglan wapnia, tworząc formy nacie­kowe. Należą do nich m.in.:
stalaktyty - narastające ze stropu jaskini sople pełne lub z kanalikiem w środku, przez który spływają krople wody. Szybkość narastania stalaktytów może być różna, od 3 mm rocznie do l cm na kilka­naście tysięcy lat. stalagmity - narastają z dna jaskini ku górze, bezpośrednio pod stalaktytem - wytrącają się z wody skapującej ze stalaktytu.
stalagnaty - czyli kolumny powstałe z połączenia stalaktytu i stalagmitu.
draperie - nacieki o bardzo cienkich ściankach i dużej powierzchni, zwisa­jące ze stropu jaskini w miejscach wylotu szczelin.
perły jaskiniowe (pizolity) - powstają w zagłębieniach dna jaskini wypeł­nionych wodą. Są to kuleczki wytrącanego koncentrycznie wę­glanu wapnia wokół okruchu skalnego. Węglan wapnia może wytrącać się również w miejscu wypływu wód
krasowych na powierzchnię - tworzy wtedy osad zwany martwicą wapienną
lub trawertynem.

Grawitacyjne ruchy masowe
Zalegające na powierzchni ziemi luźne skały oraz zwietrzelina mogą w pewnych sytuacjach być przemieszczane. Warunki takie zachodzą na na­chylonych powierzchniach - stokach, gdzie luźny materiał znajduje się pod wpływem działania siły ciężkości. Do jego przesunięcia w dół - tj. grawita­cyjnych ruchów masowych - dochodzi tylko wtedy, gdy zostanie naruszona równowaga stoku, czyli równowaga między siłą grawitacji a siłą tarcia i spoistości materiału. Zachwianie równowagi stoku może wystąpić gdy:
• zwiększy się nachylenie stoku,
• zmniejszy się spoistość zalegającego na stoku materiału,
• zmniejszy się siła tarcia, np. przez nasączenie luźnego materiału
wodą. W zależności od wielkości materiału skalnego oraz szybkości jego
przemieszczania się wzdłuż stoku, wyróżniamy następujące ruchy masowe:
obryw - jednorazowe gwałtowne oderwanie się i runięcie w dół dużych mas skalnych, które u podnóża stromej ściany tworzą bezładnie nagromadzone bloki skalne. Obrywy tworzą się najczęściej w górach w miejscach podcinania stoków przez rzekę.
odpadanie - powstaje na skutek zmniejszenia spoistości skał. Okruchy skalne w czasie odpadania większą część drogi pokonują w powie­trzu. Materiał, nagromadzony w ten sposób u podnóża stoku, tworzy stożek usypiskowy, w Tatrach zwany piargiem. Do powstania stożka usypiskowego prowadzą również lawiny gruzowo-błotne, powstające w wyniku nasączenia zwietrzeliny wodą opadową lub z topniejącej pokrywy śnieżnej.
osuwisko - to osunięcie się dużej partii materiału wzdłuż linii poślizgu. Osuwiska powstają, gdy płaszczyzna ześlizgu przebiega na granicy zwietrzeliny z litą skałą lub wzdłuż warstw skalnych budujących stok. Po intensywnych opadach lub roztopach śniegu strefa kontaktu nasycona jest wodą, co ułatwia osuwanie. W wyniku osunięcia się materiału w górnej części stoku powstaje zagłębienie, tzw. nisza osuwiskowa, natomiast u jego podnóża tzw. jęzor osuwiskowy. Osuwiska powstają nie tylko w górach, często tworzą się również w dolinach rzecznych, w których jęzory osuwiskowe utrudniają swobodny przepływ wody.
spelzywanie - powolne przemieszczanie się powierzchniowych partii grun­tu w wyniku nasączenia go wodą. Oznaką pełznięcia gruntu po stoku są pochylone drzewa i płoty.
spływy ziemne lub błotne - szybkie (kilka metrów na sekundę), krótko­trwałe przemieszczanie się materiału przesyconego wodą w dół stoku.

Rzeźbotwórcza działalność wiatru
Rzeźbotwórcza działalność wiatru zachodzi przede wszystkim na obsza­rach suchych i pozbawionych szaty roślinnej, ponieważ zarówno wilgoć, jak i pokrywa roślinna uniemożliwiają przenoszenie przez wiatr drobnych czą­stek mineralnych. Wiatr jako czynnik rzeźbotwórczy może niszczyć po­wierzchnię ziemi - erozja eoliczna, transportować drobny materiał oraz osadzać go - akumulacja eoliczna. Każda z tych rodzajów działalności rzeźbotwórczej prowadzi do powstania innych form powierzchniowych.
Erozja eoliczna przejawia się działalnością dwojakiego rodzaju, przy czym każda z nich jest ściśle powiązana z transportem eolicznym cząstek mi­neralnych. Niszczącą działalnością wiatru j est:
deflacja - czyli wywiewanie cząstek mineralnych. Na terenach pozbawionych roślinności deflacja prowadzi do powstania zagłębień, które w zależności od kształtu nazywamy misami lub rynnami defla-cyjnymi. Wywiewanie zachodzi do momentu powstania bruku deflacyjnego, tj. warstwy żwiru lub gruboziarnistego piasku, którego wiatr nie jest w stanie przetransportować. Bruk deflacyjny chroni przed wywiewaniem zalegające poniżej jego poziomu drobniejsze cząstki mineralne. Jeśli na obszarach pustynnych dno zagłębienia deflacyjnego dochodzi do poziomu wód gruntowych, to w miejscu tym powstaje oaza. W wyniku nierównomiernego wywiewania mogą powstać ostańce deflacyjne, czyli pagóry o stromych stokach i płaskich szczytach, tworzące się na obsza­rach piaszczystych i pyłowych, na które wkracza roślinność.
korazja - niszczenie powierzchni skał przez uderzające w nią ziarenka pia­sku niesione przez wiatr. Powierzchnie te są rysowane, ścierane, polerowane lub drążone. W wyniku działania korazji powstają:
• żłobki i jamy korazyjne, czyli zagłębienia w skałach zbudowanych z warstw o różnej odporności na niszczenie,
• wyglądy eoliczne, tj. wyszlifowane i wygładzone przez nawiewany piasek powierzchnie litych skał,
• graniaki - czyli różnej wielkości okruchy skalne o ściętych, wypolero­wanych powierzchniach oddzielonych od siebie wyraźnymi krawę­dziami,
• grzyby skalne - powstające przez niszczenie głównie przyziemnej części skały, gdyż korazja przy powierzchni ziemi - do wysokości ok. 30 cm -jest najsilniejsza.
Transport eoliczny uzależniony jest od siły wiatru oraz od wielkości cząstek mineralnych. Może się odbywać w postaci toczenia i przesuwania ziaren po powierzchni, przemieszczania skokowego (czyli saltacji) oraz uno­szenia w powietrze i transportowania na duże odległości drobnych cząstek (poniżej 0,2 mm) tj. suspensji. Przykładem działania suspensji może być osadzenie w Polsce w 1979 r. pyłu pochodzącego z Sahary. Nagromadzenie materiału w wyniku uderzeń wiatru powoduje powstawanie zmarszczek eolicznych, tzw. riplemarków.
Akumulacja eoliczna następuje na tych obszarach, gdzie siła nośna wiatru spada, czyli w obniżeniach lub za przeszkodami terenowymi. Głównymi formami akumulacyjnej działalności wiatru są wydmy i pokrywy lessowe.
Wydmy - piaszczyste wzniesienia o łagodnych stokach od strony dowietrznej i stromych od zawietrznej. Po stoku łagodnym wiatr wtacza ziarenka piasku pod górę, które po przekroczeniu najwyższego miejsca spadają grawitacyjnie w dół, budując stok stromy. W ten sposób wydma może się przesuwać zgodnie z kierunkiem wiatru z prędko­ścią zależną od własnej wielkości i siły wiatru (od kilku metrów do kilku kilometrów w ciągu roku). Wydmy mogą mieć różne kształty, które zależą od stałości i siły wiatru oraz ilości i wilgotności piasku. Na obszarach pustynnych tworzą się barchany mające kształt półksiężyca. Ramiona barchanu ze względu na mniejszą ilość piasku przesuwają się szybciej niż centralna część wydmy, dlatego są wyciągnięte zgodnie z kierunkiem wiatru. Barchany z reguły tworzą całe pola wydmowe, na których często dochodzi do ich połączenia i tworzenia ogromnych wałów piaszczystych. Na obszarach o klimacie bardziej wilgotnym oraz na terenach nadmorskich lub w dolinach rzecznych tworzą się wydmy para­boliczne. Tak jak barchany mają kształt półksiężyca, lecz ich ra­miona skierowane są pod wiatr, ponieważ są przytrzymywane przez roślinność lub duże zawilgocenie.
Pokrywy lessowe - tworzą się przez osadzanie materiałów pyłowych nawie­wanych przez tysiące lat z terenów pustynnych. Mogą osiągać grubość ponad 100 m. Współcześnie pokrywy lessowe tworzą się w Chinach i Mongolii, gdzie less nawiewany jest z pustyni Gobi. Natomiast obszary lessowe w Europie i Ameryce Północnej po­wstały w plejstocenie w wyniku nawiewania pylastego materiału z przedpola lądolodu.

Główne rodzaje pustyń
Pustynie są obszarami, na których rzeźbotwórcza działalność wiatru jest najlepiej widoczna. Ze względu na rodzaj podłoża wyróżniamy pusty­nie:
kamienistą (hamada) - całkowicie pozbawioną drobnego materiału skalnego, wywianego przez wiatr. Tworzą ją nagie, lite skały, których powierzchnia bywa jednolita i płaska. Tam, gdzie wietrzenie mechaniczne zniszczyło mniej odporne skały, pozostały ostańce świadczące o dawnym wyższym poziomie powierzchni pustyni. Silnie działająca korazja przekształciła niewielkie ostańce w grzyby skalne. Pustynia tego typu występuje w centralnej części Sahary - masywy: Ahaggar, Tibesti, Dar Fur.
żwirową (serir) - zbudowaną z materiału nieco grubszego, wygładzonego przez wiatr - graniaki. Pustynie żwirowe występują na bardzo du­żych obszarach Sahary i pustyni Gibsona w Australii.
piaszczystą (erg) - pokrytą piaskami stale przemieszczanymi przez wiatr. Charakterystyczną cechą rzeźby tych pustyń są wędrujące wydmy oraz suche doliny rzek epizodycznych, tzw. uedy (wadi). Pusty­niami piaszczystymi są w większości pustynie: azjatyckie, austra­lijskie, amerykańskie i najbardziej zewnętrzna część Sahary.
ilastą (takyr) - której powierzchnia pokryta jest stwardniałym, spękanym iłem. Częste bywają wykwity węglanu wapnia, gipsu i soli. Pu­stynia ilasta (pyłowa) po deszczu zmienia się w grząskie błoto.

Działalność wód płynących
Wody płynące po powierzchni ziemi są bardzo ważnym czynnikiem rzeźbotwórczym. Już wody opadowe, spływając strugami po stoku, żłobią bruzdy erozyjne, lecz znacznie większe znaczenie dla rozwoju rzeźby mają stale płynące rzeki. Ich rzeźbotwórcza działalność polega na erozji, tj. nisz­czeniu podłoża i brzegów doliny, transporcie materiału różnej wielkości oraz jego akumulacji (osadzaniu). Intensywność tych procesów zależy od ilości wody w rzece oraz prędkości, z jaką ona płynie. Końcowym efektem rzeźbotwórczej działalności rzeki jest dolina, która w swoim profilu po­dłużnym - od źródła do ujścia - zmienia kształt i wygląd. Jest to między innymi efektem zmiany prędkości płynącej wody, co zależy od spadku. Spadek rzeki to mierzony w promilach stosunek różnicy wysokości lustra wody w rzece na pewnym jej odcinku do rzutu długości tego odcinka (różnica wysokości między poziomem źródła i poziomem ujścia rzeki). W zależności od wielkości spadku rzekę można podzielić na trzy odcinki:
• bieg górny - duży spadek powodujący szybki nurt,
• bieg środkowy - spadek znacznie mniejszy, woda płynie wolniej,
• bieg dolny - o bardzo małym spadku i leniwie płynącej wodzie.
W każdym z wymienionych odcinków przeważa inny rodzaj rzeźbo­twórczej działalności rzeki i powstają inne formy ukształtowania powie­rzchni.

