Atmosfera.

Jest najbardziej zewnętrzną warstwą powłoki ziemskiej, Jej dolna granica nie jest tak jednoznaczna. Powietrze przenika bowiem do litosfery: do gleby i do wszelkiego rodzaju próżni skalnych sięgających niejednokrotnie setek a również tysięcy metrów wgłęb litosfety. Ponad oceanami w wyniku wymiany i krążenia dwutlenku węgla i tlenu atmosfera jest niejako powiązana z wodą. Na tej samej zasadzie jest ona powiązana z organizmami żywymi. Jeszcze trudniejsze jest jednoznaczne określenie górnej granicy wysokości: 20000 km.

Atmosferę podzielona jest na warstwy, około 80% jej masy sianowi jaj dolna warstwa, zwana troposferą sięgająca nad równikiem co wysokości l8 km n. p. m., nad biegunem do 8 km. W tej warstwie dzięki mieszaniu się powietrza i silnym prądom wstępującym - temperatura powietrza przeważnie spada wraz z wysokością. Zachodzą tu procesy kondensacji pary wodnej, tworzenia się chmur i stąd pochodzą opady atmosferyczne w postaci deszczu, śniegu, gradu.

Warstwę przejściowa miedzy troposferą a stratosferą nazywamy tropopauzą. Ma ona grubość około 0,5 km i bardzo niska temperaturę około -5ó stopni. Powyżej tropopauzy w stratosferze, temperatura ulega bardzo nieznacznej zwyżce wraz ze wzrostem wysokości. Nie obserwuje się w niej zjawisk kondensacj pary wodnej. Warstwa ta sięga do około 30 km n.p.m.

W jeszcze wyższej warstwie, zwanej ozonosferą, obserwuje się szczególnie obfity ozon, czyli trójatomowy tlen. Ze względu na to, ze ozon .pochłania promieniowanie ponadfioletowe, warstwa ca zagrzewa się aż do sześćdziesięciu kilku stopni na wysokości ok. 50 km n.p.m.. W górnej części ozonosfery, temperatura spada i osiąga minimum ok. -70 stopni na wysokości 80 km.

Powyżej tej granicy znajduje się jonosfera. Temperatura w tej warstwie wzrasta stopniowo wraz z wysokością i znacznie przekracza 100 stopni. Pod wpływem promieniowania dochodzącego ze słońca i z innych ciał niebieskich powietrze jonosfery jest w dużym, stopniu zjonizowane w kilku poziomach. Stopień jonizacji ulega okresowym zmianom.W warstwie, tej występują zorze polarne. Ozonosferę nazywamy również, mezosferą, jonosferę zaś termosferą

Ppowyżej jonosfery, na wysokości około l000 km n. p. m. zaczyna się warstwa atmosfery o tak dużym rozrzedzeniu powietrza, że możliwa jest tu wymiana gazów miedzy Ziemia a przestrzenia kosmiczną. Jest to egzosfera. Jaka jest jej górna granica, tego nie da się ustalić, gdyż rozrzedzenie materii stopniowo male i niepostrzeżenie przechodzi w taki stan, jaki charakteryzuje przestrzeń kosmiczną.

Hipotezy:

Hipotezy plutoniczne albo elewacyjne. Na przełomie XVIII i XIX w. plutoniści przyjmowali, że góry powstają wskutek wciskania sit; ognisto-płynnej magmy w skorupę ziemską i nierównomiernego podnoszenia przypowierzchniowych warstw skalnych.(obserwowali lakolity). Do tej grupy hipotez można też włą­czyć „teorie oscylacyjna". Przyjmuje on podpływanie magmy pod wpływem -sil kosmicznych w jednych obszarach i odpływanie z innych regionów. Wskutek tego powstają nabrzmienia geotumory" i obniżenia - „geodepresje". Z geotumorów ku geodepresjom spływają grawitacyjnie pokrywy skalne podlegające fałdowaniu, a nawet płaszczowinowaniu. Zsunięcie pokrywy z kulminacji geotumoru doprowadza do odsłonięcia i rozerwania części centralnej oraz rozwoju procesów wulkanicznych. Powstawanie fałdów i plaszczowin wskutek ru­chów grawitacyjnych, ześlizgiwania się mas skalnych po stokach nabrzmień przyjmują też niektórzy geologowie dla tłumaczenia genezy fałdów i płaszczowin w Alpach i Karpatach.

Do grupy hipotez elewacyjnych należy też „teoria radiomigracyjna” zakładająca wędrowanie substancji promieniotwórczych ku powierzchni Ziemi. W okre­sach górotwórczych magma bogata w pierwiastki promieniotwórcze intruduje w skorupę ziemską i dzięki temu jej górne części ulegają rozgrzewa­niu, rozszerzaniu i rozrywaniu. To doprowadza do wulkanizmu i utraty ciepła. W związku z ochładzaniem następuje kompresja mas skalnych, w miejsce nabrzmień powstają zagłębienia geosynklinalne. Rozgrzewanie, związane z rozpadem substancji promieniotwórczych, nagromadzonych w osiach geosynkliii powoduje ich podnoszenie i doprowadza do utworze­nia górotworu oraz zjawisk wulkanicznych, związanych z rozrywaniem. To znowu powoduje utratę ciepła i wszystko się od nowa powtarza. Jednak­że wobec stałego zubożenia podłoża w substancję promieniotwórczą roz­miary przemieszczeń pionowych są coraz słabsze. Doprowadza to do zani­ku określonych geosynkłin, a powiększania, rozrastania się bloków kon­tynentalnych.

„Hipotezy kontrakcyjne” Deformowanie skorupy ziemskiej, w tym powstanie gór fałdowych, ze stygnięciem i kurczeniem się rozgrzanego wnętrza Ziemi. W skorupie nie znajdującej oparcia powstawały napięcia i przemieszczenia. Grube kry kontynentalne podlegały ruchom epeirogenicznym, natomiast naciski na strefy kontaktowe, dzielące bloki kontynentalne, doprowadzały do powstawania gór fałdowych. Długotrwałe napięcia w skorupie ziemskiej wyładowywały się gwałtownymi przemieszczeniami w krótkich okresach czasu. Stąd paroksyzmy górotwórcze przegradzane długimi okresami względnego spokoju.

„Hipotezy przesuwania się kontynentów pod wpływem sił kosmicznych” wysuwano od dawna. Upoważniała do tego analiza map, a zwłaszcza porównanie przebiegu za­chodniego brzegu kontynentu euro-afrykańskiego z przebiegiem wschod­niego brzegu kontynentu amerykańskiego. W okresie paleozoicznym miał istnieć jeden wielki kontynent, zbudowany z siału, tzw. „Pangea". Ten pra-kon-tynent nieco zanurzony w plastycznej simie został pod wpływem sil kos­micznych rozerwany i podzielony na wielkie kry. Kry kontynentalne pod wpływem sił kosmicznych, związanych z ruchem obrotowym Ziemi oraz z przyciąganiem przez Księżyc i Słońce przesuwają się ku równikowi oraz wędrują ku zachodowi. Kontynenty zbliżające się ku równikowi zgniatały osady znajdujące się w geosynklinach, oddzielających kontynenty i w ten sposób powstawały górotwory o przebiegu równoleżnikowym. Natomiast kontynenty Wędrujące na zachód spiętrzały u swego czoła utwory przed­pola, doprowadzając do powstawania łańcuchów górskich o przebiegu po­łudnikowym (Andy, Kordyliery). Po przeciwnej stronie tych kontynentów następowało rozrywanie, powstawały wielkie zagłębienia i wyspy girlandowe (na wschód od Azji i Australii).

Nieco zbliżona jest hipoteza według której istniały dwa wielkie kontynenty zbudowane ze sialu: Laurazja (Ameryka Północ­na i Eurazja bez Dekanu) oraz Gondwana (Ameryka Południowa, Afryka, Dekan, Australia, Antarktyda), ograniczone od wschodu i zachodu sztyw­ną tarczą simy, budującej dno Oceanu Spokojnego. Ten rozległy basen o sztywnym dnie miał powstać wskutek oderwania się masy ziemskiej, z której został uformowany Księżyc. Pod wpływem sił, związanych z ru­chem obrotowym Ziemi oba kontynenty, ograniczone sztywną masą simy przesuwają się w kierunku równika i zgniatają osady wypełniające geosynklinę. Wskutek bardzo wielkiego obciążenia plastycznego podłoża wgniatanymi masami rodzą się magmowe prądy kompensacyjne, skierowane ku biegunom, gdzie podłoże zostało odciążone. Tymi prądami są przenoszone kontynenty, następuje ich rozsuwanie i tworzenie nowych geosynklin. Kolejne zbliżanie i oddalanie się kontynentów doprowadzało do powstawania górotworu w kilku okresach geologicznych, a przemie­szczanie wzdłuż sztywnej masy pacyficznej stworzyło góry okolopacyficzne.

Hipotezy przesuwania się kontynentów pod wpły­wem sił wewnętrznych, głównie prądów konwekcyj­nych, zakładaja przemieszczanie rnagmy z powodu różnic temperatury i zmian objętości. Teoria przyjmujw powstawanie prądów konwek­cyjnych w plastycznej simie, podścielającej skorupę ziemską. Wraz z magmą przemieszczane są kontynenty, a to doprowadza z jednej strony do rozrywania kontynentów, z drugiej do zgniatania i fałdowania osadów w goosynklinach.

Hipoteza prądów dolnych - prądy wyrównawcze powstają wskutek nierównomiernego nagrzania simy. Pod kontynentami, spełniającymi rolę izolatorów, temperatury są bardzo wy­sokie, pod ochładzającymi oceanami są one znacznie niższe. Stąd prądy konwekcyjne w kierunku oceanów, a ruch jest przenoszony wskutek tar­cia na kry kontynentalne. Doprowadza to do rozciągania kontynentów i tworzenia geosynklin oraz zbliżania się kontynentów i fałdowania osa­dów w geosynklinach, a w rezultacie powstawania górotworów.

Hipoteza cyklów termicznych - przyjmuje, że sko­rupa ziemska jest na przemian rozrywana (zapadliska, wulkanizm) i ści­skana (fałdowanie, powstawanie górotworów fałdowych). Okresy rozry­wania (tensji) wiąże on z silnym nagrzaniem magmy i zwiększeniem jej objętości wskutek rozpadu substancji promieni o twórczych. Okresy ściska­nia (kompresji) tłumaczy ubytkiem ciepła i kurczeniem się magmy.

Hipoteza prądów konwekcyjnych - przyjmuje istnienie prądów konwekcyjnych w podłożu litosfery. Prądy powstają w magmie astenosfery wskutek nierównomiernego rozmieszczenia ciepła, dostarczanego przez rozpad substancji promieniotwór­czych. Rozróżnia się prądy planetarne i prądy subkontynentalne. Prą­dy planetarne płyną od obszarów równikowych, gdzie jest najgrubsza skorupa, a więc największe nagromadzenie ciepła, w kierunku północnym i południowym. Są to prądy wstępujące, powodujące podnoszenie_ i rozrywanie? skorupy ziemskiej. Prądy subkontynentalne są skierowane spod kontynentów, gdzie występuje wielkie nagromadzenie ciepła, ku basenom oceanicznym - działającym ochładzająco. Te prądy rozrywają kontynen­ty na części i doprowadzają do powstawania geosynklin. Przemieszczanie kontynentów powoduje zgniatanie geosynklin i powstawanie górotworów. Także u krawędzi przesuwających się kier kontynentalnych wskutek stłaczania mas sialu powstają górotwory, a przez wgniatanie podłoża — rowy oceaniczne.

