Artykuł na medal

Ziemia

Z Wikipedii, wolnej encyklopedii
Skocz do: nawigacja, szukaj
Inne znaczenia Zobacz też: inne znaczenia.
Ziemia

Kliknij obrazek, aby go powiększyć

Charakterystyka orbity (J2000)[A 1]
Średnia odległość
od Słońca
149 598 261 km[1]
(1,00000261 j.a.)[2]
Najmniejsza odległość
od Słońca (w peryhelium)
147 098 291 km[1]
(0,98329134 j.a.)[2]
Największa odległość
od Słońca (w aphelium)
152 098 233 km[1]
(1,01671388 j.a.)[2]
Obwód orbity 939 887 974 km[1]
Mimośród 0,01671123[1][2]
Rok gwiazdowy 365,256363004 dnia[3]
Obieg synodyczny nie dotyczy
Średnia prędkość
orbitalna
29,783 km/s[1]
Maks. prędkość 30,29 km/s[4]
Min. prędkość 29,29 km/s[4]
Nachylenie orbity
względem ekliptyki
0,00005°[1]
Satelity naturalne 1 (Księżyc)
Charakterystyka fizyczna
Promień równikowy 6378,1366 km[3]
Promień biegunowy 6356,8 km[4]
Przeciętny promień 6371,0 km[4]
Spłaszczenie 0,003352820 (1/298,25642[3])
Obwód równikowy 40 075,014 km[A 2]
Powierzchnia[5][6]

510 072 000 km²
148 940 000 km² lądu (29,2%)
361 132 000 km² wody (70,8%)

Objętość 1,083206916846×1012 km³[1]
Masa 5,97219×1024 kg[1]
Gęstość 5,513 g/cm³[1]
Przyspieszenie ziemskie średnie 9,80665 m/s²[1]
Prędkość ucieczki 11,19 km/s[1]
Średnia prędkość kątowa 7,2921150(1)×10−5 rad/s[7]
Nachylenie równika
względem
płaszczyzny orbity
23,4393°[1]
Deklinacja 90°
Albedo 0,367
Temperatura
powierzchni
min. śred. maks.
185 K
-88 °C[1]
288 K
15 °C
331 K
58 °C[1]
Ciśnienie atmosferyczne
na poziomie morza
101,325 kPa
Skład atmosfery[4][A 3]
Azot 78,084%
Tlen 20,946%
Argon 0,934%
Dwutlenek węgla
(według krzywej Keelinga)
0,0385%

Ziemia (łac. Terra, Tellus, symbol: , ; nazywana również światem oraz rzadziej Gają) − trzecia, licząc od Słońca, a piąta co do wielkości planeta Układu Słonecznego. Pod względem średnicy, masy i gęstości jest to największa planeta skalista Układu Słonecznego.

Ziemia jest zamieszkana przez miliony gatunków, wliczając w to człowieka[8], jest jedynym znanym miejscem we Wszechświecie, w którym występuje życie[9]. Odwołując się do informacji zebranych metodą datowania izotopowego, planeta uformowała się ok. 4,54 ± 0,05 miliarda lat temu, chociaż jeśli biorąc pod uwagę informacje zebrane innymi metodami, wartość ta może zmienić się nawet o 0.05 miliarda lat.[10][11][12][13]

W ciągu pierwszego miliarda lat po uformowaniu się Ziemi, wewnątrz jej oceanów pojawiło się życie. Z żyjących na Ziemi organizmów żywych składa się biosfera, która wpływa na jej atmosferę, hydrosferę, litosferę i inne czynniki abiotyczne planety, umożliwiając rozwój i wzrost liczby organizmów aerobowych i anaerobowych oraz powstanie ozonosfery. Rozwój życia na lądzie i w wodzie umożliwiła powłoka ozonowa oraz ziemskie pole magnetyczne, zmniejszając natężenie promieniowania ultrafioletowego,[14] oraz magnetosfera, odbijająca cząstki wiatru słonecznego. Dystans dzielący Słońce od Ziemi, jej właściwości fizyczne oraz jej historia geologiczna są najważniejszymi czynnikami, które pozwoliły organizmom żyć i ewoluować.