Transportująca działalność rzek
Woda płynąca przemieszcza bardzo dużo rozdrobnionego materiału, np. Wisła w ciągu roku ok. 1,5 min ton. W zależności od spadku rzeki oraz wielkości przenoszonych okruchów transport materiału może odbywać się w różny sposób. Wyróżniamy trzy rodzaje transportu rzecznego:
• trakcję - czyli toczenie i wleczenie po dnie kamieni, żwiru i piasku,
• saltację - ruch skokowy żwirów i piasków,
• suspensję - zawieszone w wodzie cząsteczki o średnicy poniżej l mm.
Siła transportowa rzeki maleje wraz ze zmniejszającym się spadkiem i prędkością płynącej wody. Dlatego w górnym odcinku przeważa trakcja i saltacja. Wleczone po dnie ostrokrawędziste okruchy skalne ulegają rozkru-szeniu i zaokrągleniu - przez uderzanie o dno koryta i wzajemnie o siebie. W ten sposób powstają otoczaki. W miejscu gwałtownego załamania się spadku (granica między górnym i środkowym biegiem rzeki) grubszy mate­riał jest osadzany. Dalej rzeka niesie drobniejsze okruchy. Do ujścia dociera tylko najdrobniejszy materiał, transportowany w postaci zawiesiny. Można zatem powiedzieć, że w czasie transportu rzecznego przenoszony materiał jest sortowany. Możliwości transportu okruchów skalnych różnej wielkości, w zależności od szybkości płynącej wody, przedstawia poniższe zesta­wienie
Prędkość wody Przenoszony materiał
1,7 m / sęk otoczki o wadze do 1,5 kg
0,9 m / sęk żwir wielkości grochu
0,7 m / sęk żwir drobny
0,3 m / sęk piasek gruboziarnisty
0,2 m / sęk piasek drobnoziarnisty

Erozja rzeczna
Wywołany siłą ciężkości ruch wody w rzece sprawia, że transportowa­ny przez nią materiał niszczy powierzchnię ziemi. Ze względu na różno­rodny przebieg i skutki niszczenia, erozję rzeczną dzielimy na: wgłębną (denną), wsteczną i boczną.
Erozja wgłębna (denna) polega na pogłębianiu koryta doliny rzeki i działa przede wszystkim w górnym jej odcinku. Toczone dnem okruchy skalne trą o podłoże, niszcząc je, co powoduje pogłębianie koryta. Rzeka wcina się również w głąb, w wyniku kruszenia i wyrywa­nia z dna okruchów skalnych. W zagłębienia dna wpadają głazy, które obracane przez wodę z dużą prędkością pogłębiają je. W ten sposób tworzą się przegłębienia zwane kotłami eworsyjny-mi. Efektem dennej erozji rzeki jest głęboko wcięta dolina o stro­mych stokach i przekroju poprzecznym zbliżonym do litery V. Nazywamy ją V-kształtną czyli wciosową.
Poziom, do którego rzeka może erodować wgłębnie, nazywamy bazą erozyjną. Baza erozyjna rzeki to poziom jej ujścia. Teoretycz­nie może dojść do zrównania poziomu jej źródeł z poziomem ujścia, co spowoduje, że rzeka przestanie płynąć. W rzeczywistości jednak nigdy do tego nie dochodzi, dzięki pionowym ruchom skorupy ziemskiej. Podniesienie się źródeł lub obniżenie ujścia obniża po­ziom bazy crozyjnsj, a tym samym zwiększa spadek rzeki i erozję wgłębną. Rzeka zaczyna silniej wcinać się w podłoże, a w stokach doliny powstają terasy (schodki) będące pozostałością dawnego dna. Terasy mogą być wycięte w skałach budujących stoki doliny (terasy erozyjne) lub w materiale naniesionym przez rzekę (terasy akumulacyjne). Gdy w dolinie jest kilka poziomów terasowych, świadczy to o kilku zmianach poziomu bazy erozyjnej.
Erozja wsteczna - prowadzi do cofania się źródeł i progów skalnych. Działa głównie w górnym biegu rzeki, natomiast w środkowym i dolnym tylko przy progach i wodospadach. Cofanie się progu skalnego spowodowane jest podcinaniem podstawy progu przez spadającą z dużą siłą wodę. Z czasem skały leżące wyżej ulegną spękaniu i oberwaniu pod wpływem własnego ciężaru. Erozja wsteczna, przebiegająca według tego samego schematu, u źródeł rzeki może doprowadzić do przecięcia działu wodnego i połącze­nia się z rzeką płynącą w innym dorzeczu. Nastąpi wówczas przechwycenie „słabszej" rzeki przez rzekę o większym spadku i silniejszej erozji. Zjawisko takie nazywamy kaptażem.
Erozja boczna - powoduje poszerzanie koryta rzeki. Zachodzi głównie w biegu środkowym, gdzie spadek maleje, wzrasta natomiast ilość wody wskutek przyjmowania dopływów. Dolina rzeki staje się płytsza (zanik erozji wgłębnej) i szersza. Nurt rzeki, czyli strefa, gdzie woda płynie najszybciej, przemieszcza się od jednego do drugiego brzegu, ponieważ może być spychany przez wody do­pływów, obrywy i osuwiska. Zepchnięty nurt uderza o brzeg, nisz­czy go i zgodnie z prawem fizyki (kąt padania jest równy kątowi odbicia) przerzuca się na drugą stronę rzeki. Materiał pochodzący z niszczenia podcinanego brzegu jest osadzany po stronie przeciwnej, gdzie brzeg rzeki narasta. W ten sposób tworzą się zakola (meandry), a dolina rzeki znacznie się rozszerza. Ciągłe podcinanie tych samych brzegów może doprowadzić do przerwania meandru i powstania starorzecza. Przerwanie meandru może również na­stąpić w czasie wysokich stanów wody, gdy jej olbrzymia siła niszcząca spowoduje powstanie nowego, prostego koryta.

Akumulacyjna działalność rzek
Akumulacja materiału transportowanego przez rzekę następuje w wyniku
zmniejszenia prędkości płynącej wody - rzeka traci siłę nośną. Materiał
osadzany przez rzekę to aluwia, które mogą być składowane w korycie lub
w ujściu rzeki. W wyniku akumulacji rzecznej powstają:
mielizny korytowe - gruboziarnisty materiał tworzący podłużne nasypy, których dłuższa oś jest równoległa do kierunku prądu rzeki. Przy niskich stanach wody mogą tworzyć się wyspy aluwiame. Mielizny są stopniowo przemieszczane wzdłuż koryta rzeki.
odsypy meandrowe - mielizny powstające na wewnętrznych stronach za­koli.
mady - aluwia osadzone podczas wysokich stanów wody na najniższej terasie, tzw. terasie zalewowej. Jest to materiał drobnoziarnisty zawierający dużo substancji organicznych.
stożki napływowe - stożek rozpościerający się wachlarzowato w kierunku płynięcia rzeki, zbudowany z materiałów źle wysortowanych - różna wielkość ziaren. Powstają w miejscach załamania się spadku (tj. na granicy górnego i środkowego biegu rzeki wkraczającej z terenów górskich na obszary nizinne) oraz u ujścia dopływu do rzeki głównej, gdy ta ostatnia ma mniejszy spadek niż przyjmowany dopływ.
delta - materiał zrzucony przy ujściu rzeki do zbiornika wodnego. Delta jest stożkiem napływowym, który może powstać, gdy zbiornik nie jest zbyt głęboki oraz gdy przy ujściu nie działają silne pływy lub prądy morskie mogące usuwać nanoszony materiał. Większa część delty znajduje się pod wodą, lecz stale nadbudowywana przekracza poziom zbiornika. Osady delty na powierzchni stanowią przeszkodę dla płynących wód rzecznych, dlatego rzeka rozgałęzia się na liczne ramiona. W zagłębieniach powierzchni delty tworzą się je­ziora i rozlewiska. Delty narastają z różną prędkością - szybciej na morzach śródlądowych i jeziorach. Roczny przyrost delty mo­że dochodzić do kilkuset metrów.
W przypadku gdy rzeka wpada do morza o silnym prądzie przy­brzeżnym lub wysokich pływach, tworzy się ujście typu lejkowatego, tzw. estuarium. Estuarium rozszerza się w kierunku otwartego morza. W ujściu tego typu następuje mieszanie się wód morskich z rzecznymi.

Rzeźbotwórcza działalność lodowców górskich
Skutki działania lodowców górskich jako czynnika rzeźbotwórczego widać dopiero po ich ustąpieniu. Tak jak wszystkie inne zewnętrzne czyn­niki rzeźbotwórcze lodowiec górski eroduje, transportuje i osadza rozdrob­niony materiał.
Do erozyjnych form polodowcowych należą:
cyrk (kar) lodowcowy - nieckowate zagłębienie otoczone z trzech stron stromymi zboczami górskimi a z czwartej wygładzonym progiem skalnym. Cyrk powstaje w miejscu dawnego pola firnowego w wyniku intensywnie działającego wietrzenia mrozowego oraz przez niszczenie podłoża wtopionymi w lód okruchami skalnymi. Po ustąpieniu lodowca zagłębienie może wypełnić się wodą
- jezioro cyrkowe, np. jeziora w Tatrach tzw. stawy.
rysa lodowcowa - zadrapanie na powierzchni skał w dnie i zboczach dolin, spowodowane żłobieniem podłoża przez materiał skalny wtopiony w lodowiec. Rysy lodowcowe mają kierunek zgodny z kierun­kiem ruchu lodu.
wygląd lodowcowy (baranieć, muton) - powierzchnie litej skały wyszli-fowane przez przesuwający się lód. Mają kopulasty, nieco wydłu­żony kształt.
dolina U-kształtna - dolina o płaskim, szerokim dnie i prawie pionowych stokach wyrzeźbiona przez jęzor lodowcowy zwana inaczej doliną żłobową. Powstała z przekształcenia górskiej doliny rzecznej
- V-kształtnej - w wyniku intensywnego wietrzenia mrozowego oraz tarcia o podłoże i stoki doliny materiału skalnego wtopionego w jęzor lodowcowy. Gdy jęzory lodowcowe spływają bezpośrednio do morza, po ustąpieniu lodowca, doliny U-kształtne tworzą typ wybrzeża zwanego fiordowym.
dolina wisząca (zawieszona) - boczna dolina polodowcowa o dnie poło­żonym na wyższym poziomie niż dno głównej doliny polodow-cowej. Powstają w wyniku połączenia się dwóch jęzorów lodow­cowych - większego i mniejszego o mniejszej sile niszczenia. Podstawową formą akumulacji lodowcowej jest morena, czyli wznie­sienie zbudowane z materiału pochodzącego z niszczonego przez lodowiec podłoża i zboczy gór, wtopionego w lód i przemieszczanego pod jego naci­skiem. W zależności od miejsca tworzenia się moreny wyróżniamy kilka jej typów:
morena boczna - wał położony wzdłuż bocznych krawędzi jęzora lodowco­wego. Po jego stopieniu osadza się w dnie doliny przy krawędzi stoku. Jest zbudowana z ostrokrawędzistych okruchów pocho­dzących z niszczenia otaczających zboczy górskich. morena środkowa - powstaje w wyniku połączenia moren bocznych dwóch zlewających się jęzorów lodowcowych.
morena denna - lekko faliste wzniesienie zbudowane z okruchów skalnych
różnej wielkości wtopionych w dno lodowca i osadzonych na
dnie doliny. morena czołowa - wzniesienia powstające u czoła jęzora lodowcowego
z materiału wytapianego z lodowca podczas jego dłuższego postoju.
Bardzo szybko rozmywana przez wody topniejącego jęzora.