„Tektogeny” - zstępujące prądy konwekcyjne wcią­gają daleko w głąb masy sialu wraz z pokrywą skał osadowych doprowa­dzając do powstawania w geosynkłinalnych rowach oceanicznych tzw. tektogenów. Górotwory rodzą się zatem wskutek wginania skorupy, a nie bocznego nacisku.

D. Griggs przyjmuje różną szybkość w przebiegu cyklicznym prądów konwekcyjnych. Szybkość prądu wstępującego w miarę nagrze­wania rośnie, a zstępującego w miarę ochładzania maleje, aż w końcu ruch całkowicie zamiera. Dopiero ponowne rozgrzanie, trwające ok. 500 min lat, wywołuje powolny ruch wstępujący. W tym bardzo długim cyklu zazna­czają się długie okresy spokoju i krotkę paroksyzmy górotwórcze. Prądy zstępujące wciągając skorupę ziemską w głąb tworzą geosynkliny. Osady znajdujące się w niej ulegają sfałdowaniu, po czym w okresie zanikania prądów następuje izostatyczne podniesienie górotworu.

E. Kraus zakłada istnienie prądów magmowych w dwóch po­ziomach. W strefie sialsimy, nazwanej hyporeonem (poniżej 30—100 km) zachodzą prądy konwekcyjne, wywołane różnicą temperatur. W strefie głębszej, nazwanej batyreonem (do 800. km), istnieje prąd wywołany siła­mi kosmicznymi. W hyporeonie w miejscu stykania się dwóch prądów wstępujących odbywała się najpierw dyferencjacja magmy w siał i simę .oraz tworzenie ośrodków — tarcz granitowych, rosnących dzięki procesom orogenicznym, a następnie rozrywanie tarcz sialicznych i tworzenia zapadlisk tektonicznych (tafrogeneza). W miejscach stykania się i prądów zstępujących tworzyły sił rozległe zagłębienia (Labrum), rosnące wskutek ssania w głąb. Tak powstawały geosynkliny. W miarę .wciągania geosynkliny przez prądy zstępujące w głąb, stawała się ona co raz węższa a osady ją wypełniające ulegały fałdowaniu (hypo-orogeneza). W ten sposób na dużych głębokościach powstawał orogen. Po osłabieniu działalności prądów zstępujących orogcn był izostatycznie dźwigany (epeirogeneza); powstawał łańcuch górski, a po jego obu stronach zapadli­ska, przesuwające się z czasem coraz dalej na zewnątrz.

Hipoteza ekspansji - Przedstawione hipotezy zakładały albo kurczenie się Ziemi wskutek oziębiania, albo utrzymywanie tych samych rozmiarów w ciągu przeszłości geologicznej. Hipoteza mówi,że szybkość ruchu obrotowego Ziemi zmniejszyła się w cią­gu jej dziejów, wskutek czego zmniejszała się siła ciężkości, siła przycią­gania. Zmniejszanie grawitacji doprowadzało do popękania skorupy ziem­skiej i do wzrastania objętości Ziemi W pęknięcia cienkiej skorupy, wyścielającej dna oceaniczne, wciskała się i także dzisiaj wciska się lawa bazaltowa. Ulegając krzepnięciu poszerza ona stale szerokość tych spękań, a tym samym powoduje rozsuwanie płatów litosfery i zwięk­szanie powierzchni Ziemi. Stąd hipoteza ekspansji W miejscu szczeliny wskutek rozpychania powstaje rów, który w miarę dalszego po­szerzania przez podpływającą i krzepnącą magmę uzyskuje coraz szersze dno, aż do rozmiarów den morskich i oceanicznych. Magma wciskająca się w sytemy pęknięć litosfery pochodzi z płaszcza, gdzie znajduje się pod bardzo wielkim ciśnieniem. Rosła objętość kuli ziemskiej, a wraz z nią powierzchni Ziemi. Przed 4 mld lat powierzchnia Ziemi miała po­siadać 241 min km² gdy dziś ma 510 min km,⁵. Powiększyła się zatem bar­dzo znacznie powierzchnia Ziemi przy czym nie zwiększyła; się powierzch­nia kontynentów, a tylko den oceanicznych. Ta interesująca hipoteza nie wyjaśnia jednak przebiegu powstawania łańcuchów górskich.

Hipoteza rozprze­strzeniania się den oceanicznych - skorupa ziemska składa się z sześciu sztywnych płyt (pacyficzncj, amerykańskiej, antarktycznej, afrykańskiej, eurazjatyckiej, indo-australijskiej) o równej grubości, spoczywających na plastycznym pod­łożu. Płyty są pooddzielane pęknięciami, szczególnie wyraźnymi w obrę­bie den oceanicznych. Te pęknięcia są albo rozsuwane, albo zgniatane. Pęknięcie, którymi wydobywa się lawa, pochodząca z głębszych warstw Ziemi są rozsuwane ponieważ lawa krzepnąc wywiera nacisk na brzegi płyt. To doprowadza do powolnego rozsuwania i przemieszczania płyt. Płyty przesuwane od jednego ciągu spękań z szybkością l-10 cm/rok zbliżają się do płyt odsuwanych od innego ciągu spękań. W miejscach pod­suwania się bazaltowych płyt oceanicznych pod lżejsze masy kontynental­ne powstają wskutek zwiększonego nacisku na podłoże rowy ocea­niczne oraz łańcuchy górskie (ciąg okołopacyficzny).

Takimi stale poszerzanymi pęknięciami są dziś rowy w osiach grzbie­tów oceanicznych. Wydobywają się z nich lawy bazaltowe i na naszych oczach powstają m. in. wysepki koło Islandii. Do tego systemu pęknięć opasujących całą Ziemię należą też rowy tektoniczne kontynentów, np, system rowów wschodnioafrykańskich o długości wielu tysięcy km. Roz­poznanie tych rowów, zwłaszcza oceanicznych stało się podstawą dla skonstruowania hipotezy zarówno ,,ekspansji", jak też „rozprzestrzeniania się den morskich" i „tektoniki płytowej".

Lodowce i Lądolody:

Lodowce to wielkie nagromadzenia lodu lodowcowego powstałego z przeobrażonego śniegu, tworzące się na lądach powyżej granicy wiecznego śniegu, poruszające się wolno pod wpływem własnego ciężaru.

Lądolody to wielkie pokrywy lodowe o znacznej miąższości, nawet do kilku kilometrów, zajmujące całe kontynenty, wyspy lub znaczne ich części. Pokrywy te mają charakter płaskich lub lekko wypukłych tarcz zbudowanych lodu i śniegu, który płynie we wszystkich kierunkach. Obecnie lądolody występują na Antarktydzie oraz na Grenlandii.

Typy lodowców:

Lądolody - olbrzymie pokrywy lodowe o wypukłym kształcie. Lód rozprzestrzenia się we wszystkich kierunkach. Często tworzy tzw. języki. Np. Grenlandia, Antarktyda.

Czasze szczątkowe - wypukłe pokrywy lodowe zajmujące rozległe obszary wyżynne np. na Islandii. Uważane są za szczątek dawniejszych lądolodów które pokrywały całą wyspę

Czapy lodowe (lodowce fieldowe) - powstają na wysokich płasko winach (fieldach) i swym kształtem nie różnią się od czasz szczątkowych. Z z wypukanego pola firmowego spływają w różne strony liczne języki lodowcowe. Np. Jostedalsbrent w Norwegii.

Lodowiec karowy (cyrkowy, niszowy) - pole firnowe wypełnia tu kocioł skalny, otoczony z trzech stron stromymi turniami. Język lodowca ledwo się zaznacza. Np. Baturo - Karakorum, Louchbreen - Spitzberger.

Lodowiec dolinny - dolinę górską wypełnia długi język lodowca, zasilany albo z pól firnowych formujących się w źródłowych kotłach albo obfitych bardzo lawin śnieżnych. Np. lodowce Krakorum.

Lodowiec podgórski - bardzo obfite zasilanie lodowców dolinnych prowadzi do tego, że ich języki wykraczają poza górskie doliny na przed pole gór i u ich stóp łączą się ze sobą tworząc rozległą pokrywę lodową. Np. lodowiec Alaspina na Alasce

Nawodny szelfowy - płaski lodowiec o grubości ok. 100m spływający do morza, oparty o dno moreskie. Np. lodowiec Rossa - Antarktyda

Góry lodowe - oderwane fragmenty lodowców szelfowych pływające po wodzie, o wysokości ok. 100m .

Współczesne zlodowacenie:
Masa lodu występująca na Ziemi pod różnymi postaciami wynosi łącznie 2432x10¹⁶ ton. Lodowce i lądolody stanowią 98,95 %. Lodowce i lądolody zajmują powierzchnię 14,9 mln km². Ponad 85% tej powierzchni przypada na lądolód antarktyczny, 11% na Grenlandię i pozostałe 4% na wszytkie lodowce regionów polarnych i wysokogórskich. W obszarach górskich umiarkowanej strefy największe powierzchnie zajmują lodowce Karakorum (13,5 tys. Km²), Himaljów (10 tyś. Km²), Andów (12 tyś. Km²).

Lodowce

Śnieg stopniowo gromadzi się i szy­bciej go przybywa, niż ubywa. Dolna wars­twa śniegu pod wpływem ciśnienia, a także wciekania wody w jego szczeliny i przestworki i jej zamarzania przekształca się stopniowo w szreń lub firn, czyli silnie ziar­nisty śnieg, a następnie w szary lód i wresz­cie w zupełnie nieporowaty niebieskawy lód lodowcowy.

Linię przeprowadzona na takiej wysokości, że powyżej niej więcej śniegu przybywa j wskutek opadów i osadzania się szadzi niż go ubywa wskutek tajania, nazywamy linią lub granicą wiecznego śniegu. Oczywiście jej położenie zależy od warunków klimaty­cznych, mianowicie od stosunku opadów śnieżnych do temperatury powietrza, okreś­lającej tempo tajania. Granica wiecznego śniegu najwyżej (6—6,5 tyś. m n.p.m.) znajduje się w obszarach zwrotnikowych. Tutaj bowiem nie tyl­ko jest najcieplej, ale i sumy opadów są bar­dzo nikłe. Od zwrotnikowych obszarów granica wiecznego śniegu obniża się w stro­nę równika (do wys. 4600—5000 m n.p.m.) i w stronę biegunów. Na Etnie znajduje się ona na wysokości około 3300 m, w Alpach , - 2500—3000 m, w północnej Norwegii spada do wysokości 600 m, bliżej bieguna i dochodzi niemal do poziomu morza.

Lokalny wpływ na położenie granicy wie­cznego śniegu może mieć wystawa stoków górskich. Na południowych, dosłonecznych stokach ulega podwyższaniu, jeszcze jednak silniej podnosi się na zawietrznych stokach, znajdujących się w cieniu opadowym. Tak np. we wschodnich Himalajach, ze względu na morski monsun, granica wiecznego śnie­gu leży znacznie niżej po stronie południowej, mimo dosłonecznej wystawy, niż na za­cienionych, ale suchych stokach od strony Tybetu.