Różnorodność biologiczna Ziemi nieustannie powiększa się, chociaż w dziejach życia Ziemi proces ten był kilkukrotnie przerywany, kiedy miało miejsce masowe wymieranie gatunków.[15] Pomimo, że naukowcy szacują, że ok. 99% gatunków organizmów żywych (ok. pięć miliardów)[16] kiedykolwiek zamieszkujących Ziemię uważa się za wymarłe,[17][18] wciąż mieszka na niej ok. 10-14 milionów gatunków,[19][20] z czego 1,2 miliona zostało udokumentowanych.[21]

Litosfera Ziemi dzieli się na kilkanaście płyt tektonicznych, które przesuwają się względem siebie w ciągu okresów trwających nawet przez wiele milionów lat. W ich trakcie dochodzi do znacznej zmiany położenia kontynentów.

Powierzchnię w 70,8% zajmuje woda wszechoceanu zawarta w morzach i oceanach; pozostałe 29,2% stanowią kontynenty i wyspy, na powierzchni których znajdują się jeziora oraz inne źródła wody tworzące hydrosferę. Niezbędnej do życia na Ziemi wody w stanie ciekłym nie wykryto na powierzchni innych ciał niebieskich[A 4][A 5]. Wnętrze Ziemi pozostaje aktywne; składa się z grubego i w dużej mierze stałego płaszcza, płynnego jądra zewnętrznego (generującego pole magnetyczne) oraz składającego się z żelaza stałego jądra wewnętrznego.

Strefy podbiegunowe Ziemi są pokryte lodem wchodzącym w skład pokrywy lodowej Antarktydy (biegun południowy), lodu morskiego oraz arktycznego paku lodowego (biegun północny).

Ziemia oddziałuje grawitacyjnie z innymi ciałami w przestrzeni kosmicznej, zwłaszcza z Księżycem i Słońcem. Planeta wykonuje jedno okrążenie wokół Słońca raz na każde 366,256 obrotów wokół własnej osi. Czas jednego okrążenia wokół Słońca nazywa się rokiem gwiazdowym i odpowiada 365,256 dniom czasu słonecznego[A 6]. Nachylenie osi Ziemi do prostej prostopadłej do płaszczyzny orbity wynosi 23,44°, co prowadzi do rocznych wahań oświetlenia, które powodują m.in. występowanie na jej powierzchni pór roku, które tworzą rok zwrotnikowy.[22] Wokół Ziemi krąży jeden naturalny satelitaKsiężyc. Jego oddziaływanie grawitacyjne na Ziemię wywołuje pływy morskie, spowalnia jej rotację oraz stabilizuje kąt nachylenia osi obrotu względem orbity. Przypuszcza się, że orbituje on wokół Ziemi od ok. 4,53 miliarda lat. Bombardowanie przez komety we wczesnej historii Ziemi przyczyniło się do powstania oceanów[23], a upadki pojedynczych planetoid mogły prowadzić do niektórych masowych wymierań.

Około 7,3 miliarda ludzi zamieszkujących Ziemię[24] jest zależnych od jej biosfery i minerałów. Zasoby naturalne skorupy ziemskiej i umiejętność ich przetworzenia zapewniają przetrwanie m.in. globalnej populacji ludzkiej. Populacja ta podzielona jest politycznie na około 200 suwerennych państw; ich mieszkańcy komunikują się między sobą drogą dyplomacji, konfliktów, podróży i środków komunikacji.

W kulturze ludzkiej wykształciły się różne poglądy na temat planety, takie jak personifikacja w postaci bóstwa, wiara, że Ziemia jest płaska, oraz idea świata jako wrażliwego, zintegrowanego środowiska. Człowiek po raz pierwszy umownie opuścił Ziemię w 1961, kiedy Jurij Gagarin wyleciał lotem orbitalnym na około 2 godziny (jedno okrążenie) nieco ponad jej atmosferę, a w 1969 Neil Armstrong i Buzz Aldrin jako pierwsi wylądowali na powierzchni innego ciała niebieskiego – Księżyca.

Na ogół przewiduje się, że za około 7,59 mld lat planeta zostanie wchłonięta przez atmosferę Słońca i ulegnie zniszczeniu[25].