Kształtowanie rzeźby przez lądolody
W przypadku rzeźbotwórczej działalności lądolodów zmiany w rzeźbie powierzchni zachodzą w wyniku działania samego lądolodu oraz wód pocho­dzących z jego topnienia tzw. fluwioglacjalnych. Wielkość lądolodów sprawia, że krajobraz polodowcowy zajmuje duże obszary i cechuje się wielką różnorodnością form erozyjnych i akumulacyjnych.
Najbardziej charakterystycznymi formami ukształtowania powierzchni powstałymi w wyniku erozyjnej działalności wód lodowcowych są:
rynna - długie i wąskie obniżenie wyrzeźbione w podłożu przez rzeki pod-lodowcowe płynące pod ciśnieniem. Ich głębokości są duże, do­chodzą do 100 m. Po stopieniu lądolodu wypełnione wodą rynny tworząjeziora rynnowe, np. Gopło, Jeziorak, Drawsko. garniec polodowcowy (marmit) - kocioł eworsyjny o głębokości do kilku metrów, utworzony przez wody płynące pod czaszą lądolodu. pradolina - bardzo szeroka dolina o płaskim, często zabagnionym dnie, utworzona przez wody roztopowe i wody rzeczne obszarów, które nie były pokryte lodem. Pradolina tworzy się na przedpolu lądolodu, równolegle do jego czoła. W Polsce występuje kilka pradolin, np. Wrocławsko-Magdeburska, Warszawsko-Berlińska, Toruńsko-Eberswaldzka, Narwi i Biebrzy i inne.
Działalność akumulacyjna lądolodu i wód polodowcowych dopro­wadziła do powstania następujących form:
morena denna - powstaje identycznie jak w przypadku lodowca górskie­go. Zbudowana jest z tzw. gliny zwałowej (morenowej), czyli mieszaniny iłów, piasków, żwirów i głazów. Tworzy faliste rów­niny. W zagłębieniach moreny dennej mogą tworzyć się rozległe, płytkie jeziora lub oczka polodowcowe, tj. małe, lecz dość głębo­kie jeziora o zaokrąglonym kształcie powstałe z wytopienia się brył martwego lodu, które były zagrzebane w osadach.
morena czołowa - powstaje przed czołem lądolodu w czasie jego dłuższego postoju. Gdy czoło lądolodu cofa się etapami, może powstać kil­ka wałów morenowych. Jeśli czoło lądolodu przesuwa się do przodu po powstaniu wału morenowego, materiał morenowy jest spychany i piętrzony - powstaje morena spiętrzona. Moreny czołowe tworzą dość wysokie pagórki, np. Wieżyca 329 m. n.p.m. głazy narzutowe (eratyki) - głaz o średnicy do kilkudziesięciu metrów przetransportowany w lodowcu i osadzony na powierzchni terenu po stopieniu lodu.
drumlin - wzgórze wydłużone zgodnie z kierunkiem ruchu lodowca, do­chodzące do 50 m wysokości i l km długości. Zbudowane z gliny lub osadów fluwioglacjalnych z pokrywą gliniastą. Przyjmuje się, że powstaje pod wpływem osadzania materiału transportowanego przez lądolód przy udziale nacisku lodu i wód roztopowych. Drumliny występuj ą najczęściej grupowo, np. w Polsce koło Lip­na na Pojezierzu Dobrzyńskim.
kem - pagórek o wysokości od kilku do kilkudziesięciu metrów zbudowa­ny z piasków i żwirów. Powstał w otwartej szczelinie w czasie zatrzymania lądolodu lub gdy lądolód rozpadał się na odosobnio­ne bryły czyli bryły martwego lodu.
oz - długi do kilkudziesięciu kilometrów wał zbudowany z piasków i żwi­rów, zwykle kręty, osadzony przez wody podlodowcowe płynące w szczelinie lądolodu. Ozy mają kierunek zgodny z ruchem lo­dowca.
sandr - rozległy stożek napływowy zbudowany z piasków i żwirów na przedpolu lodowca przez wypływające spod lądolodu wody. W Polsce sandrami są m.in. Równina Tucholska, Równina Kur­piowska.
jezioro zastoiskowe - powstaje, gdy wody wypływające spod lodowca ma­ją zatamowany odpływ. Na dnie jeziora składowany jest materiał. Latem przy szybko topniejącym lodowcu osadzany jest drobno­ziarnisty materiał kwarcowy o jasnej barwie. Zimą, gdy topnienie nie występuje lub jest bardzo wolne, osadzają się minerały ilaste o ciemnej barwie. Osady powstające z zastoisku, mające na prze­mian warstewki jasne i ciemne, nazywamy iłami warwowymi.
jezioro morenowe - powstające w wyniku zatamowania odpływu wód przez wały moren czołowych. Obszary pokryte w przeszłości lądolodem charakteryzują się
typem krajobrazu. Ze względu na znaczne różnice wyróżniał
o rzeźbie:
młodoglacjalncj - charakteryzujący się dużą różnorodnością fc cyjnych (morena czołowa, ozy, kemy, drumliny i obecnością licznych jezior polodowcowych różnego
staroglacjalnej - o mniejszych różnicach wysokości względ morenowych i generalnie łagodniejszych formach akl (bardziej zniszczonych). Na obszarach o tym typie jezior polodowcowych.
klasyfikowania form polodowcowych na erozyjne i akumulacyjne oraz na powstające przy udziale lodowca lub tworzone przez wody fluwioglacjalne, rozpoznawania form polodowcowych na podstawie ich opisu, schematycznych rysunków i rysunków poziomicowych, określania warunków powstawania poszczególnych form polodowcowych.

Niszcząca i budująca działalność morza
Woda morska znajdująca się w ciągłym mchu kształtuje granicę lądu i morza, tj. wybrzeże. Zaznacza się na nim zarówno działalność niszcząca - abrazjaJak i akumulacyjna. Możliwość bezpośredniej obserwacji wybrzeży sprawia, że działalność wód morskich bardzo często ograniczamy do strefy przybrzeżnej. Tymczasem niewspółmiernie większe znaczenie ma akumulacja różnego rodzaju osadów na dnie mórz i oceanów.
Zachodząca na wybrzeżach rzeźbotwórcza działalność mórz polega na niszczeniu wybrzeży wysokich, głównie przez falowanie i pływy, oraz nad­budowywaniu wybrzeży niskich przy udziale fal i przybrzeżnych prądów mor­skich.
Wybrzeże wysokie jest silnie niszczone przez fale. Nacisk fal na Im2 stromego brzegu jest bardzo duży, np. na Bałtyku dochodzi do 10 ton. Po­woduje to podcinanie brzegu i w konsekwencji obrywanie i stopniowe jego cofanie. W ten sposób tworzy się klif (faleza), czyli strome nadbrzeżne urwisko. Pochodzący z obrywu materiał skalny, leżący u podnóża klifu, jest stale rozdrabniany i przenoszony do morza przez fale. Tworzy się tzw. platforma abrazyjna, czyli niemal pozioma powierzchnia lekko nachylona w kierunku morza. Równocześnie od strony morza tworzy się platforma akumulacyjna, budowana z materiału przeniesionego z lądu przez fale. Klif cofa się, dopóki docierają do niego fale sztormowe. Gdy znajduje się poza ich zasięgiem, stopniowo zamiera - jest przekształcany przez grawitacyjne ruchy masowe. Nazywany jest wtedy martwym klifem.
Wybrzeża wysokie cofają się z różną prędkością, która zależy od siły fal oraz odporności skał budujących wybrzeże, np. w rejonie Kołobrzegu wybrzeże cofa się średnio o 0,5 - Im rocznie. Jeśli wybrzeże zbudowane jest ze skał o różnej odporności, niszczenie postępuje nierównomiernie i powstaje linia brzegowa z licznymi zatokami i półwyspami.
Na wybrzeżach niskich działanie fal jest inne. Tworzą one przybrzeżne mielizny, plaże i wały brzegowe:
wal brzegowy - powstaje, gdy fale wyrzucają na brzeg okruchy różnej wielkości, lecz powrotny prąd fali jest zbyt słaby, aby unieść je z powrotem do morza. Grubszy materiał gromadzi się wtedy w postaci wału piaszczysto-żwirowego przy końcu zasięgu fal.
plaża - obszar między wałem brzegowym a najniższym poziomem wody, zbudowany z materiału, którego fale nie są w stanie przetransporto­wać do morza. Fale długie i niskie nadbudowuj ą plaże, natomiast krótkie i wysokie - niszczą.
mielizny przybrzeżne - długie, podwodne piaszczyste garby, równoległe do wybrzeża. Jeśli dno morskie jest łagodnie pochylone w stronę otwartego morza, fale załamują się daleko od brzegu. Tworzą wówczas wały piaszczyste dużych rozmiarów wystające nad po­wierzchnię wody. Nazywamy je lido, a część morza między barierą a wybrzeżem - laguną. Laguny mogą zostać całkowicie odcięte i przekształcone w jeziora.
Przybrzeżne prądy morskie transportują wzdłuż wybrzeża znaczne ilości materiału. W miejscach, gdzie prąd słabnie lub odsuwa się od wybrzeża (za­toka), niesiony materiał jest osadzany. Tworzą się piaszczyste wały zwane mierzejami, które stopniowo zamykaj ą zatokę zwaną zalewem. Jeśli płytki zalew zostanie całkowicie oddzielony od morza mierzeją, powstanie jezioro. W ten sposób w Polsce utworzyło się szereg jezior przybrzeżnych, np. Łeb­sko, Gardno.
Wybrzeża w gorącym klimacie mogą być nadbudowywane przez rafy koralowe. Korale żyją w czystych płytkich wodach (do 40 m) o tempe­raturze 18 - 35°C i zasoleniu powyżej 2,7%. Rafy koralowe mogą tworzyć rozległe bariery (np. u wschodnich wybrzeży Australii Wielka Rafa Koralowa osiąga długość ok. 2 tyś. km) oraz atole. Atol to wyspa w kształcie pierścienia, będąca wynurzoną rafą koralową, zamykająca wewnętrzną zatokę (lagunę). Atole powstają przy brzegach wysp podlegających ruchowi zanurzającemu.
Na dnie mórz i oceanów gromadzą się osady. W zależności od genezy, osady morskie dzielimy na:
terygeniczne - pochodzenia lądowego naniesione przez rzeki, wiatr, lo­dowce i lądolody,
organiczne - szczątki organizmów żywych, chemiczne - wytrącone z wody morskiej związki chemiczne, wulkaniczne - pochodzące z erupcji podmorskich wulkanów.
Rodzaj składowanego na dnie osadu zależy głównie od głębokości zbiornika i odległości od lądu. Na tej podstawie wydzielono w morzach na­stępujące strefy osadzania:
literalną (przybrzeżną) - do głębokości 40 - 60 m, gdzie gromadzony jest głównie materiał terygeniczny - żwiry, piaski, osady mułowo-ilaste. Główną cechą osadów tej strefy jest segregacja materiału - im dalej od wybrzeża, tym materiał drobniejszy. Powstają w niej piaskowce, mułowce oraz wapienie i gipsy.
szelfową - do głębokości 200 - 250 m. Osadza się tu głównie materiał te­rygeniczny i organiczny. Charakterystyczne są piaski z glaukoni-tem, tj. zielonym minerałem będącym uwodnionym glinokrze-mianem żelaza i magnezu z domieszką potasu. Glaukonit jest wskaźnikiem osadów tej strefy.
głębokowodną - do głębokości ok. 4000 m, w której dominują iły i muły (błękitne, czerwone, czarne). Ponadto osadzają się tu pyły pocho­dzące z atmosfery oraz pyły wulkaniczne.
dna głębin oceanicznych - gdzie dominują osady organiczne (szczątki planktonu). Charakterystyczne dla tej strefy są czerwone muły głębinowe oraz muły globigerynowe, tj. w dużej ilości szkielety otwomic z dodatkiem igieł gąbek oraz skorupek okrzemek.