Z pól firnowych wysuwają się języki lodowe w obniżenia dolinne. Dokładne po­miary wykazują, że lód w językach lodo­wych porusza się w dół. Przeważnie ruch ten jest bardzo wolny, zaledwie kilka decy­metrów w ciągu doby. W lodowcach Islan­dii i Norwegii zaobserwowano prędkości do kilku metrów na dobę, wyjątkowo 38 m na dobę w lodowcach Grenlandii.

Grenlandzkie lodowce mają miąższość dochodzą­cą do 2500 m przy przeciętnej miąższości 1400 m. Lodowce alpejskie wykazały miąż­szość do 729 m (Aletsch), przeważnie jednak 200—400 m.

Języki lodowców spływają z pól firno­wych, rozwijających się powyżej granicy wiecznego śniegu, w piętro poniżej tej gra­nicy. Tutaj tajanie przeważa nad zasilaniem śniegowym. Jest to więc obszar ablacji, czyli tajania lodowca. Duże ilości wody roztopo­wej spływają po powierzchni lodu, dostają się w jego szczeliny, płyną potężnymi stru­gami przez tunele w lodzie i pod nim, a następnie wypływają spod lodu jako duża rzeka.

Hydrograficzna rola lodowców polega na tym, że opady atmosferyczne zatrzymują się na długi okres w ich ciele, a następnie wra­cają do obiegu w okresie letnich roz­topów. Lodowce zajmują obecnie powierzchnię

około 15,6 min km2, z czego na olbrzymią lodowcową pokrywę Antarktydy przypada 13,5 min km2, na lodowce Grenlandii 1,65 min km2. W obszarach górskich umiarko­wanej strefy największe powierzchnie zaj­mują lodowce Karakoram (13660 km2), Himalajów (10 tyś. km2), Andów (12 tyś. km2).

Ze względu na wielkość i kształt wyróż­niamy następujące typy lodowców:

1. Lądolody tworzą olbrzymie pokrywy lodu o wypukłym kształcie. Lód rozprze­strzenia się na wszystkie strony. Jeśli roz­przestrzenianie się lodu utrudniają wznie­sienia terenu, lodowiec przekracza je w nie­licznych miejscach, tworząc bardzo szybko poruszające się języki (lodowce dolinne ty­pu grenlandzkiego).

Jeśli lodowiec nie napotyka na poważ­niejsze przeszkody, rozprzestrzenia się na wszystkie strony z mniej więcej jednakową szybkością, a jego czoło tworzy słabo powyginaną linię. Napotkawszy na pojedyn­czą przeszkodę w postaci wyspowej góry, lodowiec opływa ją z obu stron, a następnie oba języki lodu (loby) łączą się ze sobą. Otoczona lodem góra, zwana nunatakiem, wznosi się ponad powierzchnię lodowca jakby wyspa .

W pewnych przypadkach masa lodu mo­że spiętrzyć się powyżej wierzchołka nunataku. Mimo to nie pokrywa ona jego po­wierzchni, ponieważ lód wznoszący się po­nad poziom wierzchołka nunataku jest zbyt sztywny, a poziom plastycznie ruchomego lodu znajduje się poniżej wierzchołka nuna­taku. Takie nunataki nazywamy ujemnymi nunatakami lub, przenośnie, oazami lodowcowymi.

2. Czasze szczątkowe. Wypukłe po­krywy lodowcowe zajmują niekiedy dość rozległe obszary wyżynne, np. na Islandii. Uważamy je za szczątek dawniejszych lądolodów, które pokrywały całą wyspę.

3. Czapy lodowe, zwane inaczej lodo­wcami fieldowymi powstają na wysokich płaskowyżach (fieldach) i swym kształtem nie różnią się od czasz szczątkowych. Z wy­pukłego pola firnowego spływają w różne strony liczne języki lodowe. Różnica mię­dzy typem 2 a typem 3 polega jedynie nai historii rozwoju lodowca. Drugi typ powstał z lądolodu przez jego kurczenie, trzeci j typ rozwinął się samodzielnie.

Inne typy lodowców występują w górach i od poprzednich różnią się zasadniczo tym, że ich pola firnowe wypełniają górne od­cinki dolin, mają wklęsłe kształty i zasi­lają jeden język lodowcowy, spływający w dolinę.

4. Lodowiec karowy (cyrkowy, niszo­wy). Pole firnowe wypełnia tu kocioł skalny, otoczony z trzech stron stromymi turniami. Język lodowca ledwo się zaznacza.

5. Lodowiec dolinny. Dolinę górską wypełnia długi język lodowca, zasilany albo z pól firnowych, formujących się w źródło­wych kotłach (alpejski typ lodowca, ryć. 84), albo obfitych bardzo lawin śnieżnych, spadających w dolinę z wysokich zboczy (tak zwany himalajski typ, aczkolwiek lo­dowce takie rozwinęły się najbardziej typowo w górach Karakorum). Lodowce dolinne w przypadku silnego ich rozwoju tworzą sys­temy lodowcowe. Lodowiec główny otrzy­muje boczne dopływy lodu i wtedy przybie­ra postać lodowca rozgałęzionego (dendrycznego). Nie zawsze boczne lodowce łączą się bezpośrednio z głównym. Ich wyloty niekiedy znajdują się w znacznie wyższym poziomie, niż język głównego lodowca. Są one niejako zawieszone nad głównym. Z ich czoła odrywają się bryły lodu, które w postaci lawin lodowych walą się na powie­rzchnię lodowca głównego. Niekiedy lodo­wiec dolinny, przechodząc przez przeszkodę w postaci stromego progu, zostaje przerwa­ny, tworzy potężny lodospad, poniżej któ­rego ze spadłych brył lodu odradza się na nowo (lodowiec przerwany, lodowiec od­rodzony). Na progu lodospadu i pod nim lodowiec przekształca się w rozwalisko olbrzymich brył lodowych, tzw. seraki, nie­zmiernie trudne do przejścia, bo znajdujące się w stanie chwiejnej równowagi, wciąż przewracające się na boki. Ważną jest rze­czą, iż właśnie w dolnym odcinku takiego lodowca pojawiają się wstęgi niebieskiego i białego lodu. Nie tworzą się więc one z rocznych przyrostów śniegu i firnu, jak to sobie wyobrażali dawniejsi badacze lodow­ców.

6. Lodowiec podgórski (piedmontowy). Bardzo obfite zasilanie lodowców dolinnych prowadzi do tego, że ich języki wy­kraczają poza górskie doliny na przedpole gór i u ich stóp łączą się ze sobą tworząc rozległą pokrywę lodową. Takie typy lodo­wców znane są z Alaski (lodowiec Malaspina). W okresie lodowcowym wy­tworzyły się również u podnóża Alp i Tatr.

Lodowce dolinne, podgórskie i czasze lo­dowe schodzą niekiedy do poziomu morza, a wtedy ich języki zsuwają się po szelfie podwodnym lub nawet dzięki mniejszemu właściwemu ciężarowi lodu w porównaniu z wodą morską pływają po wodzie. O takich lodowcach będzie mowa w rozdziale o zlodzeniu mórz.

Procesy zewnętrzne kształtujące powierzchnie ziemi:

1. Wietrzenie mechaniczne

Skały nie są ciałami jednorodnymi, składają się z różnych kryształów (skały magmowe i metamorficzne oraz niektóre osady chemi­czne) i ziarn (skały osadowe), bezpośrednio spojonych ze sobą lub też złączonych spoi­wem. Nawet zupełnie świeża skała wykazu­je pewne zluźnienia, które, jak o tym była mowa, są wynikiem albo stygnięcia magmy, albo wysychania osadu, albo nacisków tek­tonicznych, albo odciążenia skał spod naci­sku wyższych, zniszczonych już warstw skal­nych, albo wreszcie zmian w sedymentacji (zluźnienia między warstwo we). Skała taka wykazuje pewną oddzielność bloków. Me­chaniczne wietrzenie polega na dalszym rozdrobnieniu skały. Dzieje się to albo przez rozpad skał na coraz mniejsze bloki, albo przez oddzielanie się poszczególnych

kryształów czy też ziarn. Pierwszy typ wie­trzenia nazywamy dezintegracją blokową czyli rozpadem blokowym, drugi, dezinte­gracją granularną, czyli rozpadem ziarni­stym. Doświad­czenie wykazało natomiast, że w stanie wil­gotnym granit po 4 miesiącach poddawania go zmianom termicznym co dzień o 70°C wy­kazał silne zluźnienia. Stosując wodę zabar­wioną błękitem metylenowym wykazano, że woda wnika w mikroskopowe zluźnienia między kryształami tym prędzej, im więk­szym zmianom termicznym skała jest pod­dawana. Rozszerzalność minerałów nie prowadzi bezpośrednio do rozpadu granularnego, ale ułatwia ona wnikanie mikro­skopowych błonek wody w najdrobniejsze szczeliny, a następnie bardzo duża cieplna rozszerzalność wody powoduje rozsypywa­nie się skały na ziarna.

W klimacie suchym lub z suchymi okre­sami obserwuje się często odpadanie z powierzchni skały i jej zewnętrznych części niby skorup. Zjawisko to nazywamy złuszczaniem skały czyli eksfoliacją. I w tym przypadku zmiany termiczne ułatwiają jedynie wnikanie wody w mikroskopowe szczeliny. Z powierzchni skały woda paruje. Na głębokości kilku centymetrów stale che­micznie działa na mineralne składniki ska­ły, toteż ulegają one chemicznemu rozkła­dowi, co doprowadza do oddzielania się powierzchniowej skorupy skalnej. Złuszczenie jest więc tylko częściowo procesem me­chanicznego wietrzenia. W istocie zaliczyć je należy do wietrzenia chemicznego.

W obszarach suchych woda parująca ze szczelinek skalnych osadza w nich rozpusz­czone substancje, a więc sole i tlenki metali, zwłaszcza żelaza i manganu. Narastające kryształy mają zdolność rozpychania szcze­lin, w których się tworzą, a to ze względu na olbrzymie siły międzycząsteczkowego przyciągania. Krystalizacja soli w szczelin­kach prowadzi do rozsadzania skał i ich rozpadu na bloki.

W klimacie zimnym podobny proces za­chodzi, kiedy woda zamarza w szczelinach skalnych. Trzeba tu jednak zauważyć, że szczeliny muszą być odpowiednich rozmia­rów, nie za wąskie i nie za szerokie. Tylko bowiem wtedy kryształ lodu, tworzący się w szczelinie, może doprowadzić do rozsadze­nia bloku. Proces taki nazywamy wietrze­niem mrozowym. Zawartość w skale części ilastych, czy to jako pierwotnego składnika czy składnika powstałego przez chemiczny rozkład skale­ni, musi być uznana za przyczynę mechani­cznego wietrzenia. Ilaste substancje, zwłasz­cza montmorylonit, pod wpływem wilgoci, którą chciwie absorbują, czyli chłoną, ule­gają pęcznieniu. Wywierają przy tym wiel­kie ciśnienie na otaczające ściany i mogą doprowadzić do rozsadzenia bloku skalne­go. Niektórzy geomorfologowie porównują ilaste substancje do dynamitu, który pod wpływem wybuchu kruszy najbardziej spoi­ste skały.