Historia Ziemi[edytuj | edytuj kod]

 Osobny artykuł: Tabela stratygraficzna.

Powstanie Ziemi[edytuj | edytuj kod]

 Główny artykuł: Historia Ziemi.
Wizja artystyczna powstania Układu Słonecznego

Ziemia oraz pozostałe planety Układu Słonecznego powstały 4,54 ± 0,05 mld lat temu[10][26][27][28] z mgławicy słonecznej – obłoku gazu i pyłu, który podczas powstawania Słońca przekształcił się w dysk. Z owego dysku miały powstać wszystkie planety oraz planetoidy.

Najstarszy materiał znaleziony w Układzie Słonecznym powstał 4.5672 ± 0.0006 mld lat temu.[29] Wnioskuje się, że mniej więcej w tym samym czasie mialo miejsce zjawisko akrecji, podczas którego powstawała Ziemia.

Powstanie i ewolucja ciał Układu Słonecznego dokonywały się równocześnie ze Słońcem. Zgodnie z hipotezą mgławicy słonecznej, w wyniku zapadania grawitacyjnego kurczyły się obłoki molekularne, które zaczęły się spłaszczać i obracać, tworząc dysk protoplanetarny. Z niego, równocześnie z gwiazdą, utworzyły się planety.

Według hipotezy nebularnej planetozymale formowały się m.in. przez działanie grawitacji. Masa Ziemi powiększała się przez 10–20 mln lat na skutek jej kolizji z innymi obiektami.[30]

Powstanie Księżyca wciąż pozostaje tematem dyskusji. Według teorii wielkiego zderzenia, nastąpiła kolizja planety z obiektem wielkości Marsa i masie 1/10 masy Ziemi, nazywanym czasami Theą[31]. Część masy tego ciała zintegrowała się z Ziemią, a niektóre odłamki uleciały w przestrzeń kosmiczną. Następnie, według hipotezy roboczej, z części odłamków i fragmentów skorupy ziemskiej wyrzuconych przy zderzeniu w kosmos (niewiele później od Ziemi, ok. 4.53 mld lat temu), uformował się Księżyc[32][33][34]. Tak jak w przypadku Ziemi, powstał on w procesie akrecji.[35]

Ok. 3.8–4.1 mld lat temu miał miejsce okres zwany Wielkim Bombardowaniem, podczas którego doszło do zderzenia licznych planetoid z Księżycem i planetami skalistymi Układu Słonecznego, co doprowadziło do zmian w wyglądzie znacznej części powierzchni Księżyca oraz w mniejszym stopniu w wyglądzie Ziemi. Początkowe bombardowanie przez planetoidy spowodowało, że powłoka zewnętrzna Ziemi była w fazie płynnej.

Historia geologiczna[edytuj | edytuj kod]

Odgazowanie[36] i aktywność wulkaniczna wytworzyły zasadniczą atmosferę. Skraplająca się para wodna, wraz z lodem i wodą płynną pochodzącymi z asteroid, protoplanet, komet i transneptunów, doprowadziła do powstania ziemskich oceanów[23]. Według tego modelu atmosferyczne gazy cieplarniane chroniły oceany przez zlodowaceniem, kiedy całkowita energia emitowana przez formujące się Słońce wynosiła 70% energii emitowanej współcześnie.[37] Ok. 3.5 mld lat temu powstało ziemskie pole magnetyczne, które pomogło zapobiec zaniknięciu atmosfery przez działanie wiatru słonecznego.[38] Akumulacja pary wodnej i innych gazów w atmosferze doprowadziła do powstania gęstych chmur, które przysłoniły promieniowanie słoneczne i wyzwoliły opady deszczu. W ten sposób płynna powierzchnia Ziemi zaczęła stygnąć, formując skorupę w postaci ciała stałego[39].