Typy wybrzeży morskich
Różny sposób powstawania wybrzeży jest podstawą wyróżnienia ich
typów genetycznych. Najważniejszymi z nich są:
dalmatyńskie - powstaje przez zalanie pasma górskiego równoległego do linii wybrzeża. Nad powierzchnią wody znajdują się najwyższe partie pasm górskich, tworząc długie wysepki równoległe do linii brzegu. Wybrzeże tego typu występuje w Dalmacji i Kalifornii.
riasowe - powstałe w wyniku zalania obszaru górskiego z pasmami ułożo­nymi prostopadle do wybrzeża. Kulminacje gór znajdujące się nad powierzchnią morza stanowią półwyspy, natomiast doliny rzeczne, głęboko wcięte zatoki. Wybrzeże riasowe występuje np. w Irlandii, Bretanii, Normandii, Hiszpanii, Grecji.
fiordowe - wytworzone przez zalanie dolin polodowcowych, które stają się długimi, wąskimi, głęboko wciętymi w ląd zatokami, o prawie pionowych wysokich brzegach. Fiordowe są wybrzeża Norwegii, Grenlandii, Alaski i Patagonii.
szkierowe - czyli zalane obszary z licznymi mutonami. Charakteryzuje się setkami małych skalistych wysepek (dawne mutony), np. wybrzeże Szwecji, Alaski, Finlandii.
zalewowe (mierzejowe) - powstające w wyniku odcinania zalewu od otwartego morza przez mierzeję, np. polskie wybrzeże Bałtyku.
lagunowe - z odciętą przez lido laguną, np. północne wybrzeża Zatoki Meksykańskiej.
limanowe - powstałe w wyniku odcięcia wałem piaszczystym lejkowatych ujść rzecznych. Wybrzeża tego typu występują w północnej czę­ści Morza Czarnego.

Zmiany w rzeźbie powierzchni Ziemi
Działalność wszystkich rzeźbotwórczych czynników egzogenicznych prowadzi do niszczenia wyniosłości i zasypywania obniżeń. Ogół wszystkich procesów niszczących powierzchnię, powodujących jej wyrównywanie i stopniowe obniżanie nazywamy denudacją. Procesy denudacyjne, działając bez przerwy, przekształcają pierwotną rzeźbę powierzchni według określonego schematu. Jest to tzw. cykl denudacyjny składający się z kilku etapów, w wyniku których rzeźba przechodzi kolejne stadia rozwoju. Według M. Davisasąto:
stadium początkowe - obejmuje początkowy okres istnienia lądu. Na tym etapie kształtuje się system rzeczny obszaru. Rzeki erodują wgłębnie, działają: wietrzenie i grawitacyjne ruchy masowe. stadium młodociane — znacznie poszerzają się doliny rzeczne, w górach
silnie działa wietrzenie fizyczne i procesy stokowe.
stadium dojrzałe - powierzchnia jest porozcinana gęstą siecią rzeczną. Dna dolin rzecznych są szerokie, a stoki coraz łagodniejsze. Ma­lej ą różnice wysokości względnych.
stadium starości (zgrzybiałe) - w którym powstaje prawie płaska powierzch­nia zwana penepleną. Rzeki płyną po niej leniwie w szerokich wypełnionych osadami dolinach. Między nimi ciągną się niskie wzgórza o bardzo łagodnych stokach. Nieco wyżej wznoszą się resztki nie zniszczonych obszarów zbudowanych z bardzo odpor­nych skał, tzw. twardziele, lub pozostałości zniszczonego działu wodnego - ostańce.
Stadium starości kończy cykl denudacyjny. Procesy wewnętrzne prze­ciwdziałają zrównaniu powierzchni. W wyniku ruchów pionowych skiero­wanych ku górze rzeźba może ulec odmłodzeniu. Odmłodzenie rzeźby powoduje ponowne rozpoczęcie cyklu denudacyjnego.
Wielkie formy powierzchni litosfery

Krzywa hipsograficzna
Wewnętrzne i zewnętrzne czynniki zmienności powierzchni ziemi dopro­wadziły do powstania głównych form ukształtowania oraz zróżnicowania rzeźby w ich obrębie. Największymi jednostkami są cokoły kontynentalne i baseny oceaniczne, które mają różne formy ukształtowania powierzchni. Średnia wysokość wszystkich lądów wynosi ok. 850 m n.p.m. natomiast średnia głębokość oceanów ok. 3800 m. Odzwierciedleniem proporcji wysoko­ści lądów i głębokości oceanów jest krzywa hipsograficzna. Można z niej odczytać procent powierzchni, jaki zajmują obszary znajdujące się w danym przedziale wysokości lub głębokości.

Ukształtowanie powierzchni lądów
Na obszarach lądowych wyróżniamy trzy główne formy ukształtowania różniące się wysokościami względnymi i bezwzględnymi. Są to:
niziny - leżące poniżej 300 m n.p.m. mające mało urozmaiconą rzeźbę. Ich powierzchnia może być płaska (równinna), pagórkowata lub falista. W obrębie nizin znajdują się depresje, tj. obszary położone poniżej poziomu morza. Za najgłębszą uznaje się depresję Rowu Jordanu będącego przedłużeniem rowu Morza Czerwonego, wypełnioną przez Morze Martwe (- 392 m p.p.m.). Natomiast nąjrozleglejsza jest depresja Morza Kaspijskiego (- 28 m p.p.m.) o powierzchni po­nad 500 tyś. km2. Poza depresjami na obszarach lądowych wy­stępują kryptodepresje (depresje ukryte), pod wodami jezior lub lądolodami. Najgłębszą z nich jest Rów Bentleya (- 2538 m p.p.m.) pokryty lądolodem Antarktydy i jezioro Bajkał, którego dno znaj­duje się 1165 m p.p.m.
wyżyny - obszary leżące powyżej 300 do kilku tysięcy metrów ponad po­ziom morza. Kryterium wydzielania wyżyn, równoległym do wy­sokości bezwzględnej, jest różnica wysokości względnych. Gdy jest ona niewielka, obszar zaliczamy do wyżyn, nawet gdy jego wysokość bezwzględna jest bardzo duża, np. Tybet, gdzie wysoko­ści dochodzą do 5000 m n.p.m. Wyżyny mają falistą lub pagór­kowatą powierzchnię.
góry - obszary o najbardziej urozmaiconej powierzchni, dużych wysokościach względnych i największych wysokościach ponad poziomem mo­rza. Zajmują tylko 8% powierzchni całego globu. Najwyższe łań­cuchy górskie powstały w czasie orogenezy alpejskiej. Ze wzglę­du na wysokości osiągane przez góry, dzielimy je na góry niskie - do 500 m n.p.m., średnie do 1500 m n.p.m. i wysokie - powy­żej 1500 m n.p.m.. Najwyższymi górami są Himalaje, w których wiele szczytów osiąga ponad 8 tyś. m n.p.m. Najwyższy jest Mont Everest - 8848 m n.p.m.

Ukształtowanie powierzchni dna oceanicznego
Ukształtowanie dna oceanicznego jest tak samo urozmaicone, jak po­wierzchnia lądów, a różnice wysokości poszczególnych elementów rzeźby są znacznie większe niż na kontynentach. Wielkimi formami ukształtowa­nia den oceanicznych są:
szelf- stanowi bezpośrednie przedłużenie obszarów lądowych. Ma powierzch­nię nachyloną pod kątem kilku stopni w kierunku otwartego morza, do głębokości 200 m, którą przyjmuje się za dolną granicę szelfu. Wokół Antarktydy szelf sięga do 500 m głębokości, co tłumaczy się izostatycznym ruchem kontynentu wywołanym ciężarem lądolodu. Na powierzchni szelfu widoczna jest typowa rzeźba lądowa, np. przedłużenie dolin rzecznych, formy polodowcowe, zatopione dawne linie brzegowe. W obrębie szelfu wyróżniamy trzy zasad­nicze części:
• przybrzeżną - do głębokości 30 - 50 m, charakteryzującą się szybkim zwiększaniem głębokości,
• środkową- do głębokości 120 m, charakteryzującą się dużą szero­kością, równomiernym ukształtowaniem i znaczną miąższością opadów,
• zewnętrzną - wąską strefę o dużym nachyleniu dna i urozmaiconej rzeźbie, schodzącą do dolnej granicy szelfu.
stok kontynentalny - opada do głębokości 2500 - 3000 m stromą po­wierzchnią o nachyleniu do 45°. Uznaje się go za podwodną gra­nicę kontynentu. Stok kontynentalny łącznie z szelfem i obsza­rem lądowym tworzy cokół kontynentalny. Rzeźba stoku jest bardzo urozmaicona - liczne podmorskie kaniony o głębokości ponad 1000 m i dużych spadkach. Prawdopodobnie powstały one dzięki prądom zawiesinowym niosącym duże ilości materiału, dostarczanego przez rzeki płynące na lądzie. Niesiony przez prądy zawiesinowe materiał osadzany jest u podnóża stoku kontynentalne­go, tworząc równiny o powierzchni setek km2. Przeciętnie na głę­bokości 3000 m stok kontynentalny przechodzi w basen oce­aniczny.
baseny oceaniczne - położone na głębokości 3000 - 6000 m, zajmują ok. 70% dna oceanicznego. Na ich obszarze położone są podmorskie płaskowyże i wielkie góry wulkaniczne.
grzbiety śródoceaniczne - podwodne pasma górskie występujące na wszystkich oceanach na granicach płyt litosfery. W środkowej części, wzdłuż całego grzbietu, znajduje się wąska dolina ryftowa. Najlepiej poznany jest Grzbiet Śródatlantycki, którego szerokość wynosi od 300 do 2000 km. Dolina ryftowa tego grzbietu ma głębokość ok. 2000 m, a jej dno sięga 4000 m głębokości. W górnych partiach jest szeroka na 25 - 40 km, natomiast w dnie szerokość zmniejsza się do kilku kilometrów. Różnice wysokości względnych gór znajdujących się w osiowej części grzbietu prze­kraczają 1000 m. Grzbiety śródoceaniczne są aktywne sejsmicz­nie.
rowy oceaniczne - głębie oceaniczne o szerokości 100 - 150 km i długości ponad 5000 km położone na obrzeżach oceanów w sąsiedztwie łu­ków wyspowych. Rowy oceaniczne mają strome stoki, przy czym stok od strony łuku wyspowego jest dużo bardziej nachylony. Dna rowów oceanicznych są niemal płaskie i podlegają stałemu obniżaniu. Największa głębia na świecie znajduje się w Rowie Mariańskim i wynosi 11034 m.
Świat roślinny i zwierzęcy
Formacje roślinne na Ziemi
Wszystkie organizmy żywe tworzą biosferę, która obejmuje przestrzeń dolnej troposfery, całą hydrosferę i powierzchniową warstwę litosfery. Ro­śliny i zwierzęta żyjące na określonym terenie o charakterystycznych dla niego warunkach bytowania tworzą biocenozę. Wyróżniamy biocenozy lądo­we i wodne. Na lądach przeważają biocenozy roślinne, w wodach - zwierzęce.
Zróżnicowanie świata organicznego na obszarach lądowych wykazuje ści­sły związek ze strefowością klimatyczną. Szczególnie wyraźnie jest to widocz­ne w świecie roślin tworzących charakterystyczne formacje. Przez formację roślinną rozumiemy zbiorowisko roślin o charakterystycznym wyglądzie ze­wnętrznym i podobnych formach życiowych uzależnionych od warunków kli­matycznych, gleb, rzeźby terenu i stosunków wodnych. Na lądach wyróżniamy formacje: drzewiastą, krzewiastą, trawiastą i pustynną. Każda z tych forma­cji może występować w jednej lub kilku strefach klimatycznych. Formację drzewiastą stanowią lasy równikowe, podrównikowe, monsunowe oraz lasy li­ściaste, mieszane i iglaste strefy umiarkowanej. Formację krzewiastą tworzą twardolistne zarośla strefy podzwrotnikowej, trawiastą- sawanna, stepy strefy umiarkowanej i specyficzna tundra, występująca w klimacie subpolamym. Formacja pustynna pozbawiona jest zwartej pokrywy roślinnej.
Poza wymienionymi formacjami roślinnymi układającymi się strefowo, na Ziemi wy stępuj ą również formacje astrefowe. Należy do nich roślinność górska zmieniająca się wraz ze wzrostem wysokości nad poziomem morza.