Bardzo wreszcie skutecznie działają różne organizmy. Rozrastające się korzenie w szczelinach skalnych poszerzają je w sposób widoczny. Mniej dostrzegalne jest działanie glonów i porostów, żyjących na powierz­chni skał. Rośliny te tak silnie przylegają do powierzchni skały, że oderwanie ich od niej jest połączone zawsze ze zdarciem mikro­skopowej warstewki skalnej Takie zdziera­nie odbywa się zawsze wtedy, gdy pod wpływem zmian wilgoci ciało glonów raz pęcznieje, to znów się kurczy i odstaje od powierzchni skalnej.

W zakończeniu możemy więc stwierdzić, że tak zwane mechaniczne wietrzenie nie może być wywołane jedynie zmianami ter­micznymi, lecz że niezbędnym czynnikiem w tym przypadku jest woda. Jej działa­nie ułatwiają zmiany temperatury, a także obecność organizmów. Wietrzenie mechaniczne odbywa się przede wszystkim na powierzchni skał. Pod pokrywą zwietrzeliny zmiany termiczne sła­bną, a więc i mechaniczne wietrzenie ustaje. Hamuje je również bujna szata roślinna, sprzyjająca zatrzymywaniu zwietrzeliny i osłaniająca podłoże od gwałtownych zmian temperatury. O roli wody w mechanicznym wietrzeniu skał świadczy dobitnie fakt, że wbrew pierwotnym przewidywaniom po­wierzchnia Księżyca nie jest pokryta gru­bym płaszczem pylastej zwietrzeliny.

2. Wietrzenie chemiczne

Głównym czynnikiem chemicznego wietrze­nia jest również woda. Nie chodzi tu o che­micznie czystą wodę, choć i ona ma dużą aktywność chemiczną, lecz o wodę, w której są rozpuszczone zarówno gazy (tlen, bez­wodnik węglowy), jak i ciała stałe (sole). W każdej niemal skale znajdują się minerały rozpuszczalne przez ,wodę. Do najłatwiej rozpuszczalnych należą sole chlorowe, siar­czany, kwaśne węglany i w niniejszym stop­niu obojętne węglany, a nawet glinokrzemiany.

W pierwszym więc rzędzie woda działa na niektóre minerały rozpuszczając je w so­bie, przez co doprowadza do tworzenia się niewielkich przestworków skalnych, a w skałach rozpuszczalnych może nawet usu­nąć w ten sposób całą niemal masę skalną. Rozpuszczającą działalność wody, połączo­ną z usuwaniem roztworu na zewnątrz, uznać musimy za proces chemicznej denu­dacji lub krasowienia skał. Jeśli jednak roz­puszczeniu ulegają tylko niektóre składniki pozostałe minerały tracą powiązanie ze so­bą i skała rozsypuje się na ziarna.

Z pospolitszych minerałów skałotwórczych niewiele ulega łatwemu rozpuszcza­niu przez wodę. Można to powiedzieć jedy­nie o niektórych wapniowych i alkalicznych glinokrzemianach. Ich hydroliza prowadzi do powstania bardzo silnych ługów potaso­wych i sodowych. Jeśli nie zostaną one zo­bojętnione przez jakieś kwasy, atakują zwłaszcza w wyższych temperaturach naj­bardziej kwaśne elementy skał, głównie krzemionkę.

Z pospolitszych minerałów skałotwór-czych niewiele ulega łatwemu rozpuszcza­niu przez wodę. Można to powiedzieć jedy­nie o niektórych wapniowych i alkalicznych glinokrzemianach. Ich hydroliza prowadzi do powstania bardzo silnych ługów potaso­wych i sodowych. Jeśli nie zostaną one zo­bojętnione przez jakieś kwasy, atakują zwłaszcza w wyższych temperaturach naj­bardziej kwaśne elementy skał, głównie krzemionkę.

Jeśli skała macierzysta była mniej zasa­dowa lub jeśli woda atakująca skałę była nieco zakwaszona i zimna, następuje zobo­jętnienie lub odprowadzenie ługów przed odprowadzeniem całej krzemionki. W re­zultacie w zwietrzelinie pozostają ziania kwarcowego piasku, a skalenie i inne glino-krzemiany przekształcają się w uwodnione glinokrzemiany, obejmowane ogólną nazwą minerałów ilastych.

3. Ruchy grawitacyjne — obrywy i osypiska

Tworząca się zwietrzelina nie zawsze pozo­staje w miejscu swego powstania. Podlega ona działaniu siły ciężkości i, jeśli tworzy się na stromych ścianach skalnych lub dostate­cznie spadzistych stokach, podlega ruchowi niezwłocznie po utracie spoistości. Proces polegający na odprowadzeniu zwietrzeliny lub nawet świeżych mas skalnych pod wpły­wem ciężkości nazywamy ruchami maso­wymi lub — poprawniej — denudacją grawitacyjną.

Ruch zwietrzeliny lub zluźnionych mas skalnych może odbywać się w różny spo­sób, zależnie od charakteru materiału pod­legającego ruchowi i od ukształtowania te­renu.

Dostatecznie zluźnione bloki skalne, oderwawszy się od skalnej ściany, spadają w dół drogą powietrzną, odbijając się co najwyżej o stromy stok góry. Zjawisko takie nazywa­my obrywem górskim. Przybiera ono dość często katastrofalne rozmiary. We fiordach Norwegii obrywy górskie wytwarzają na wodzie wysoką falę i pośrednio doprowa­dzają do ruiny osady nadbrzeżne. W Hima­lajach, w Alpach i innych wysokich górach ofiarą obrywów górskich padają niejednok­rotnie całe, osiedla. W Tatrach pamiętny jest obryw górski ze ścian Giewontu, kiedy to zostało uszkodzone schronisko na Hali Kondratowej.

Pod wpływem obrywu powstają dwie grupy form: u góry forma wywołana ubyt­kiem masy skalnej, u dołu forma akumula­cyjna. Pierwsza zależy od wewnętrznych właściwości skały. Najczęściej bloki skalne oddzielają się wzdłuż powierzchni kliważu lub płaszczyzn ciosowych. Na takich ścianach najłatwiej można zbadać spękanie i uszczelnienie skały. Świeże ściany obry­wów skalnych rzucają się w oczy ich gład­kością, brakiem pokrywy glonów i poros­tów, które rosną na sąsiednich skałach, ostrością załomów. U podnóża ściany gro­madzi się złomisko skalne. Głazy mają świeży wygląd, są ostro krawędziste, a ich powierzchnia jest zgodna z "powierzchniami oddzielności skały. Można zauważyć, że największe bloki skalne wykonują najdalszą drogę i siłą bezwładności mogą być wyrzu­cone na przeciwne zbocza doliny.

4. Osuwiska i strumienie błotne

Przejdziemy teraz do omówienia ruchów, odbywających się po powierzchni terenu, nie drogą powietrzną. Jeśli odbywają się dostatecznie prędko, nazywamy je osuwa­niem lub zsuwaniem, jeśli bardzo wolno, ledwo dostrzegalnie — pełznięciem. Szyb­kość ruchu zależy tu oczywiście od podat­ności skały (zwietrzeliny), a także od nachy­lenia powierzchni, po której ruch się odbywa.

Osuwanie dużych mas skalnych odbywa się pod warunkiem, że istnieje jakaś powierz­chnia poślizgu. Najczęściej jest nią warstwa skalna dostatecznie zmniejszająca tarcie, a wiec warstwa nasiąkniętych łupków ilas­tych. Może to być jednak powierzchnia na­sunięcia tektonicznego, albo powierzchnia uskoku, albo płaszczyzna spękania skały. Aby się ruch mógł odbywać, pochylenie po­wierzchni poślizgu musi być dostatecznie duże, a przy tym mniejsze od nachylenia powierzchni terenu, w przeciwnym bowiem razie masy skalne nie mogą się poruszyć, bo są od dołu podparte.

W przypadku kiedy ruch odbywa się zgodnie z upadem warstw, mówimy o osuwisku skalnym konsekwentnym, czyli zgodnym. Jeśli ruch odbywa się skośnie do kierunku upadu, osuwisko jest insekwentne.

Oprócz osuwisk skalnych bardzo częste są osuwiska ziemne lub zwietrzelinowe. Niewiele różnią się one od poprzednich, ale powierzchnią poślizgu jest tu najczęściej po­wierzchnia skały podłoża, po której zgodnie z nachyleniem stoku przesuwają się nagro­madzone masy zwietrzeliny, nasiąknięte wodą. W takim typie osuwisk mniej wyraź­nie zaznaczają się wały w niszy osuwisko­wej. Na języku osuwiskowym powstają wa­ły podłużne i poprzeczne w związku z napo­tykanymi oporami, kiedy np. rynna osuwis­kowa ulega skręceniu lub zwężeniu.

Szybkość ruchu mas, osuwiskowych bardzo różna. Chwilami jednak jest on szybki, że obserwować można posuw; się języka, walenie się drzew, przechyli domów i ich rozpadanie. Towarzyszy temu huk. Później ruch ustaje i można dostrzec zmiany tylko po dłuższej obserwacji. Szybkość jego osiąga zaledwie kilka metrów dobę, a nawet w pewnych okresach r ustaje, później znów odżywa po większych deszczach.

5. Spełzywanie

Podobne ruchy, ale w silnie zwolnionym tem­pie odbywają się niemal na każdym stoku okrytym płaszczem zwietrzeliny. Różne są bezpośrednie przyczyny tego ruchu. War­stwa glebowa ulega przesuwaniu pod wpły­wem orki i innych zabiegów agrotechnicz­nych. Głęboka orka w dół stoku może oka­zać się przy tym katastrofalna w skutkach, szybko bowiem prowadzi do całkowitego zniszczenia poziomu glebowego. Orka wzdłuż poziomicy z przewracaniem skiby w dół stoku niszczy glebę nieco wolniej, ale równie skutecznie. Skiba powinna być prze­wracana w górę stoku. Korzystnie powstrzymuje proces niszczenia gleby tarasowanie zboczy i skłonów uprawnych.

Pod wpływem zamarzania i rozmarzania gleby poszczególne jej składniki przesuwają się względem siebie, ale zawsze przeważa ruch w dół stoku. Analogiczny ruch wywo­łuje nasiąkanie i wysychanie gleby ze wzglę­du na jej pęcznienie i kurczenie. Gleba więc, a także zwietrzelina podglebia powoli pełz­nie w dół stoku. Obserwować to można po­średnio. Na stromych, zalesionych stokach widzimy bardzo często przechylone pnie drzew. Pochylenie ich powstaje wskutek szybszego ruchu warstwy powierzchniowej, wolniejszego ruchu głębszych poziomów, w których tkwią korzenie.

6. Zmywanie

Proces zmywania, czyli deszczowej ablacji, polega na porywaniu i unoszeniu części mi­neralnych z powierzchni gruntu przez po­wierzchniowo po nim spływające strugi de­szczowe lub roztopowe. Po ulewnym desz­czu po gładkich stokach woda spływa two­rząc ruchomą błonę, pokrywającą całą po­wierzchnię stoku. Po drodze porywa ona luźne ziarna, a ściekając po powierzchni rozpuszczalnych skał, ługuje je. Pokrywa zwietrzelinowa ulega w ten sposób powol­nemu niszczeniu i przesuwaniu w dół stoku.