W eonie hadeiku planeta praktycznie pozbawiona była suchego lądu[40]. W kolejnych epokach powierzchnia obszarów wznoszących się ponad poziom morza stopniowo wzrastała. W ciągu ostatnich 2 mld lat powierzchnia wszystkich kontynentów zwiększyła się dwukrotnie[41]. Według teorii tektoniki płyt proces kształtowania się powierzchni powodował w skali setek milionów lat nieustanny rozpad i ponowne formowanie kontynentów. Kontynenty te formowały się wskutek tektoniki płyt, procesu napędzanego przez ciągły ubytek ciepła z wnętrza Ziemi. Według tabeli stratygraficznej, wskutek migracji płyt litosferycznych trzykrotnie powstawał, a następnie rozpadał się superkontynent. Około 750 mln lat temu rozpadła się Rodinia, jedna z najstarszych tego typu formacji. Później kontynenty złączyły się ponownie i w okresie 600-540 mln lat temu istniał superkontynent Pannocja. Następnie powstała Pangea, która rozpadła się ok. 180 mln lat temu[42].

Około 3,2 mln lat temu nasiliły się wahania klimatu – po fali zimna (glacjał) następowało ocieplenie (interglacjał). Strefy podbiegunowe przechodziły cykle zlodowacenia i topnienia, powtarzające się co 40 000–100 000 lat (zlodowacenia trwały od 100 000 do 300 000 lat, a interglacjały od 15 000 do 220 000 lat). Taka sytuacja utrzymywała się przez całą epokę plejstoceńską. Ponieważ przez znaczną część swojej historii planeta prawdopodobnie pozbawiona była (lub miała niewielką ilość) lodu, epoka ta nazywana jest również epoką lodową. Ostatnie zlodowacenie zakończyło się 10 000 lat temu.[43] Od tego czasu Ziemia jest w okresie interglacjału, w epoce holocenu[44].

Historia życia[edytuj | edytuj kod]

 Główny artykuł: Historia życia na Ziemi.
Filogenetyczne drzewo życia na Ziemi wykonane na podstawie analizy rRNA

Spekuluje się, że ok. 4 mld lat temu wysokoenergetyczne reakcje chemiczne doprowadziły do powstania samoreplikujących się cząsteczek; jedna z cząsteczek uzyskała możliwość powielania samej siebie, zapoczątkowując życie na planecie. W ciągu następnych pół miliarda lat miał istnieć wspólny przodek wszystkich żyjących obecnie na Ziemi organizmów[45][46].

Pierwotnie wszystkie organizmy żywe były cudzożywne. Podstawą ich rozwoju była energia chemiczna. Rozwój fotosyntezy u niektórych prokariotów umożliwiał im wykorzystanie energii słonecznej jako źródła energii; wydalany przez nie tlen gromadził się w atmosferze i w związku z oddziaływaniem wysokoenergetycznego promieniowania słonecznego doprowadził do powstania w jej górnej warstwie powłoki ozonu (odmiany alotropowej tlenu, O3).[47] W wyniku wchłaniania mniejszych komórek przez większe w procesie endosymbiozy, rozwinęły się eukarioty[48]. Prawdziwe organizmy wielocząstkowe powstały, kiedy komórki tworzące kolonie stawały się coraz bardziej wyspecjalizowane.

Organizmy żywe skolonizowały powierzchnię Ziemi wspomagane przez warstwę ozonową wchłaniającą szkodliwe promieniowanie ultrafioletowe.[49] Najstarszymi znalezionymi skamieniałościami świadczącymi o istnieniu życia jest biogenny grafit pochodzący ze skał metaosadowych powstałych 3.7 mld lat temu w zachodniej Grenlandii,[50] oraz skamieniałości maty drobnoustrojowej (ang. microbial mat) znalezionej w piaskowcu w zachodniej Australii.[51][52]

W latach 60. XX w. zaproponowano hipotezę Ziemi-śnieżki, która sugeruje, że w neoproterozoiku (750–580 mln lat temu), większość powierzchni planety pokrywał lód. Hipoteza jest szczególnym punktem zainteresowań, ponieważ wydarzenie to poprzedziło eksplozję kambryjską, okres gwałtownego wzrostu liczby gatunków organizmów wielokomórkowych, w szczególności zwierząt[53].

W toku dalszej ewolucji, rozwinęły się m.in. następujące grupy zwierząt i roślin: ryby (505 mln lat temu), rośliny lądowe (438 mln), płazy (408 mln), gady (320 mln), ssaki (208 mln) i okrytonasienne (140 mln lat temu)[54].