Formacje roślinne strefy równikowej i podrównikowej
Zróżnicowanie roślinności w strefie klimatu równikowego i podrówniko-wego wynika z ilości i rozkładu opadów w ciągu roku. Zmniejszająca się roczna suma opadów, w miarę przesuwania na północ i południe od równi­ka, oraz wyraźnie zaznaczająca się pora sucha i deszczowa decydują o we­getacji roślin. W strefie równikowej, w której w ciągu całego roku notowa­ne są wysokie temperatury i opady, występuje wiecznie zielony las równikowy, a na wybrzeżach lasy i zarośla namorzynowe. W strefie podrównikowej, gdzie ilość opadów jest mniejsza i wyraźnie zaznacza się pora sucha, rosną różne odmiany lasów podrównikowych i sawanna.
Las równikowy -jest najbardziej bujną na Ziemi formacją roślinną składającą się z kilku tysięcy gatunków wiecznie zielonych roślin. Las równi­kowy rośnie piętrowo. Najwyższe piętro tworzą drzewa docho­dzące do 60 m wysokości. Liście tych drzew są przystosowane do silnego promieniowania słonecznego - odbijają promienie a ich korony zatrzymują światło słoneczne, którego niewiele dociera do niższych partii lasu. Drugie piętro tworzą nieco niższe drzewa, nie wykazujące żadnego rytmu wegetacyjnego - ustawicznie kwitną i owocują. Ze względu na bardzo grząskie podłoże drzewa obu warstw są płytko ukorzenione. Przed przewróceniem chronią się wyrastającymi z pni korzeniami podporowymi. Trzecie piętro tworzą palmy i drzewiaste paprocie. Do najcenniejszych gatun­ków drzew w lesie równikowym należą: heban, mahoniowiec, balsa, kauczukowiec i kakaowiec. Najniższe piętro to runo leśne złożone z cieniolubnych bylin o miękkich liściach zabarwionych często na czerwono. Charakterystyczną cechą lasu równikowego są epifity (porosła), czyli rośliny samożywne rosnące na innych roślinach. Na epifitach, z kolei, rozwijają się porosty i glony. Wśród epifitów liczne są pnącza o zdrewniałych łodygach, czyli liany wijące się między konarami i pniami drzew. Lasy tego typu występują w Amazonii, dorzeczu Kongo, wyspach Archipelagu Malajskiego.
Lasy i zarośla namorzynowe (mangrowe) - rosną w strefie międzyzwrotniko-wej na płaskich wybrzeżach morskich, zalewanych wodami przy­pływów. Składają się z drzew i krzewów będących roślinami słonolubnymi, tzw. haloHtów. W czasie przypływu drzewa są zalewane aż po korony, w czasie odpływu odsłaniane są ich liczne korzenie podporowe. System korzeniowy drzew i krzewów w le­sie namorzynowym jest przystosowany do grząskiego, zalewanego wodą podłoża. Tworzą się np. korzenie oddechowe skierowane ku górze, a w innych korzeniach - komory wypełniane powie­trzem w czasie odpływu morza. Z powietrza tego roślina korzysta, gdy jest zalana wodą.
Las podrównikowy - nie jest tak bogaty w gatunki jak las równikowy. Drzewa są tu zdecydowanie niższe - dochodzą do 20 m wysokości i nie tworzą zwartej, gęstej powierzchni. W niższej warstwie wy­stępują palmy i drzewiaste paprocie. W lesie podrównikowym jest mało lian i epifitów. W porze suchej drzewa zrzucają liście. Na obszarach o długim okresie suszy las staje się niskopienny i pojawiają się w nim sucholubne krzewy. Najważniejszą cechą staje się postępujące rozrzedzenie lasu, tak że miejscami nie za­cienia on podłoża. Taki las, w którym drzewostan nie jest zwarty, nazywamy świetlistym. Na obszarach bardziej suchych, będących strefą przejściową między lasem podrównikowym i sawanną, wy­stępują lasy parkowe, czyli kępy lasu lub pojedynczo rosnące drzewa w obszarze fbrmacj i trawiastej.
Sawanna - trawiasta formacja roślinna porastająca obszary z suchą porą zimową. Tworzą ją wieloletnie, sucholubne trawy nie tworzące zwartej darni. W porze deszczowej trawy osiągają 2 m wysoko­ści, w porze suchej rośliny wysychają. Na niektórych sawannach rosną drzewa pojedynczo lub w niewielkich grupach. Są to aka­cje, baobaby i sporadycznie palmy. Drzewa zrzucają liście w cza­sie pory suchej. Odmianą sawanny są lasy araukariowe rosnące w Brazylii i Argentynie. Tworzą je drzewa luźno rosnące wśród roślinności trawiastej. W strefie sawannowej w dolinach rzecz­nych rosną lasy galeriowe, podobne do lasów równikowych.
Roślinność strefy zwrotnikowej i podzwrotnikowej
Zwrotnikowa strefa klimatyczna charakteryzująca się wysokimi tempe­raturami i bardzo niskimi opadami stwarza roślinności specyficzne warunki bytowania. Na jej obszarach roślinność przystosowała się do braku wilgoci - jest bardzo skąpa i nigdzie nie tworzy zwartej pokrywy. W zależności od ilości porośniętej powierzchni i przeważających gatunków roślin w strefie zwrotnikowej wyróżniamy pustynie i półpustynie.
W strefie podzwrotnikowej warunki życia roślin zależą od okresu,
w którym występuje pora deszczowa. W strefie tej ze względu na duże
zróżnicowanie warunków klimatycznych występują: wiecznie zielone lasy
i zarośla twardolistne oraz lasy monsunowe.
Pustynie - na obszarach pustynnych roślinność występuje sporadycznie, tzn. po obfitych, lecz bardzo rzadkich opadach. Pustynia „zakwita" wtedy roślinami żyjącymi tylko przez jeden okres wegetacyjny. Są to tzw. terofity, które mogą przetrwać bardzo długi okres su­szy w postaci nasion. Na pustyniach kamienistych spotyka się karłowate drzewa i krzewy rosnące w głębokich szczelinach skalnych. Pustynie piaszczyste i żwirowe pozbawione są roślin­ności z wyjątkiem miejsc, w których wody gruntowe znajdują się blisko powierzchni ziemi. W miejscach tych powstają oazy, w których rosną palmy daktylowe, akacje i tamaryszki.
Półpustynie - obszary, na których szata roślinna pokrywa ok. 10% po­wierzchni. Półpustynie stanowią formację przejściową między pustynią i sawanną lub ciernistymi lasami. Rosną tu głównie su-kulenty, tj. rośliny mogące gromadzić wodę w liściach lub pędach na okres suszy i sklerofity, czyli skrajnie sucholubne trwałe rośli­ny o zdrewniałych łodygach i stwardniałych liściach. Sklerofity rosną kępkami w postaci krzewów i krzewinek o bardzo małych liściach i licznych cierniach. Mają bardzo długie korzenie i mimo utraty wewnętrznej wilgoci nie umierają, lecz żyj ą życiem utajo­nym. Na półpustyniach rosną również byliny, kaktusy i wilczo­mlecze oraz rośliny słonolubne mające charakterystyczne niebie-skawozielone zabarwienie. Wyróżnia się kilka typów półpustyń, a mianowicie: akacjową, piołunową i piołunowo-wrzosową.
Wiecznie zielone lasy i zarośla twardolistne - rosną na obszarach klimatu śródziemnomorskiego, w którym pora sucha występuje w okresie lata. Rosnące tu drzewa nie są wysokie, mają niewielkie skórzaste liście odbijające promienie słoneczne oraz grubą korę. Podsta­wowymi gatunkami są laury, mirty, oleandry, oliwki, dąb korkowy, bukszpan i cytrusy. Występują również niskie palmy. Pierwotna roślinność tego obszaru została silnie zniszczona przez człowie­ka. W jej miejsce pojawiła się formacja wtórna w postaci twardo-listnych kolczastych zarośli, zwanych makią. Tworzą j ą zarośla pistacji, mirtów oraz karłowate drzewa. Odpowiednikiem makii w Ameryce Północnej jest chaparral, a na półkuli południowej lasy qucbracho. W tej samej strefie w Ameryce Północnej rosną wiecznie zielone, iglaste sekwoje, natomiast we wschodniej Australii lasy eukaliptusowe z akacjami i trawami w podszyciu.
Lasy monsunowe - bujne, bogate florystycznie lasy, w których najwyższe piętro stanowią magnolie, niższe - drzewa i krzewy szpilkowe, podszycie - liczne gatunki traw. Najbardziej charakterystyczną trawą jest bambus o zdrewniałej łodydze i bardzo dużych wyso­kościach. Lasy monsunowe na obszarach skrajnie wilgotnych, np. w Nowej Zelandii, w porze deszczowej przypominają wyglądem las równikowy.

Świat roślinny strefy umiarkowanej
Charakterystyczną cechą roślinności strefy umiarkowanej jest jej duża różnorodność uzależniona od wilgotności. Obszary o suchych klimatach kontynentalnych porasta bezdrzewna formacja roślinna zwana stepem, zaś tereny będące pod wpływem wilgotnych klimatów morskich - las liściasty, mieszany lub iglasty.
Step - trawiasta formacja roślinna bujnie rozwijająca się wiosną i wczesnym latem przechodząca w stan życia utajonego w czasie suchego lata i ponownie rozwijająca się jesienią. Roślinność stepów składa się głównie z różnych gatunków traw i ziół. W zależności od ilości opadów wyróżnia się kilka odmian stepu, a mianowicie: półpustynny step piołunowy i suchy step ostnicowy na obszarach o rocznej sumie opadów 200 - 350 mm. W stepie ostnicowym dominują twardolistne ostnice, krzewinki kolczaste, byliny, rośliny cebulkowe - narcyzy, tulipany i szafrany. W wilgotniejszych i nieco chłod­niejszych obszarach rozwija się bujny step trawiasty, na którym sporadycznie pojawiają się kępy krzewiastych zarośli złożonych z wisienki stepowej i migdała stepowego. Stepy rozciągają się w Eurazji od Ukrainy po Kazachstan. W Argentynie pampa cha­rakteryzuje się kępkami traw, między którymi występuje naga gleba, w Ameryce Północnej - preria z charakterystyczną niską trawą bizonowąi rosnącymi wśród niej kaktusami - opuncjami. W Eurazji i Ameryce Północnej na granicy stepu i lasu występuj ą tzw. stepy parkowe, czyli lasostepy.
Las liściasty - rośnie w morskich odmianach klimatu umiarkowanego. Jego najbardziej charakterystyczną cechą jest zrzucanie liści na okres zimowy. Runo leśne stanowią rośliny zielne i byliny. Skład ga­tunkowy drzew jest zróżnicowany regionalnie. Najczęściej wy­stępują dęby, buki, graby, klony, topole, brzozy i inne. W miarę wzrostu kontynentalizmu klimatu lasy liściaste przechodzą w la­sy mieszane - drzewa liściaste i iglaste takie, jak: sosna, świerk, jodła i cis. Największe kompleksy lasów liściastych i mieszanych występują w Europie, Azji Wschodniej (rejon amurski, północ­ne Chiny, Japonia), Ameryce Północnej (między Appalachami i Missisipi), Ameryce Południowej (Patagonia, południowa część Chile), na Nowej Zelandii, Tasmanii i w południowo-wschodniej części Australii.
Las iglasty (tajga) - występuje w klimacie umiarkowanym chłodnym w Ameryce Północnej i Eurazji. Tajgę inaczej nazywamy lasem borealnym. Rosną w niej niemal wyłącznie drzewa szpilkowe ta-, kie, jak: świerk, jodła, modrzew i sosna. W południowej części taj­gi rośnie sporo drzew liściastych - brzoza, topola, olszą, wierzba. W podszyciu tajgi dominują wrzosy, borówki, jeżyny, paprocie, mchy i porosty. W wyższych szerokościach geograficznych tajga ubożeje - coraz liczniejsze są torfowiska i bezleśne polany.