7. Morfologiczna działalność rzek i strumieni

Wodę, spływającą linijnie po powierzchni terenu nazywamy ciekiem wodnym. Duże cieki nazywamy rzekami, małe — strumie­niami, bez względu na to, czy są to zjawiska stałe, okresowe, czy chwilowe. Woda płyną­ca kształtuje podłoże:

1. rozpuszczając chemicznie składniki dna i brzegów i un je w postaci roztworu,

2. porywając drobniejsze materiały ilaste i pylaste i unoś w postaci zawiesiny,

3. porywając większe luźne części rumoszowe i wlokąc je tocząc po dnie,

4. szlifując skalne dno pomocy wleczonych po nim części rumoszowych,

5. ocierając o siebie i o dno części wleczone i rozdrabniając je oraz nadaj kształt otoczaków,

6. składając w swym łożysku niesione materiały i wypełniaj nimi.

Intensywność procesów i ich kierunek leży od mocy płynącej wody. Im większy woda ma spadek, tym szybszy jest jej przy tym samym przepływie, a więc większa jej moc. Równocześnie jednak większy przepływ ma rzeka, tym szybszy jest jej prąd przy tym samym spadku większa jej moc. W rezultacie w miarę rzeka staje się coraz większa, wzrasta jej erozyjne działanie, ale równocześnie w miarę jak rzeka traci spadek, efekt jej niszczącego działania słabnie, zaczyna się p wypełniania koryta niesionym materiałem. Nie bez znaczenia jest okoliczność obciążenia rzeki niesionym materiałem. Jeśli z stoków dochodzi do koryta rzeki duża grubego materiału, rzeka ocierając o dno skutecznie je żłobi. Brak twardych okruchów skalnych i piasku w rzekach klimatu gorącego wilgotnego hamuje n zupełnie erozyjne działanie tamtejszych rzek. Równocześnie jednak przędą rzeki rumoszem zmusza ją do zużycia całej energii na transport, osłabia jej erozyjne działanie, a nawet wywołuje zjawisko akumulacji rumoszu w korycie. Wypełnienie koryta rumoszem wywołuje zmianę rzeki. Nurt kieruje się w bok, co prowadzi do szczególnie silnego atakowania brzegu rzek, do poszerzania jej łożyska.

8. Dolinki cieków niestałych

Wody spływające okresowo lub chwilowo po stoku okrytym płaszczem zwietrzeliny porywają i unoszą luźne części mineralne i wytwarzają wydłużoną formę wklęsłą o spadku skierowanym z biegiem cieku. For­my te są różnej wielkości, od zupełnie ma­łych bruzd na powierzchni gleby, rzędu cen­tymetrów i decymetrów, zwanych żłobkami deszczowymi, do głębokich na kilka me­trów wąwozów.) Działalność cieku bywa często ułatwiona

przez człowieka. Tak np. wody deszczowe szczególnie łatwo żłobią miejsca, gdzie wskutek częstego przejazdu wozów wytwo­rzyły się koleiny lub gdzie spuszczane po stoku pnie drzew wytworzyły za­czątek dolinki. W pierwszym przypadku for­mują się tak zwane głębocznice lub z nie­miecka holwegi, w drugim ryzy, czyli ślizgi.

Zbocza z początku są bardzo strome, jak tylko pozwala na to spoistość materia­łu, który ze zbyt stromych zboczy zsypuje się, odpada lub zsuwa się, a nawet w wilgot­nym stanie tworzy miniaturowe zerwy.

Na łagodnych stokach, pokrytych plastycznym, nasiąkniętym materiałem ilastym następuje często spełzywanie strug błotnych. Wytwarza się wklęsła forma zwana wądołem.

W górskich terenach, powstają formy podobne do wądołów, ale w ilastej masie, wypełniającej dno dolinki jest bardzo wiele okruchów skalnych, które przesuwając się po dnie pogłębiają dolinkę. Takie formy należałoby nazwać dolinkami korazyjnymi, aczkolwiek nazwa najczęściej bywa stosowana jako synonim wądołów .

W miarę jak wąwóz się rozwija, ust pogłębianie formy, ponieważ erozja przecięła całą grubość pokrywy zwietrzelinowi napotyka przeszkodę w postaci litej skały. Działa wtedy raczej na boki, podmywa zbocza, które z biegiem czasu stają się łagodnie nachylone i zarastają darnią czy drzewami. Wąwóz przekształca się wtedy w parów.

9. Erozja rzeczna

W przeciwieństwie do tych małych form, rozwijających się na stokach pod wpływem okresowych, i chwilowych strug wodnych, doliny rzeczne powstają przez działalność cieków stałych lub płynących przez długi okres w ciągu roku. Analizując dolinę zacznijmy od jej podłu­żnego profilu. W burzliwie płynącym poto­ku o dużym spadku skuteczność dennej erozji jest w wysokim stopniu uzależniona od odporności podłoża na ścieranie go wle­czonym przez wodę materiałem rumowis­kowym. Oczywiście przy braku takiego ma­teriału erozja ogranicza się do unoszenia zwietrzałych cząstek. Nierównomierne tem­po wietrzenia poszczególnych skał na dnie potoku, a także nierównomierna odporność ich na ścieranie wytwarza nierówności dna. Odporne ławice skał tworzą w nim progi, w miejscu podatnych skał wytwarzają się misy w korycie. W misach woda spadająca z pro­gu wytwarza wiry, a jeśli dostanie się do niej duży okruch skalny, wir wody obraca­jąc nim wywierca w podłożu kocioł ewor-syjny (eworsja = wywiercanie), zwany też marmitem . Progi skalne, z któ­rych woda spada wodospadami lub szypotami, są najsilniej niszczone, silny wir pod nim podmywa je od dołu, a przelewająca się przez nie woda ma szczególnie silny prąd, skutecznie działający na podłoże. Progi przesuwają się w górę rzeki lub też ulegają rozcięciu.

Drugim rodzajem erozji rzecznej jest poszerzanie koryta. Proces ten nazywamy erozją boczną. Nurt rzeczny zbacza prostej drogi raz w jedną, raz w drugą stronę. Woda wyrywa luźne cząstki zwietrzeli z brzegów koryta, podmywa je, po przeciwnej natomiast stronie odkłada transportowany rumosz. Koryto wygina się raz w jedną raz w drugą stronę. Powstają w ten sposób zakola rzeczne, czyli meandry. Zakola mają tendencję do powiększania, się równocześnie do powolnego przesuwania się w dół rzeki. W czasie wezbrań woda skraca sobie drogę przez szyję zakola, kory­to chwilowo się prostuje, ale wnet powstaje nowe zakole. W ten sposób rzeka, przesu­wając swe koryto, wytwarza spłaszczenie, zwane dnem doliny. Jego szerokość osiąga często rozmiary kilkakrotnie większe od wielkości łuków zakoli.

Trzecim rodzajem erozji rzeki jest przesu­wanie jej źródeł do tyłu, czyli erozja wste­czna. Woda wypływająca ze źródła wypłu­kuje spod ziemi cząstki mineralne, tylne ściany misy źródlanej podmyte w ten spo­sób ulegają przyspieszonej denudacji, cofają się .Powstaje forma leja źródlane­go, stanowiąca zamknięcie doliny. Ścia­ny leja źródlanego przesuwają się wciąż do tyłu. W pewnych przypadkach dochodzą one do działu wód. Po przeciwnej jego stro­nie znajduje się lej źródłowy innego cieku. Dalsze przesuwanie leja może nastąpić tylko wtedy, gdy jedno źródło wykazuje prze­wagę nad drugim.

Zjawisko zdobycia rzek innego sys­temu przez rzekę silniej erodującą nosi nazwę przeciągania rzek lub kaptażu.

10. Akumulacja rzeczna

W czasie wezbrania rzeki głównej jej do­pływ traci zupełnie zdolność transportową, bo nie tylko całkowicie ustaje spływ wody, ale nierzadko woda z rzeki głównej cofa się w ujście dopływu. Toteż u wylotu doliny bocznej następuje szybka akumulacja całe­go niemal rumoszu. Dolina boczna ulega agradacji niemal do poziomu wysokiego stanu wody w rzece głównej. Później jed­nak, kiedy opadnie woda w rzece głównej, ujście dopływu znajduje się nieraz o kilka metrów nad poziomem rzeki głównej i za­czyna się energiczna jego erozja w końco­wym odcinku. Akumulacyjne formy tego rodzaju nazywamy stożkami napływowymi.

Jeśli rzeka uchodzi do spokojnych wód zatoki morskiej lub jeziora, wtedy traci nie­zwłocznie całą swą moc transportową, cały rumosz składa u swego ujścia. Powstaje w ten sposób forma akumulacyjna, zwana del­tą

Zjawisko podobne do formowania delty zachodzi u wylotu dolin o dużym spadku na równinę, gdzie ciek gwałtownie traci swą moc transportową. Powstaje tutaj wypukła forma akumulacyjna w kształcie stożka na­pływowego, którego wierzchołek znajduje się u wylotu doliny, półkolista podstawa za­rysowuje się wyraźnie na równinie. Jeśli po­tok ma charakter chwilowego, burzliwego spływu wód deszczowych, powstaje stożek torencyjny.

11. Saitacja, osiadanie i zerwy

Saltacja polega ona na podnoszeniu cząstki zwietrzeliny, po czym zwietrzelina stacza się w dół po powierzchni stoku. Ruch taki może być wywołany różnymi przyczynami. Wiele zwierząt kopiących no­ry wydobywa zwietrzelinę na powierzchnię. Powstają kretowiny i inne kopczyki ziemis­te. Jest to materiał przygotowany do prze­mieszczenia w dół stoku. W czasie wichur wielkie drzewa się przewracają. Przy tym podnoszą w górę części glebowe związane swymi korzeniami. Jest to materiał, który później ulega łatwemu przemieszczaniu w dół. Jesienną porą i na wiosnę pod większy­mi okruchami kamienistymi tworzy się wskutek oziębienia lód włóknisty. Narasta­jące kryształki lodu podnoszą do góry częś­ci glebowe i zwietrzelinowe. Kiedy lód stop­nieje części te staczają się po stoku.

Do obniżenia powierzchni nawet płaskie­go terenu dochodzi przez osiadanie luźnego materiału. Pod wpływem ciężaru nadległych warstw osadów materiał zgniatany zmniej­sza swą objętość. Powierzchnia terenu obni­ża się wskutek tego. Podobny jest skutek zmniejszenia objętości skały pod wpływem pewnych przemian chemicznych, na przy­kład utleniania rud węglanowych. Na sto­kach osiadanie może być połączone z wyci­śnięciem plastycznego materiału spod szty­wnych bloków skalnych. Zaczyna się wtedy ruch, który nazywamy zerwą. Materiał osiada mianowicie nierównomiernie. Blok zerwy przemieszcza się w dół ruchem połą­czonym z obrotem przesuwającej się masy jak na ryć. 151. Charakterystycznym obja­wem takiego ruchu jest przewracanie się drzew i budynków nie w stronę spadku terenu, ale ku wyższej części stoku.