Roślinność strefy subarktycznej i arktycznej
Surowość klimatu sprawia, że roślinność tych stref jest uboga. W klimacie subarktycznym występuje tundra, w arktycznym pustynie lodowe.
Tundra - formacja roślinna rozwijająca się na północ od tajgi. W jej połu­dniowej części dominują krzewy brzozy karłowatej i wierzby po­larnej oraz krzewinki (borówka). Dalej ku północy zaczyna prze­ważać roślinność zielna, rośliny wrzosowate oraz mchy i porosty. Ponieważ tundra porasta obszary objęte wieczną zmarzliną, która w czasie arktycznego lata rozmarza do głębokości ok. 50 cm, stąd jest tutaj dużo terenów zabagnionych. Na obszarach skalistych tundra przechodzi w arktyczną pustynię skalistą. Roślinność występuje tu kępkami. Są to głównie porosty, rośliny kwiatowe, np. dębik całobrzegi i dębik ośmiopłatkowy oraz rośliny podusz­kowe — głodek i skalnica.
Pustynia lodowa - roślinność występuje tylko na skałach wystających ponad lodem. Tworzą j ą porosty, mchy i skąpa roślinność kwiatowa. Na Antarktydzie roślinność jest jeszcze uboższa - glony, porosty i mszaki.

Piętra roślinne w górach
Roślinność górska układa się piętrowo, co wynika ze spadku temperatury wraz ze wzrostem wysokości. Piętrowy układ roślinności górskiej przypomina strefy roślinne zależne od szerokości geograficznej. Jednakże nie wszystkie strefy roślinne mają swoje odpowiedniki w układzie pionowym. Układ ten jest bowiem modyfikowany przez ekspozycję stoków. Na półkuli północnej na stokach południowych, dosłonecznych granice między poszczególnymi piętrami roślin schodzą niżej. Na półkuli południowej jest odwrotnie, po­nieważ Słońce góruje po północnej stronie nieba. Generalnie w górach wy­różnia się trzy piętra roślinne:
• leśne - położone najniżej, w którym las jest podobny do lasów położonych na nizinach w danej strefie roślinnej,
• alpejskie - z karłowatymi drzewami, krzewami i łąkami górskimi,
• turni i śniegów - czyli najwyższe piętro z mchami i porostami oraz stale zalegającym śniegiem i lodem.
Każde z wymienionych wyżej pięter może charakteryzować się innym składem gatunkowym roślin, zależnie od eksplozji stoków i szerokości geograficznej, w której położone są góry. W miarę wzrostu szerokości geo­graficznej granice wysokości między poszczególnymi piętrami roślinnymi obniżają się.
Piętrowość roślinności charakteryzuje się w każdej ze stref klimatycz­nych odmiennymi cechami.
Strefa równikowa i podrównikowa - w klimacie równikowym dolne pię­tro tworzą wilgotne lasy z licznymi epifitami i lianami, natomiast w podrównikowym okresowo suchym - sawanna lub suche lasy i zarośla. W miarę wzrostu wysokości, wraz ze wzrostem opadów, suchy las przechodzi w las wilgotny. Najniższe piętro roślinności sięga do wysokości ok. 3000 m n.p.m. Powyżej tej wysokości du­że spadki temperatury powietrza sprawiają, że las zanika, a jego miejsce zajmują karłowate drzewa i krzewy. Wyżej rosną tylko zioła, mchy i porosty - zwartość szaty roślinnej wyraźnie maleje. Górna granica piętra alpejskiego przebiega na wysokości ok. 4000 - 4500 m n.p.m. Na obszarach wyżej położonych nagie ska­ły mogą być pokryte porostami. Dominują tu zimne pustynie oraz tereny pokryte śniegiem lub lodem.
Strefa zwrotnikowa sucha - brak najniższego piętra lasów natomiast po­niżej piętra alpejskiego mogą występować suche zarośla. Granice między poszczególnymi piętrami przebiegają na większych wy­sokościach niż w strefie równikowej.
Strefa podzwrotnikowa - w śródziemnomorskiej odmianie klimatu piętro lasu jest bardzo zróżnicowane. U podnóża rosną wiecznie zielone lasy twardolistne, które wyżej przechodzą w lasy liściaste zrzucające li­ście na zimę i wraz ze wzrostem wysokości w lasy bukowo-jodłowe. W klimacie podzwrotnikowym suchym las twardolistny przecho­dzi bezpośrednio w las iglasty. W piętrze alpejskim występują cierniste zarośla, wyżej zioła i trawy.
Strefa umiarkowana ciepła - piętro lasu dzieli się bardzo wyraźnie na dwie części, dolną - lasu dębowego przechodzącego wyżej w las bukowy z domieszką jodły (czyli regiel dolny), i górną - boru świerkowego (czyli regiel górny). Powyżej lasu w piętrze alpej­skim występują krzewy i karłowate drzewa przechodzące wyżej w łąki górskie - hale. Wysokość, do której rosną lasy i karłowate drzewa wyznaczona jest przez czas trwania bezśnieżnego okresu wegetacyjnego. Górna granica piętra alpejskiego pokrywa się z linią wiecznego śniegu.
Strefa umiarkowana chłodna - w najniższym piętrze lasu występuj ą tylko lasy świerkowe przechodzące wyżej w rzadkie lasy brzozowe. W piętrze alpejskim występują krzewinki i trawy o składzie ga­tunkowym takim samym jak w tundrze.

Królestwa i krainy zoogeograficzne
Współczesne rozmieszczenie zwierząt na Ziemi jest wynikiem ewolucji świata zwierząt oraz zmian klimatycznych notowanych w dziejach Ziemi i „wędrówki kontynentów". Miejscem życia zwierząt są dolne warstwy at­mosfery, powierzchnia i górna część litosfery oraz wody. W każdym z tych środowisk zwierzęta dostosowały się do panujących warunków. Biorąc pod uwagę specyficzne cechy fauny, Ziemię podzielono na cztery królestwa zoogeograficzne, w których wyróżnia się mniejsze jednostki - krainy (podkrólestwa). Posiadają one wyraźne, naturalne granice - oceany lub pa­sma górskie.
Największym królestwem jest Arktogea, w której wydzielono krainy:
• nearktyczną - Ameryka Północna (na północ od zwrotnika Raka), Grenlandia,
• palearktyczną- Europa, Azja (bez południowych krańców Półwyspu Arabskiego i obszarów na południe od Himalajów), północne krańce Afryki (na północ od Sahary),
• etiopską - Afryka,
• orientalną - południowa Azja (półwyspy: Indyjski i Indochiński), Sumatra, Jawa, Borneo, Celebes, Filipiny,
• madagaskarską-Madagaskar, Seszele i Maskareny.
Pozostałe królestwa nie są tak zróżnicowane ze względu na warunki ży­cia i nie wyróżnia się w nich krain zoogeograficznych. Wyraźna zależność świata zwierząt od warunków klimatycznych, a przede wszystkim od natu­ralnych formacji roślinnych sprawia, że z geograficznego punktu wi­dzenia istotniejsza jest charakterystyka fauny lądowej dostosowana do stref roślinnych na Ziemi.
Strefa lasów równikowych i podzwrotnikowych - świat zwierząt jest bardzo bogaty. Szczególnie dużo jest gatunków nadrzewnych, zamieszkujących różne piętra lasu. Do głównych gatunków należą małpy, nietoperze, chrząszcze, tukany, papugi. Dolne piętro lasu zamieszkują goryle i okapi żyjące w Afryce oraz tapiry, pekari, jaguary (Ameryka Południowa). Licznie reprezentowane są gady (krokodyle, żółwie) i płazy. Wyjątkowo dużo gatunków jest wśród owadów i ptaków.
Strefa sawann - zamieszkiwana jest przede wszystkim przez wielkie rośli­nożerne zwierzęta kopytne, żyjące w stadach. Należą do nich: an­tylopy, zebry, żyrafy, nosorożce, gazele i słonie. Poza kopytnymi dużo jest drapieżników, np. lwy, lamparty, gepardy, serwale, oraz zwierząt padlinożemych - hien, szakali, sępów. W strefie sawan­ny owady reprezentowane są głównie przez mrówki, termity i szarańczę.
Strefa pustyń - ma świat zwierzęcy zbliżony do fauny żyjącej na sawannie, lecz znacznie uboższy. Żyją tu głównie szakale, hieny, liski pu­stynne i skoczki pustynne. Poza nimi liczne są gady, chrząsz­cze i szarańcza. Zwierzęciem udomowionym jest wielbłąd.
Strefa stepów - wśród zwierząt zamieszkujących stepy liczna jest grupa gryzoni - susły, pieski preriowe, myszy, chomiki, nomice. Z dra­pieżników żyją tu wilki, rysie i lisy, natomiast ptaki reprezento­wane są przez przepiórki, skowronki, kuropatwy, dropie. Z owa­dów liczne są szarańczaki i mrówki.
Strefa lasów liściastych szerokości umiarkowanych -zamieszkują tu liczne zwierzęta roślinożerne takie, jak: dziki, samy, jelenie, łosie i żubry. Z drapieżników żyją wilki, rysie, lisy i niedźwiedzie. Mniejszymi zwierzętami są borsuki, krety, jeże, łasice i ryjówki. Bogaty świat owadów jest podstawą wyżywienia ptaków. Strefa tajgi - fauna tajgi jest raczej uboga. Licznie występują gryzonie żywiące się nasionami, np. wiewiórki, gronostaje oraz zające i wydry. Drapieżniki reprezentują kuny, rysie, niedźwiedzie i tygry­sy. Z ptaków tylko niektóre gatunki zamieszkuj ą tajgę przez cały rok, np. głuszce, sikory, sójki, mysikróliki i cietrzewie. Przedsta­wicielami owadów są mrówki, komary i kleszcze.
Strefa tundry - tylko nieliczne gatunki zamieszkuj ą tundrę przez cały rok. Są to lemingi, lisy polarne, gronostaje i ryjówki. W okresie „po­larnego lata" przylatują tu ptaki wodne i błotne oraz pojawiają się inne zwierzęta, np. renifery i wilki. W tundrze spotkać można również niedźwiedzie polarne, piżmowce i zające, a z ptaków sowy polarne i pardwy. Pod koniec okresu ciepłego, większość fauny przemieszcza się na obszary o łagodniejszym klimacie. Strefa pustyń polarnych - na Antarktydzie zamieszkiwana jest przez pin­gwiny, słonie morskie, foki i mewy.
Odmienna od wyżej wymienionych stref jest fauna Australii, Nowej Gwinei, Nowej Zelandii i Tasmanii. Żyją tu m.in. zwierzęta, które prze­trwały z minionych okresów geologicznych. Należą do nich stekowce czyli ssaki znoszące jaja, np. dziobak i kolczatka. Charakterystyczną grupę stano­wią torbacze - kangury oraz ptaki nielotne - emu, kazuary, kiwi.

Świat zwierzęcy mórz i oceanów
Środowisko morskie charakteryzuje się mniejszą różnorodnością wa­runków życia niż obszary lądowe. O życiu organicznym decyduj ą tu przede wszystkim temperatura i zasolenie wody, odległość od lądu, głębokość oraz ruch wód (prądy morskie i pływy). Najważniejszym czynnikiem różnicują­cym faunę zbiorników morskich jest światło, które dociera do głębokości ok. 500 m. Wymienione czynniki spowodowały wydzielenie stref charakte­ryzujących się odmiennym składem gatunkowym świata organicznego.
Strefa przybrzeżna (litoralna) - rozciągająca się wzdłuż wybrzeży morskich do głębokości 200 m. Ponieważ występują w niej najkorzystniejsze warunki do rozwoju życia, dlatego ilość żyjących tu gatunków zwie­rząt jest bardzo bogata. Dobre naświetlenie wód pozwala na roz­wój roślinności, która jest pokarmem dla zwierząt. Część gatun­ków prowadzi osiadły tryb życia na dnie morskim. Tworzą one tzw. bentos. Należą do nich koralowce, gąbki i ukwiały. Szcze­gólnie bogata jest fauna raf koralowych - ponad 500 tyś. różnych gatunków. Poza zwierzętami osiadłymi żyją organizmy pełzające (np. małże, ślimaki) oraz zwierzęta pływające - różne gatunki ryb, żółwi morskich i ssaków nazywanych nektonem. W strefie lite­ralnej żyje również plankton, tj. zwierzęta biernie unoszone przez fale i prądy morskie (plankton to pierwotniaki, drobne skorupiaki i bakterie).
Strefa morza otwartego (pelagiczna) - charakteryzująca się występowa­niem planktonu i nektonu. Plankton tej strefy jest bardzo bogaty w gatunki - głównie w wodach chłodnych zasobnych w tlen. Plankton roślinny dostarcza atmosferze dużej ilości tlenu i wspólnie z planktonem zwierzęcym stanowi pożywienie ryb. W strefie pela-gicznej występuje duża obfitość gatunków ryb, dużych ssaków (wieloryby, delfiny) i meduz. Ich skład gatunkowy różnicuje się zgodnie ze strefami klimatycznymi. Czynnikiem zakłócającym ten równoleżnikowy układ występowania poszczególnych gatun­ków są prądy morskie. Zaobserwowano np. przemieszczanie się wraz z prądami gatunków zwierząt ciepłolubnych w wysokie sze­rokości geograficzne.
Strefa głębinowa (abysalna) - rozciągająca się na głębokościach poniżej 500 m. Najbardziej charakterystyczną jej cechąjest brak światła. Ponadto występuje tu duże ciśnienie, stosunkowo niska tempera­tura oraz brak ruchu wody. Strefa abysalna jest najuboższa w ży­cie organiczne. Do zwierząt głębinowych należą: głowonogi, gąbki krzemionkowe, szkarłupnie i ryby głębinowe.
Pedosfera
Procesy glebotwórcze
Gleba to zewnętrzna powłoka litosfery składająca się z cząstek mineral­nych i organicznych, powietrza i wilgoci glebowej. W glebie, pod wpływem organizmów żywych, zachodzi przemiana materii organicznej w mineralną i mineralnej w organiczną. Substancje mineralne gleby pochodzą z roz­drobnionej skały, organiczne zaś są szczątkami flory i fauny. Główną cechą gleby jest żyzność, czyli zdolność zaopatrywania roślin w wodę, tlen i składniki pokarmowe.
Gleba powstaje w wyniku złożonego procesu glebotwórczego, czyli procesu stopniowej zamiany zwietrzeliny skał lub luźnej skały w glebę. Przebieg procesu glebotwórczego uzależniony jest od warunków klimatycz­nych i hydrologicznych, rodzaju organizmów żywych, ukształtowania po­wierzchni, podłoża skalnego i czasu oddziaływania każdego z tych czynni­ków. Proces glebotwórczy składa się z kilku procesów, a mianowicie: mi­neralizacji, humifikacji, bielicowania, brunatnienia i glejowienia. Każdy z tych procesów zachodzi w innym okresie tworzenia się gleby, dlatego cały proces glebotwórczy należy podzielić na kilka następujących po sobie eta­pów.
Procesy przygotowawcze - to proces wietrzenia prowadzący do rozdrab­niania skał, przygotowujący podłoże do powstawania gleby przez zapewnienie mu odpowiedniej porowatości, zdolności pochłaniania oraz zatrzymywania wody i powietrza, tj. warunków niezbędnych do życia roślin. Intensywność procesów pr2ygotowawczych zależy od klimatu i rodzaju wietrzejącej skały.
Proces mineralizacji - na powierzchnię zwietrzałej skały wkraczają bakterie, gr2yby, mchy i porosty. Ich szczątki ulegaj ą rozpadowi na proste związki mineralne (mineralizacja). W tym stadium rozwoju gleby następuje wzbogacanie o mineralne składniki pokarmowe - związki azotu, fosforu, wapnia, potasu i inne niezbędne do budowy korzeni roślin. Na tak przygotowany grunt wybiórczo wkracza roślinność trawiasta - wysoka, która czerpie pożywienie z wytworzonych skład­ników mineralnych. Masa organiczna nagromadzona ze szcząt­ków tej roślinności ulega dalszemu procesowi mineralizacji.
Proces humifikacji - polega na łączeniu prostych związków mineralnych (efekt procesu mineralizacji) przy współudziale drobnoustrojów w związek organiczny zwany próchnicą lub humusem. W wyniku trwającego ciągle procesu rozpadu szczątków roślinnych na związki mineralne oraz ich łączenia się i przemiany w związki organiczne następuje akumulacja próchnicy w powierzchniowej warstwie gleby.
Proces wymywania - zachodzi pod wpływem wsiąkającej w glebę wody opadowej, która rozpuszcza składniki pokarmowe, wypłukuje je i przenosi w głąb gleby. Jeśli proces ten przebiega w środowisku kwaśnym, rozpuszczeniu i wymywaniu ulegaj ą sole, węglan wap­nia i tlenki żelaza, a pozostaje nierozpuszczalna krzemionka mająca jasno szarą barwę. Rozpuszczanie oraz wymywanie związków organicznych i mineralnych to proces bielicowania.
Procesy wmywania - polegają na osadzaniu wymytych z wyższych warstw gleby, tlenków żelaza, glinu, soli i materiałów ilastych. W zależności od rodzaju osadzanych związków wyróżniamy:
• proces brunatnienia, czyli pokrywania cząstek glebowych rdzawobrunatną otoczką związków żelaza,
• proces glejowienia (oglejania), tj. redukcji związków żelaza i manganu w warunkach beztlenowych, prowadzącej do powstania zielonkawo-niebieskiego zabarwienia.
Działanie procesów glebotwórczych prowadzi do powstania w glebie warstw o różnym zabarwieniu, tzw. poziomów genetycznych. Ich ilość za­leży od długości trwania procesów. Generalnie im starsza gleba, tym jej zróżnicowanie na poziomy jest większe.

Profil glebowy
Profil glebowy to pionowy przekrój przez glebę, w którym wyróżnia się poziomy genetyczne powstające w czasie trwania procesu glebotwórczego. Po­ziomy genetyczne różnią się barwą, stopniem koncentracji budujących je skład­ników i miąższością. Ponieważ procesy glebotwórcze zachodzą w różnych warunkach środowiska, stąd cechy poziomów są odmienne i można z nich od­tworzyć warunki, w jakich powstawała gleba. Poziomy glebowe są więc podstawą genetycznej klasyfikacji typów gleb (patrz: Podstrefa rozdz. 3. i 4.).
W glebach starych o wykształconym profilu glebowym wyróżnia się
następujące poziomy genetyczne:
poziom próchniczy (Al) - najwyższy poziom gleby składający się z rozłożo­nych szczątków roślin i zwierząt przemieszanych z materiałem nieorganicznym. W tym poziomie zachodzi proces humifikacji prowadzący do powstawania próchnicy, stąd jego barwa jest ciemna. Poziom powstaje w wyniku akumulacji próchnicy. Szacuje się, że na powstanie l cm tego poziomu trzeba, zależnie od miejscowych warunków od 200 do 500 lat.
poziom wymywania (eluwialny) - na profilu oznaczony jako A2, zalega bezpośrednio pod warstwą próchniczną. Powstaje w wyniku dzia­łania wody zawierającej kwasy humusowe (rozpuszcza sole, węgla­ny i materiały ilaste), czyli w wyniku procesu bielicowania zacho­dzącego w środowisku kwaśnym. Poziom wymywania posiada jasną barwę.
poziom wmywania (iluwialny) - oznaczany literą B. Jest strefą osadzania wymytych z poziomu eluwialnego składników. Odznacza się rdzawym lub brunatnym zabarwieniem.
poziom brunatnienia (B) - tworzy się w wyniku procesu brunatnienia za­chodzącym w środowisku zasadowym chroniącym próchnicę przed silnym wymywaniem. Zalega bezpośrednio pod warstwą próchniczną i posiada brunatną barwę.
poziom glejowy (G) - tworzy się w warunkach dużego nawilgocenia gleby i braku lub słabego dostępu tlenu, czyli w wyniku procesu glejo-wienia. Zalega w dolnych częściach profilu glebowego i ma zie-lonkawo-niebieskawą barwę.
poziom skaty macierzystej (C) - nie wykazuje śladów działania procesów glebotwórczych, jest rozdrobnioną w wyniku wietrzenia skałą. Jeśli poniżej zwietrzeliny płytko zalega skała nie zwietrzała, w poziomie glebowym oznacza się ją symbolem D.
Gleby młode nie mają wykształconego pełnego profilu. Dlatego nazywane są glebami szkieletowymi (inicjalnymi). Wykazują one bardzo ścisły związek ze skałą macierzystą, na której bezpośrednio zalega poziom próch-niczny.

Strefowe typy gleb
Strefowość klimatyczna i roślinna doprowadziła do strefowości genetycz­nych typów gleb. Klimat bowiem wpływa na rodzaj zwietrzeliny, nawilgo­cenie gleby i warunki wegetacji roślin. Decyduje zatem o tempie przyrostu i rozkładu masy organicznej. Z kolei rodzaj roślinności decyduje o odczynie ściółki. Nazwy gleb strefowych bardzo często pochodzą od zabarwienia po­ziomów w profilu glebowym. Do gleb strefowych należą:
gleby tundrowe - tworzące się w klimacie subpolamym na wiecznej zmar­zlinie przy współudziale roślinności tundrowej. Charakteryzują się słabo rozłożoną próchnicą o niewielkiej miąższości. Może w nich występować słabo zaznaczony poziom wymywania i poziom glejowy zalegający na wiecznej zmarzlinie. Gleby tundrowe naj­częściej są kwaśne i mało żyzne. Na skutek wielokrotnego zama­rzania i rozmarzania dochodzi do przesuwania ku górze więk­szych okruchów skalnych, co na powierzchni powoduje powsta­wanie sieci wielobocznych, kamienistych szczelin.
gleby bielicowe - powstają w klimacie umiarkowanym chłodnym pod for­macją lasu iglastego. Charakteryzują się słabo rozwiniętym, zakwa­szonym poziomem próchnicznym o ciemnoszarej barwie, bardzo wyraźnym poziomem wymywania o jasnej barwie składającym się niemal wyłącznie z pyłu i piasku kwarcowego oraz wyraźnym rdzawym poziomem wmywania. W dolnej części profilu bielicy może występować poziom glejowy. Żyzność tych gleb jest nie­wielka.
gleby brunatne - charakterystyczne dla klimatu umiarkowanego ciepłego. Powstają pod lasami liściastymi i mieszanymi. W profilu gleb brunatnych pod poziomem próchnicznym występuje poziom brunat-nienia. Gleby te posiadają odczyn słabo kwaśny lub obojętny. Są glebami żyznymi.
gleby płowe - należą do tej samej grupy co gleby brunatne. Powstają na utworach pylastych. W ich profilu nad poziomem brunatnienia występuje jasny poziom pozbawiony części ilastych. Gleby płowe są. dość żyzne.
szare gleby leśne - tworzą się w kontynentalnych klimatach strefy umiarko­wanej pod lasami dębowymi na skałach zasobnych w węglan wap­nia. Mają słabo kwaśny lub obojętny odczyn, dobrze rozwinięty poziom próchniczny o szarej barwie, słabo zaznaczony poziom wymywania i wapnisty poziom wmywania.
czarnoziemy - gleby tworzące się w strefie umiarkowanej, w klimatach kontynentalnych okresowo suchych. Powstają przy współudziale roślinności stepowej. Mają bardzo dobrze rozwinięty poziom próchniczny o odczynie obojętnym, słabo kwaśnym lub słabo za­sadowym. Poziom próchniczny osiąga do dwóch metrów miąższości i leży na wapnistym poziomie wmywania. Czamoziem jest glebą bardzo żyzną.
gleby kasztanowe - powstają w klimatach kontynentalnych strefy umiar­kowanej ciepłej, są typowe dla suchych stepów ostnicowych i ostnicowo-piołunowych. Charakteryzują się poziomem próchnicznym o kasztanowym zabarwieniu nadanym przez związki że­laza. Brak w nich wyraźnego poziomu wymywania i wmywania. Odczyn gleby jest zasadowy. Gleby kasztanowe są dość żyzne.
buroziemy - są glebami półpustynnych obszarów strefy umiarkowanej. Odczyn gleby jest silnie zasadowy. Buroziemy mają dużą zawar­tość siarczanu wapnia i innych soli. Ich wartość użytkowa jest bardzo niska.
gleby cynamonowe (brązowe) - powstają w klimacie śródziemnomorskim strefy podzwrotnikowej na skałach bogatych w węglan wapnia. Mają dobrze rozwinięty poziom próchniczny. Są glebami żyzny­mi, lecz wymagaj ą nawodnienia w czasie suchego lata.
szaroziemy - powstają na obszarach pustynnych lub półpustynnych strefy podzwrotnikowej i zwrotnikowej. Maj ą bardzo małą ilość próch­nicy i wyraźny gipsowy lub wapnisty poziom wmywania. Często są zasolone.
żółtoziemy i czerwonoziemy - powstają w wilgotnych klimatach monsuno-wych strefy podzwrotnikowej i zwrotnikowej pod lasami li­ściastymi z udziałem gatunków wiecznie zielonych. Mają słabo rozwinięty poziom próchniczny oraz dobrze zaznaczony poziom wymywania i wmywania. Ich żyzność jest niewielka.
czerwone gleby laterytowe - tworzą się pod wilgotnymi sawannami i la­sami monsunowymi strefy podrównikowej. Ich czerwona barwa wynika z utleniania związków żelaza. Duża ilość substancji orga­nicznej szybko ulega procesowi mineralizacji. Mimo że poziom próchniczny ma małą miąższość, gleby te charakteryzują się znaczną żyznością.
czerwonożółte gleby laterytowe - powstają pod wiecznie zielonymi lasa­mi równikowymi. Mają jasnoszary poziom próchniczny, co jest wynikiem niemal całkowitego rozkładu szczątków roślinnych i silnego przemywania próchnicy przez obfite opady. Duże zakwa­szenie środowiska powoduje intensywne wymywanie i wmywa-nie. Żyzność tych gleb jest niewielka.
czarne gleby tropikalne - powstają w klimacie podrównikowym na zwie-trzelinie skał magmowych. Mają bardzo dobrze rozwinięty po­ziom próchniczny o czarnej barwie. Są to gleby żyzne, silnie za­sadowe.