Procesy wewnętrzne kształtujące powierzchnie ziemi.

Plutonizm to ogół zjawisk geologicznych związanych z tworzeniem się ognisk magmowych oraz wdzieraniem się magmy między inne skaty bez przedostania się jej na powierzchnię Ziemi.

W wyniku procesów plutonicznych powstają intruzje magmowe, czyli obszary wtargnięcia magmy pomiędzy inne skały. Wyróżnia się 3 podstawowe rodzaje intruzji: batolity, lakolity i sille.

Batolity to intruzje o bardzo dużych rozmiarach. Mają od kilku do kilkuset km dłu­gości i szerokości oraz kilka km wysokości. Typowym batolitem jest obszar granitowy w Tatrach Wysokich. Powstał w karbonie, a w czasach późniejszych został wypiętrzony i odsłonięty przez niszczące czynniki rzeźbotwórcze.

Lakolit ma kształt soczewki lub bochenka i znajduje się bliżej powierzchni Ziemi. Powoduje wybrzuszenie się warstw skalnych leżących nad nim. Często prowadzi rów­nież do powstania wypukłej formy na powierzchni Ziemi.

Oprócz lawy na powierzchnię wydobywają się gazy oraz elementy stałe. Mogą to być fragmenty skat o różnej wielkości: bomby wulkaniczne, lapille, piasek, pyty wul­kaniczne. Noszą one nazwę materiału piroklastycznego. Osadzające się piaski i pyty po scementowaniu spoiwem krzemionkowym lub ilastym tworzą tufy wulkaniczne. Mogą one być podłożem bardzo żyznych gleb wulkanicznych. Gazy wydobywające się z wulkanu to mieszanina pary wodnej, dwutlenku i tlenku węgla, dwutlenku siarki i chlorowodoru.

W zależności od zawartości krzemionki (Si02) dzieli się lawy na kwaśne, obojętne i zasadowe. Lawy kwaśne są lepkie i w związku z tym tworzą bardziej strome stożki wulkaniczne. Lawy obojętne i zasadowe są bardziej płynne i tworzą rozległe tarcze wulkaniczne.

Lawa może wydostawać się na powierzchnię przez szczelinę (wypływ linearny, liniowy) lub komin wulkaniczny zakończony kraterem (wypływ centralny, punktowy).

Klasyczny wulkan składa się z ogniska magmy, komina zakończonego kraterem i stożka wulkanicznego.

Stożek wulkaniczny najczęściej zbudowany jest z naprzemianległych warstw zasty­głej lawy i materiału piroklastycznego. Taka budowa możliwa jest wówczas, gdy każda erupcja wulkanu rozpoczyna się wyrzucaniem gazów i materiału piroklastycznego i kończy wylewem lawy.

Ze względu na rodzaj lawy, wygląd stożka i charakter działalności wyróżnia się typy wulkanów:

• • hawajski - są to wulkany tarczowe fub tarcze wulkaniczne. Wulkany takie określane są jako lawowe. Najczęściej jest to płynna lawa bazaltowa, tworząca rozległy stożek wulkaniczny o łagodnych stokach;

• • peleański - określany jako wulkan mieszany. Erupcja rozpoczyna się wyrzuceniem dużej ilości gazów i materiału piroklastycznego. Potem wypływa kwaśna lawa tworząca stromy stożek wulkaniczny. Nazwa pochodzi od wulkanu Mont Pelee na Martynice;

• • wezuwiański - określany jako wulkan eksplozywny. Wyrzuca bardzo duże ilości materiału piroklastycznego, a wypływ lawy jest niewielki. Również buduje strome stożki wulkaniczne.

Ze względu na przejawianą aktywność wulkany dzieli się na:

• czynne - takie, które obecnie przejawiają swoją aktywność;

• drzemiące - takie, które byty aktywne w czasach historycznych, lecz dzisiaj nie przejawiają aktywności;

• wygasłe - takie, które nie wybuchały w czasach historycznych, lecz na powierzchni są widoczne ślady ich działalności (stożki wulkaniczne).

Po ustaniu działalności wulkanicznej tworzą się na tych obszarach charakterystyczne formy terenu:

• • kaldera - zagłębienie powstające w wyniku rozerwania stożka wulkanicznego lub zapadnięcia się obszaru nad opróżnionym ogniskiem wulkanicznym;

• • nek wulkaniczny - wzniesienie o bardzo stromych stokach zbudowane z lawy zakrzepłej w kominie wulkanicznym. Stożek wulkaniczny ulega zniszczeniu przez zewnętrzne czynniki rzeźbotwórcze i pozostaje na powierzchni tylko lawa, która zastygła w dawnym kominie wulkanicznym;

• • dajka - ślad lawy, która zastygła w szczelinach skalnych, a następnie została odsło­nięta przez niszczące czynniki rzeźbotwórcze. Często przyjmuje formę murów wul­kanicznych o grubości od kilku centymetrów do kilku kilometrów.

Sili (żyła pokładowa) to intruzja magmowa powstała między dwiema równoległymi warstwami skat osadowych.

Pasatowy układ krążenia powietrza

Największą ilość ciepła otrzymuje strefa równikowa. Toteż powietrze nad tym obszarem szczególnie silnie się ogrzewa od podłoża. Prowadzi to do niestałej równowagi w całym słupie powietrza troposfery, co z kolei

musi doprowadzić do pionowej konwekcji. Tworzące się tu wstępujące prądy prowadza, do adiabatycznego spadku temperatury z wysokością, a w związku z tym niemal codziennie około godziny 14 dochodzi do ulewy, nierzadko połączonej z wyładowaniami elektrycznymi. Taką masę powietrza nazywamy równikowym czyli ekwatorialnym. Tworzy się zarówno nad morzem i nad lądem. Powietrze wznoszące się w strefie równikowej do góry oczywiście musi odpływać ku biegunom. Dzieje się to na znacznej wysokości, od 6 do 18 km, a wiec w wyższej części troposfery, Te prądy powietrza nazywamy antypasatami. Skutkiem .pionowego ruchu w dół następuje suchoadiahatyczne ogrzewanie się powietrza. Powietrze to ogrzewa się do temperatury znacznie wyższej niż przeciętna temperatur a 430 wierzchni ziemi, zwłaszcza niż przeciętna temperatura powierzchni mórz nalej szerokości geograficznej. Skutkiem tego ochładza się ono od podłoża, co doprowadza niemal do stałej inwersji termicznej. Taka masę powietrza nazywamy powietrzem tropikalnym, czyli zwrotnikowym

Powietrze zwrotnikowe w dolnych warstwach troposfery odpływa z wyżu podzwrotnikowego w kierunku niżu równikowego jako stały wiatr zwany pasatem.

Powietrze pasatu zrazu suche powietrze zwrotnikowe ulega stopniowemu przekształceniu się pod wpływem podłoża. Nad morzami dość szybko dolne jego warstwy nasycają się wilgocią, ogrzewają zanika inwersja i powietrze zwrotnikowe przekształca się w równikowe. Ów zamknięte obieg ruchów powietrza zmienia swoje położenie w związku ze zmianami położenia słońca na ekliptyce. W rezultacie tych przesunięć całego układu może w strefie gorącej wyróżnić 5 stref klimatycznych:

Strefa równikowa.

Niemal co dzień spadają tu w porze południowej nad lądem a wieczorem nad morzem ulewne deszcze. Roczna suma opadów przekracza tu 1500mm a wyjątkowych przypadkach nawet 10.000mm. Powietrze jest stale bliskie nasycenie parą wodną. Średnia temp na poziomie morze wynosi 30 stopni. Ujemnie temp zaznaczają się na wysokości 5000 m n.p.m.

Strefa podrównikowa.

Wyróżnia ją sezonowa zmienność mas powietrza. Na półkuli PN w czasie dodatniej deklinacji słońca nadciąga masa powietrza równikowego przynosząc wilgotną pogodę z ulewnymi deszczami. W okresie ujemnych deklinacji słońca nad omawianą strefę nadciąga powietrze zwrotnikowe przynosząc pogodę słucha i słoneczną. Sezonowe wiatry zmienne nazywamy monsunami. Monsun letni nazywamy równikowym, zimowy zwrotnikowym.

Strefy zwrotnikowe.

Wyróżniają się całoroczną przewagą powietrza zwrotnikowego które doprowadza do powstania w tej strefie największych pustyń na naszym globie. Z suchym powietrzem wiąże się przejawiająca się bardzo dużymi dobowymi i dość dużymi rocznymi amplitudami temp powietrza. Temp w dzień przekracza 50 stopni a w czasie nocnych ochłodzeń zdarzają się przymrozki.

Strefa umiarkowana

Powstają tu obszary obniżonego ciśnienia ku którym kieruje się osiadające w wyżynach powietrze ciepłe od zwrotników i zimne od biegunów. Są to wiatry silne przy czym szczególną siłą odznaczają się wiatry zachodnie na półkuli PD nie hamowane barierami lądów. W strefie tej około 60 stopnia szerokości geo następuje kontakt ciepłego powietrza niesionymi wiatrami zachodnimi i zimnego niesionymi wiatrami wschodnimi. W tej strefie krajobraz jest zróżnicowany, występują 4 pory roku i lasy mieszane czego nie ma w niższych strefach. W obszarach podbiegunowych następuje siadanie powietrza z wyższych warstw troposfery. Powstaje układ wysokiego ciśnienia odpływające od niego zimne powietrze zmienia pod wpływem siły Coriolisa kierunek na wschodni.

Pustynie

Typy pustyń:

W zależności od ukształtowania wyróżniamy pustynie górskie, wyżynne, nizinne.

Pustynie górskie - w obrębach pustynnych góry zajmują bardzo duże powierzchnie np. w Afryce Pn. 40%, na półwyspie Arabskim 47%, w Australii 17%. Obszary górskie są reprezentowane przez izolowane grupy górskie (zbudowane przeważnie ze skał wulkanicznych) albo przez wały, pasma i łańcuchy górskie rozczłonkowane dolinami i podzielone rowami i kotlinami. Rzeźbę gór pustynnych cechuję skalistość i wyrazistość form. Grupy górskie i pasma górskie są bardzo gęsto rozczłonkowane dolinami cieków okresowych. Do najczęściej spotykanych form należą doliny ucisowe i płaskodenne. U podnóży gór i kotlin rozprzestrzeniają się pedymenty i stożki napływowe. Stożki napływowe u wylotów zbudowane są ze żwirów (pustynie żwirowe) a w przeważającej części z piasków (pustynie piaskowe).

Pustynie wyżynne - w zasięgu klimatu suchego znajdują się wyżyny o różnej budowie geologicznej, często płytowej i monoklinalnej, a także odmłodzone powierzchnie zbudowane ze skał krystalicznych. Występują równiny opadające urwiskami, stokami ku niższym platformom .Z obszarami wyżynnymi związane są dwa typy pustyń: kamienne i żwirowe.
Pustynie kamienne zajmują od 1 - 12% obszarów suchych nazywane są hamada. Są to rozległe równiny skalne z pokrywą zwietrzelinową, złożoną z bloków i okruchów skalnych. Materiał skalny i piaszczysty jest całkowicie wywiany
Pustynie żwirowe (serir) rozciągają się u podnóży gór i wyżyn, tworzą je pokrywy złożone z otoczaków. Kamienie są szlifowane przez wiatr miotający piaskiem, toteż otoczaki przybierają nieraz postać graniaków.