Gleby astrefowe
W każdej strefie klimatyczno-roślinno-glebowej działają lokalne warunki zalegania wód gruntowych, rzeźby terenu i rodzaju podłoża skalnego. De­cydują one o powstawaniu określonych typów gleb, niezależnie od strefy klimatycznej. Są to gleby astrefowe, do których należą:
gleby górskie - młode gleby o niewykształconym profilu, w których po­ziom próchniczny położony jest bezpośrednio na zwietrzelinie. Żyzność gleb górskich jest niewielka.
gleby aluwialne (mady) - powstają w dolinach rzecznych na skutek osa­dzania substancji organicznych i ilastych podczas wylewów rzek.
Wody powodziowe nie dopuszczają do zakwaszenia, stąd mady są glebami bardzo żyznymi. Największe obszary gleb aluwialnych znajdują się w deltach rzek.
gleby bagienne - tworzą się na terenach o dużym uwodnieniu. Mają dużą ilość słabo rozłożonej substancji organicznej i silnie kwaśny odczyn. Bardzo wyraźnie zaznacza się w nich poziom glejowy. Jeśli poziom glejowy położony jest płytko pod powierzchnią, gleba przybiera od niego nazwę. Gleby bagienne są mało żyzne nawet po osusze­niu.
czarne ziemie - powstają w warunkach utrudnionego, powolnego odpływu wody na podłożu bogatym w węglan wapnia. Posiadają poziom próchniczny o dużej miąższości oraz poziom glejowy. Czarne ziemie są bardzo żyzne.
rędziny - tworzą się na podłożu skał węglanowych lub siarczanowych. Po­ziom próchniczny zalega w nich bezpośrednio na skale macierzy­stej. Rędzina posiada odczyn zasadowy. Jest bardzo żyzną glebą, lecz trudną w uprawie.

Przydatność rolnicza gleb
Przydatność gleby dla potrzeb rolnictwa wynika z jej podstawowej ce­chy, czyli żyzności. Tę naturalną zdolność zaopatrywania roślin w wodę, tlen i składniki pokarmowe można zwiększyć przez stosowanie różnych za­biegów agrotechnicznych. Uzyskuje się w ten sposób glebę o odpowiedniej urodzajności, czyli zdolności produkcyjnej (tj. zdolności do wydawania wysokich plonów). Urodzajność jest wypadkową wielu czynników, z czego wynika, że gleby żyzne nie zawsze są urodzajne, natomiast gleby o małej żyzności mogą dawać wysokie plony.
Przydatność rolnicza genetycznych typów gleb jest następująca:
• gleby tundrowej ze względu na małą żyzność i urodzajność oraz niedo­godne do uprawy roślin warunki klimatyczne, są wykorzystywane jako pastwiska dla reniferów
• gleby bielicowe wymagają intensywnego nawożenia
• gleby brunatne i płowe ze względu na wysoką urodzajność są cenione w rolnictwie, szczególnie dla upraw zbóż i roślin okopowych
• czamoziemy, ze względu na dużą zasobność w próchnicę, bardzo do­brą strukturę i korzystne warunki termiczne, sąnajżyźniejszymi gle­bami
• gleby kasztanowe i cynamonowe są urodzajne, lecz wymagają nawad­niania
• gleby półpustyń i pustyń ze względu na zasolenie są wykorzystywane przede wszystkim jako naturalne pastwiska
• czerwonoziemy i żółtoziemy wymagaj ą intensywnego nawożenia
• czerwone i żółtoczerwone gleby laterytowe są mało urodzajne i trudne do uprawy
• mady i czarne ziemie to bardzo urodzajne gleby nadające się do róż­nego typu upraw
• rędziny są urodzajne, lecz do uprawy nadają się tylko w przypadku odpowiednio dużej miąższości
• gleby bagienne po osuszeniu wykorzystywane są jako naturalne pa­stwiska
• gleby górskie stanowią przede wszystkim podstawę hodowli Ocena wartości użytkowej gleb zawarta jest w klasyfikacji bonitacyjnej W Polsce wyróżnia się sześć klas bonitacyjnych, a mianowicie:
I Gleby najlepsze o dużej zasobności w składniki pokarmowe, mah zakwaszone, z dobrze wykształconym poziomem próchnicznym, prze puszczalne, przewiewne i łatwe w uprawie. Należą do nich czarnoziemy,niektóre mady i czarne ziemie oraz gleby brunatne na lessach.
II Gleby bardzo dobre, mają mniejszą przepuszczalność i przewiewność niż gleby klasy I, są trudniejsze w uprawie. Należą do nich gleby ta­kich typów jak klasa I oraz rędziny i niektóre gleby płowe. III a) Gleby dobre o gorszych warunkach fizycznych i chemicznych (np. wahania poziomu wód gruntowych) niż gleby klasy II. Nale­żą do nich zdegradowane czamoziemy, piaszczyste mady, nie­które gleby brunatne i rędziny.
III b) Podobne do gleb klasy III. a), lecz o mniej korzystnych warun­kach uprawy.
IV a) Gleby średniej jakości o mniejszej zasobności w składniki pokar­mowe, wymagające odwodnienia. Należą do nich podmokłe gleby brunatne i płowe, mady ciężkie, bielice.
IV b) Gorsze gleby średniej jakości, zbyt suche lub zbyt wilgotne. Należą do nich gleby wytworzone na piaskach i żwirach oraz gleby kamieniste.
V Gleby słabe, ubogie w składniki mineralne i organiczne, przesuszone lub nadmiernie zawilgocone. Należą do nich gleby o słabo zróżnico­wanym profilu.
VI Gleby najsłabsze, piaszczyste lub kamieniste o bardzo płytkim pro­filu glebowym. Mają bardzo słabo zaznaczony poziom próchniczny. Są wykorzystywane pod zalesienia.

Degradacja gleb
Degradacja pokrywy glebowej może być spowodowana czynnikami na­turalnymi oraz gospodarką człowieka, w tym również rolnictwem. Naturalnymi czynnikami niszczącymi glebę są wiatr (głównie w klimatach suchych) i woda. Woda rozpuszcza i wymywa organiczne i nieorganiczne cząstki gleby.
Szczególnie silna erozja gleb spowodowana wymywaniem zachodzi w gorącym, wilgotnym klimacie równikowym. Duże ilości opadów wymywają prawie całkowicie produkty procesu mineralizacji, przez co ograniczają możliwość syntezy prostych związków i tworzenie się próchnicy. W efekcie poziom próchniczny jest słabo wykształcony i zawiera bardzo mało substancji odżywczych. Wycinanie lasów równikowych powoduje zwiększenie odpływu powierzchniowego wody, przez co proces erozji gleb jest przyspieszany.
Woda niszczy również glebę, spływając po nachylonych stokach. Na obszarach górskich i wyżynnych, gdzie stoki maj ą duże nachylenie, zagrożenie gleb erozją jest znaczne. Zwiększa się, gdy stok pozbawiony jest naturalnej pokrywy roślinnej oraz gdy użytkowany rolniczo zaorany jest zgodnie ze spadkiem terenu. W takim przypadku spływająca wzdłuż bruzd woda wymywa próchnicę i osadza jaw dolnej części stoku. Istnieje kilka sposobów zabez­pieczania gleb na stokach przed erozją, np. tworzenie leśnych lub krzewia­stych pasów ochronnych ciągnących się prostopadle do spadku terenu, orka wzdłuż poziomic i terasowanie stoków.
W klimatach suchych pozbawienie gleby naturalnej pokrywy roślinnej powoduje jej przesuszenie, przez co zwiększa się możliwość wywiewania - erozja eoliczna. Obszarem najbardziej zagrożonym tym typem degradacji gleb jest strefa Sahelu w Afryce. Eoliczna erozję gleby przyspiesza tu nadmiernie rozwinięta hodowla, która powoduje niszczenie naturalnych pa­stwisk przez tzw. „przepasienie". Powoduje ono ubożenie szaty roślinnej i powstawanie pustych, nie osłoniętych roślinnością płatów gleby. Proces niszczenia gleby przez wywiewanie nasilił się również w USA i Kazachstanie. Powodem było przeznaczenie obszarów stepowych pod uprawę roślin użytkowych, a więc zaoranie stepów i tym samym pozbawienie gleby naturalnej osłony roślinnej.
W gospodarce rolnej, w celu poprawienia urodzajności gleb, często sto­suje się meliorację, czyli regulację stosunków wodnych. Jeśli nawadnianie gruntów nie jest stosowane właściwie, prowadzi do degradacji gleb. Przy­kładem jest zasolenie, w wyniku nawadniania gleb na Nizinę Turań-skiej i wokół jeż. Aralskiego oraz w dolinie Nilu. Z kolei niewłaściwie sto­sowane odwadnianie prowadzi do przesuszenia gleby, która staje się wów­czas bardziej podatna na wywiewanie.
Produkcja roślinna prowadzi do wyjałowienia gleby, stąd konieczność jej nawożenia. Stosowanie nawozów sztucznych może prowadzić do nagro­madzenia w glebie związków chemicznych i w konsekwencji zmiany jej cech fizycznych i chemicznych. Natomiast stosowanie chemicznych środków ochrony roślin uprawnych powoduje osadzanie w glebie pierwiastków śla­dowych - kobaltu, litu, toru, uranu i innych.
Degradujące na gleby wpływają także zanieczyszczenia atmosfery np. emitowany przez energetykę dwutlenek siarki przedostaje się do gleb przez kwaśne deszcze i powoduje ich zakwaszenie. Podobnie degradują gleby metale ciężkie, zwłaszcza związki ołowiu emitowane do atmosfery przez środki transportu.

Pobierz bezpieczny załącznik poniżej