Pustynie nizinne (piaszczyste) - tu znajdują się masy piasków lotnych przesypywanych przez wiatr, albo też piasków nieruchomych `zamarłych” bo okrytych skorupą pylastą, solną lub wapienną. Obecnie wiadomo że większość piasków została przeniesiona przez rzeki w okresie pluwialnym. Materiał pochodzi również z rozkruszenia piaskowców morskich, lodowcowych pochodzących głównie z trzeciorzędu. W centralnych częściach zagłębień kotlinowych znajdują się płaskie równiny zbudowane z osadów mułowych, ilastych pozostawionych przez wody okresowe tu wyparowujące.

Trzęsienia ziemi.

Nagłe przemieszczenia mas skalnych w obrębie skorupy ziemskiej są odczuwalne jako trzęsienia ziemi. Rozróżnia się trzęsienia ziemi: a) tek­toniczne, b) wulkaniczne i c) zapadliskowe. Trzęsienia tektoniczne wystę­pują w obszarach sejsmicznych, na uskokach i różnego rodzaju liniach tektonicznych i są wiązane z ruchami górotwórczymi. Pokrewne im trzę­sienia wulkaniczne towarzysza wybuchom wulkanów. Trzęsienia zapadli­skowe powstają wskutek obrywania się dużych mas skalnych, zawalenia się stropu jaskiń i zapadania stropu podziemnych chodników.

Miejsca, z którego rozchodzą się fale sejsmiczne podłużne i poprzeczne no­szą nazwę hypocentrum. Miejsca na powierzchni Ziemi, położone zazwy­czaj nad hypocentrum, do którego najszybciej dochodzi fala sejsmiczna nosi nazwę epicentrum.

Na podstawie częstotliwości trzęsień ziemi wyróżnia się: obszary sej­smiczne, gdzie trzęsienia ziemi są zjawiskiem pospolitym (obszary nie­dawno sfałdowane, zwłaszcza góry okołopacyficzne i systemu alpejskiego), obszary pensejsmiczne o rzadkich i słabych trzęsieniach ziemi oraz ob­szary asejsmiezne, w których trzęsienia ziemi prawie nigdy nie wy­stępują.

Wulkany

Afryka	Ameryka PD	Ameryka PN	Ameryka Śr	Antarktyka	Australia Oceania	Azja	Europa
Maru - Tanzania Kamerun - Kamurun Pico de Teide - W. Kanaryjskie	Ojos de Salado - Chile Guallatir - Chile Lascar - Chile	Orizaba - Meksyk Shasta - USA Wrangell - USA	Santa Maria - Gwatemala Irazu - Kostaryka Tayumulco - Gwatemala	Deception - Szetlandy Erebus - M. Rossa	Maunakea - Hawaje Maunaloa - Hawaje Ruapehu - N. Zelandia	Kluczewska Sopka - Rosja Kerimci - Indonezja Fudzi Jama - Japonia	Etna - Włochy Askia - Islandia Wezuwiusz - Włochy Stromboli - Włochy

Pustynie

Afryka	Australia	Ameryka PN	Ameryka PD	Azja
Sahara - PN Afryka Libijska - Libia Egipt Sudan Kalahari - Botswana Namibia Zambia Zimbabwe Namib - Nambia	Wlk Pustynia Wiktorii - Zach i PD Wlk Pust. Piaszczyszta - Zach Pust Simpsona - Centalna Australia Gibsona - Zach	Wiekla Kotlina - USA Pd Zach Sonora - USA Pd Zach, Meksyk Mohawe - USA Pd Zach Chihuahua - Meksyk Pn	Atakama - Chile Pn Patagonia - Argentyna Pd	Arabska - Arabia Saudyjska Gobi - Mongolia Chiny Rub Al-Chali - Arabia Saud PD Karakum - Turkmenistan

Hipotezy dotyczące powstania Ziemi

Kosmologia Buffona

Francuski przyrodnik i filozof Buffon doszedł do wniosku że od chwili pojawienia się pierwszej skorupy na powierzchni Ziemi do zakrzepnięcia jej do samego środka musiało upłynąć 2936 lat. Była to pierwsza epoka. W epoce drugiej trwającej około 35 000 lat, Ziemia stygła dalej, ale była jeszcze zbyt gorąca, by utrzymały się na niej wody. Przy krzepnięciu powstały na powierzchni „bąble", stanowiące wypukłości górskie oraz zagłębienia; tworzyły się żyły kruszców. W następnej, trzeciej epoce, obliczanej na około 15 000 lat, powierzchnia Ziemi oziębiła się tak dalece, ze wody mogły się skroplić i utworzyć oceany i morza. W czwartej epoce, trwające; 5 - 10000 lat. wody wdzierają się w głąb Ziemi przez szczeliny i pęknięcia, wskutek czego obniża się poziom światowego oceanu, wyłaniają, się wielkie kontynenty. W dalszej części swej teorii Buffon opisuje kolejne fazy rozwoju życia na Ziemi i dochodzi do wniosku, ze wiek naszej planety wynosi około 75 00O lat.

Współczesna hipoteza o powstaniu Ziemi i Jej wczesnym rozwoju

Współcześnie naukowcy zakładają, iż Ziemia powstałą w wyniku koncentracji planetezylu,

czyli pierwotnej materii znajdującej się w przestrzeni międzyplanetarnej. Praziemia była początkowo

protoplanetą większa, objętościowo od obecnej, zbudowana z luźno powiązanych z sobą bryłek

materii. Wokół niej znajdowały się znaczne ilości pyłów, gazów i cząsteczek planetezylu. W wyniku

rozpadu substancji promieniotwórczych zawartych w tworzywie Praziemi stopniowo podwyższała się

temperatura i topniała pierwotna materia. Działanie siły ciężkości powodowało że w powstałym stopie

składniki były zróżnicowane pod względem gęstości. Składniki cięższe opadały ku środkowi planety,

tworząc zalążek jądra ziemskiego. Lżejsze elementy wypływały ku górze, dając początek płaszcza

ziemskiego. Około 4,5 mld lat temu zaczęła się formować sztywna skorupa ziemska. Na powierzchni

globu zaczeły formować się ogólne zarysy megarzeźby, przyszłe praoceany i prakontynenty. We

wnętrzu Ziemi, w gorącym stopie jądra i płaszcza, zachodziło konwekcyjne przemieszczanie materii.

Lżejsza, cieplejsza substancja podnoszona była ku górze, gdzie ochładzając się zwiększała swa,

gęstość i praczami zstępującymi przemieszczała się ku dołowi. Na początku ery archaicznej jądro

ziemskie prawdopodobnie było znacznie mniejsze. Nowe układy systemów konwekcyjnych wywoływały intesywny rozwój procesów endogenicznych. Następował rozpad prapłyt litosfery i przesuwanie się jej poszczególnych prakier względem siebie,. Wyzwalało to zjawiska plutonizmu i wulkanizmu. Ziemia w swoim wnętrzu zawiera materię o wysokiej temperaturze, jaka pozostała z wczesnego etapu formowania się planety. Największemu ochłodzeniu uległa zewnętrzna cześć globu - skorupa ziemska.

Hipotezy dotyczące powstania basenów oceanicznych i cokołów kontynentalnych.

Teoria Shawena
Według hipotezy Shawena pierwotna skorupa ziemska składała się ze skał zasadowych i skrajnie zasadowych (bazaltów) przykrytych warstwa skał typu anortozytowego. Poniżej tej strefy krystalizowały granity. Gwałtowne stygniecie powierzchni Ziemi oraz upadki meteorytów spowodowały pękanie zewnętrznych powierzchni globu powodując rozwój wulkanizmu i wydostanie się granitów na powierzchnie Ziemi. Uformowały się struktury typu kontynentalnego będące wypukłościami na powierzchni globu. W zagłebieniach dominowały skały bazaltowe które dały początek geostrukturom typowym dla den oceanicznych.

Teorie geotektoniczne

Teorie permanencji (stabilistyczne)

Teorie te zakładają że położenie bloków kontynentalnych w geologicznej przeszłości istotnym zmianom, a przyczyną wszelkich deformacji skorupy ziemskiej były jej ruchy pionowe, ubocznym skutkiem tych ruchów mogły być lokalne poziome przemieszczenia mas skalnych. Teorie te zostały zarzucone.

Teorie mobilistyczne

Teorie te zakładają istnienie znacznych poziomych przemieszczeń bloków kontynentalnych w historii geologicznej.

Teoria dryfu kontynentów Wegenera (1912)

Zakłada ona trafnie, ze współczesne kontynenty stanowiły kiedyś jeden wielki ląd (Pangea), który uległ rozpadowi na przemieszczające się fragmenty; według mylnych przypuszczeń Wegenera przyczyną tych przemieszczeń były siły odśrodkowe związane z ruchem obrotowym Ziemi, a także przyciąganie Słońca i Księżyca; kontynenty zbudowane ze skał lżejszych (siał), miały przesuwać się po podłożu o większej gęstości (sima), tworzącym także dno oceaniczne

Teoria tektoniki płyt (neomobilistyczna)
Teoria ta zakłada, że głównym czynnikiem tektonicznej ewolucji Ziemi jest poziomy ruch płyt. litosfery, ich kolizje, rozpad prowadzące do powstania i zaniku basenów oceanicznych oraz do ruchów górotwórczych. Płyty litosfery przemieszczają, się wzdłuż stref o obniżonej lepkości położonych w górnej części płaszcza Ziemi, w tzw. płaszczu litosferycznym, powyżej astenosfery. Za siłę napędową tych ruchów uważa się prądy konwekcyjne występujące w astenosferze. Mechanizm tego rozrostu zwany ekspansja, dna oceanicznego (lub spredingiem), polega na stale ponawiającym się pękaniu szczeliny ryftu i jej wypełnianie przez kolejne porcje magmy bazaltowej, co powoduje rozwój grzbietu śródoceanicznego i stopniowe oddalanie się od siebie wcześniej powstałych partii litosfery oceanicznej.

RUCHY OROGENICZNE

Ruchy orogeniczne doprowadzają do powstania łańcuchów gór fałdowych na skutek działania nacisku skierowanego poziomo. Istnieją różne hipotezy wyjaśniające przyczyny i przebieg ruchów górotwórczych. W dobie obecnej różni autorzy starają się wyjaśnić powstanie młodych łańcuchów górskich na podstawie hipotezy przyjmującej ruchy płyt litosfery.

Według nowej teorii dno oceaniczne podsuwa się pod kontynenty. W strefie pogrążania powstaje rów oceaniczny, wy­pełniający się osadami. W miarę pogrążania się i podsuwania skorupy oceanicznej pod bloki kontynentalne, zarówno osady, jak też ich podłoże, natrafiając na opór ze strony kontynentu, ulegają sfałdowaniu. W ten sposób u brzegów Oceanu Spokojnego powstały łańcuchy górskie. Rozprzestrzenianie się skorupy podoceanicznej może też zbliżyć do siebie biernie niesione kontynenty i spowodować ich starcie, w wyniku którego mogą powstać deformacje i łańcuchy górskie. Już od dawna uważa się łańcuchy górskie południowej Europy za rezultat starcia się dwóch kier kontynentalnych: europejskiej i afrykańskiej.

	Czas		Przykłady gór
orogenezy	Okres	temu	w Polsce	w Europie	na innych kontynentach
	Trzecorzęd Kreda	140-dziś	Karpaty,	Alpy, Bałkany,	Azja: Kaukaz, Taurus,
			Sudety,	Pireneje, Apeniny	Himalaje
Alpejska			Święto­krzyskie	G. Dynarskie	Afryka: Atlas Ameryka: Kordyliery, Andy
	trias jura	230-180	—	Krym	Azja: G. Wierchojańskie,
Hercyńska	Karbon Perm	345-230	Święto-	Ardeny, Reńskie	Azja: Ałtaj
			krzyskie	G. Łupkowe, Ural,	Afryka: G. Przylądkowe
			(odmło­dzenie), Sudety	Harz Wogezy, Schwarzwald	Ameryka Pn.: pd.-zach. część Appalachów Ameryka Pd.:
				Rudawy, Masyw	Wyż. Patagońska
				Centralny, Masyw	Australia: środk. część Wlk G. Wododziałowych
				Armorykański
Kaledońska	ordowik,	435-345	Świętokrzyskie,	G. Kaledońskie,	Ameryka Pn.:
	sylur.		część	G. Grampian,	Azja: G. Jabłonowe
	dewon		Sudetów	G. Skandynawskie,	Australia: G. Flindersa,
				góry Spitsbergenu	Alpy Australjskie

Strefa krajobrazowa

Strefa klimatyczna	Strefy roślinne	Strefy glebowe
Równikowa	Las równikowy	Laterytowe
Podrównikowa	Sawanna	Szaroziemy Buroziemy
Zwrotnikowa	Pustynie i Półpustynie	Czerwonoziemy Żółtoziemy
Podzwrotnikowa	Śródziemnomorska	Terra rosa
Umiarkowany ciepły morski	Lasy liściaste	Brunatne
Umiarkowany ciepły kontynentalny	Stepy	Czarnoziemy
Umiarkowany chłodny kontynentalny	Tajga	Bielicowe
Subpolarny	Tundra	Tundrowe
Polarny	Pustynia lodowa

Co to jest wieczna zmarzlina?

Niskie temperatury panujące na obszarach Arktyki powodują powstanie wiecznej zmarzliny, czyli grubej warstwy stale zamarzniętego gruntu. W arktycznych regionach Ameryki Północnej warstwa ta ma średnio około 300 metrów grubości, na Syberii zaś przekracza miejscami 600 metrów. Latem rozmarza tam jedynie kilkudziesięciocentymetrowa warstwa gruntu. Charakterystyczna dla obszarów arktycznych bezdrzewna tundra przekształca się wówczas w teren podmokły, pełen bagien, stawów i płytkich jezior. Woda nie może wsiąkać w głębsze zamarznięte warstwy gleby.
Zasięg: Antarktyka, Północnosyberyjska Nizina, Środkowojakucka Nizina, Środkowosyberyjska Wyżyna, Podbiegunowa Strefa, Antarktyda, na północ od 60 stopnia w Ameryce Pn., Półwysep Kolski, Półwysep Jamał, Nowa Ziemia, Półwysep Gydański, Półwysep Tajmyr

Przegląd badań geografii fizycznej:

Założenia:

Kierunek opisowy - zostały nagromadzone informacje dla różnych części świata z różnych punktów widzenia (religijnego, naukowego ...). Było to chaotyczne.
Kierunek systematyzujący - celem było uporządkowanie informacji geograficznej o świecie w oparciu o przyjęte założenia. Każda nauka geograficzna odwołuje się do tego okresu.
Kierunek wyjaśniający (genetyczny) - bardzo ważny dla nauk geograficznych, uwagę skupia na interpretacji zebranych informacji przy auto tworzeniu teorii.
Kierunek porównawczy - zadaniem było stosowanie metody porównawczej. Polega na porównaniu wybranych elementów, wskazywanie na różnice i podobieństwa i to jest jedna z podstawowych metod.
Kierunek krajobrazowy - w Polsce rozwinął się w okresie między wojennym, Twórcą był niemiecki geograf Hetner, a w Polsce jest Stanisław Pawłowski. Był założycielem Poznańskiego Ośrodka Geograficznego.
Tematem był krajobraz (przedmiot badań). Zajęto się typologią krajobrazu, rozwinęła się metodyka badania krajobrazu. Opis krajobrazu wiążemy z kryterium fizjonomicznym i genetycznym.

METODYKA:

Kryterium fizjonomiczne - zakłada ono, że podstawą zróżnicowania krajobrazu są cechy zewnętrzne krajobrazu.
Nie może decydować o typach krajobrazu, to jest tylko wstępne. Decydować może kryterium genetyczne.
Kryterium genetyczne - wydziela z krajobrazu różnice w oparciu o przyjęte kryteria klasyfikacji o charakterze genetycznym. Jeżeli przyjmiemy kryterium genetyczne jako kryterium topologii to krajobraz można uznać jako jednostkę przestrzenną w warunkach geograficznych.

Definicja systemu.

System stanowi zbiór elementów, obiektów, zjawisk i subsystemów, które znajdują się w stałych związkach, zależnościach i współoddziaływaniach.

• System - część przestrzeni geograficznej

• Elementy - właściwości środowiska przyrodniczego jak rzeźba, geologia, klimat itd.

• Obiekty - urządzenia wprowadzone do środowiska przez człowieka

• Zjawiska - procesy fizyczne i społeczno-ekonomiczne

• Zależności i współo. - określamy przy pomocy odpowiednich metod jakościowych i ilościowych.

• Subsystem - jednostki taksonomiczne niższego rzędu w ramach systemu

Definicja funkcjonowania systemu.

Funkcjonowanie systemu obejmuje wykrycie zależności, związków współoddziaływań pomiędzy elementami, obiektami, zjawiskami, subsystemami i systemami sąsiednimi w różnych skalach czasowych i przestrzennych

• system - jednostki przestrzenne

• skale czasowe - np. dzień lub rok

• skale przestrzenne - np. kontynent

Terminologia dotycząca jednostki przestrzennej:

System, geosystem, geoekosystem, geosfera (są to synonimy, ale rozszerzają zakres pojęciowy).

• Geosystem - Ziemia jako przedmiot badań. Wielkość geosystemu zależy od przyjętego kryterium podziału (np. kula Ziemska lub najmniejsza jednostka przestrzenna jaką da się wydzielić w oparciu o przyjęte kryterium klasyfikacji).

• Geoekosystem - Ziemia jako przedmiot badań, ale z większym zwróceniem uwagi na człowieka.

• Geosfera - przedmiot badań - powierzchnia Ziemi, zwraca uwagę na strukturę powierzchni Ziemi (na sfery, jak np. atmosfera, hydrosfera...).

Typy systemów (mieści się w problematyce, które mieści {?} się w typologii systemów geograficznych). Uwzględniając strukturę wewnętrzną oraz jego naturę możemy wydzielić systemy otwarte i zamknięte:

• Otwarty - taki typ systemu, w którym przebiega stały dopływ, krążenie wewnątrz oraz odpływ energii i materii dążący do stany równowagi dynamicznej.

• Zamknięty - taki typ systemu, w którym dokonuje się stały dopływ energii i materii, jej krążenie wewnętrzne, natomiast odpływ jest bardzo ograniczony lub go nie ma.

System geograficzny jest systemem otwartym (możemy dokonać bilansu).

Podział systemów z uwzględnieniem struktury wewnętrznej:

• Heterogeniczne - różnorodne w zakresie budowy geologicznej, powierzchni Ziemi itd.

• Homogeniczne - jednorodne pod względem typu gleb, budowy geologicznej itd.

System geograficzny jest systemem heterogenicznym.

Właściwości systemu i ich znaczenie w opisie środowiska przyrodniczego:

• Energia - jest to podstawowa właściwość systemu. Decyduje o wszystkich zmianach, które dokonują się w systemie. Podstawowym typem energii jest energia słoneczna. Inicjuje ona inne. Istotne są dwa typy energii:

• potencjalna - np. powierzchni Ziemi, zależy od różnicy wysokości względnych. Wyróżniamy dwa typy krajobrazów - niskoenergetyczne (tereny płaskie lub o małych różnicach wysokości względnych) i wysokoenergetyczne (tereny o dużych wysokościach względnych np. góry), zachodzi tam szybszy obieg energii i materii.

• kinetyczna - wyzwala się z energii potencjalnej pod wpływem bodźca wewnętrznego (procesy endogeniczne) lub zewnętrznego.
  W procesach obiegu energii mówimy o procesie transformacji energii. Wielkość przemian zależy od wielkości przestrzennej. Łańcuch energetyczny, tempo przemian zależy od uwarunkowań przyrodniczych terenu.

• Materia - określa nam fizjonomię systemu, jest pochodzenia organicznego lub nieorganicznego. Łańcuch przemian energetycznych i materialnych (krajobrazowych) to ciągłe zmiany jakościowe i ilościowe jakim podlegają materia i energia.

• Informacja - jest efektem współoddziaływania energii i materii, kodowana (powstaje) jest w pamięci systemu, ma charakter krótko lub długotrwały. Informacja decyduje o fizjonomii systemu i o jego zróżnicowaniu wewnętrznym. Np. W środowisku rzecznym: energia to spadek, materia to żwir, a informacja to łachy rzeczne czy terasy rzeczne

• Obszar stanów dozwolonych - w jego zasięgu dokonują się wszystkie zmiany geosystemu. Przekroczenie o.s.d. oznacza katastrofę. Każdy ekosystem posiada swój własny o.s.d. Znajomość o.s.d. jest ważna z teoretycznego jak i praktycznego punktu widzenia. Np. W środowisku rzecznym, o.s.d. wyznaczony jest przez stany wód (niskie, średnie, wysokie). Ich przekroczenie oznacza powódź.

• Obszar stabilności - mieści się w zasięgu obszaru stanów dozwolonych - określa ciąg stanów, przez który przechodzi geosystem w czasie swojego rozwoju. Obszar stabilności może być korzystny lub niekorzystny dla geosystemu (środowiska). Np. długo utrzymujący się niski stan wód. System możemy wyprowadzić ze stanu stabilności przez bodźce naturalne lub sztuczne.

• Odporność geosystemu - na bodźce zewnętrzne i wewnętrzne. Np. odporność koryta rzecznego na erozję wgłębną.

• Czas relaksacji - czas w którym geosystem po zadziałaniu bodźca wraca do stanu poprzedniego. Określamy go miarami np. czasu.

• Historia geosystemu - obejmuje rozwój geosystemu od czasu jego powstania do momentu obserwacji - definicja ta musi być roszerzona o prognozę systemu.

Koncepcja funkcjonowania systemu zastosowana w naukach geograficznych umożliwia ocenę stanu aktualnego systemu, określenie kierunków zagrożeń, tendencji rozwoju zarówno subsystemu przyrodniczego jak i społeczno-ekonomicznego.

---