W ciągu ostatnich 535 mln lat na Ziemi nastąpiło pięć wielkich masowych wymierań[55] oraz wiele pomniejszych. Ostatnie z nich – wymieranie kredowe, ok. 66 mln lat temu – wywołane zostało prawdopodobnie upadkiem 10-kilometrowej asteroidy. Kolizja obiektu z Ziemią wyzwoliła duże ilości pary i pyłów, które uniosły się do górnych warstw atmosfery i utrudniały docieranie promieni słonecznych na powierzchnię. Doprowadziło to do wyginięcia większości gatunków naziemnych (m.in. nieptasich dinozaurów), choć mniejsze i liczniejsze ssaki przetrwały, a przede wszystkim większości gatunków morskich otwornic, amonitów i belemnitów. W wyniku ewolucji ssaki zaczęły upodabniać się do ryjówkowatych. W ciągu ostatnich 66 mln lat historii Ziemi doszło do ewolucji i wzrostu różnorodności gatunkowej przedstawicieli gromady ssaków.

Kilka milionów lat temu afrykańska małpa człekokształtna (m.in. orrorin) wykształciła dwunożność i zdolność chodzenia w pozycji wyprostowanej[56]. Dalsza ewolucja jednego z gatunków z rodziny człowiekowatych faworyzowała zdolność korzystania z narzędzi i komunikację, które stymulowały rozwój mózgu. Ostatecznie powstał człowiek współczesnyHomo sapiens. Wytworzenie własnej kultury, rozwój rolnictwa i postęp technologiczny pozwoliły człowiekowi w krótkim czasie wpływać na Ziemię w większym stopniu niż inne gatunki, co zapewniło mu status dominującego gatunku na Ziemi[57].

Przyszłość Ziemi[edytuj | edytuj kod]

Cykl życia Słońca.svg

Szacunki dotyczące tego, jak długo Ziemia korzystna dla mieszkającego na niej życia, wahają się od 0.5 do 2.3 mld lat.[58][59][60]

Przyszłość planety związana jest z cyklem życia Słońca. Stopniowe wyczerpywanie się zasobów wodoru w jądrze gwiazdy i wynikająca z tego akumulacja w jej wnętrzu helu mają prowadzić do zwiększania się świetlistości Słońca, która ma wzrosnąć o 10% w ciągu 1,1 miliarda lat, a o 40% za 3,5 mld lat[61]. Modele klimatu sugerują, że wzrost promieniowania docierającego na powierzchnię Ziemi do 1,4 obecnej wartości jest wystarczający do całkowitego wyparowania jej oceanów[62]. Inne scenariusze przewidują, że wody powierzchniowe mają wyparować całkowicie za 2,5 mld lat[63] lub w ciągu miliarda lat[64].

Stopniowy wzrost temperatury powierzchni Ziemi powodować ma przyspieszenie wietrzenia skał, co z kolei doprowadzi do spadku zawartości dwutlenku węgla w atmosferze poniżej krytycznego minimum (10 ppm) dla roślin. Poziom ten ma zostać osiągnięty w ciągu 500–900 mln lat.[58] Brak okresu wegetacji doprowadzi do zaniku tlenu w atmosferze, a to z kolei do wyginięcia organizmów aerobowych w ciągu następnych kilku milionów lat[65]. W ciągu kolejnego miliarda lat wyparują wszystkie wody powierzchniowe[59], a średnia globalna temperatura na Ziemi osiągnie 70°C[65]. Ponadto, nawet jeśli Słońce będzie istniało wiecznie i przez cały ten czas będzie pozostawało stabilne, 27% wody z obecnych oceanów w ciągu miliarda lat zstąpi do płaszcza ziemskiego[66].

Za ok. 5 mld lat Słońce, wskutek swojej ewolucji, przekształci się w czerwonego olbrzyma. Promień gwiazdy zwiększy się 250-krotnie, do około 1 j.a. (150 000 000 km)[25][61][67]. Słońce straci również ok. 30% swojej obecnej masy, co spowoduje oddalenie się ziemskiej orbity od niego. Przy maksymalnej przewidywanej średnicy Słońca, Ziemia będzie od niego oddalona o 1,69 j.a. (ok. 253 000 000 km), kiedy promień gwiazdy osiągnie swoją największą wartość. Planeta miałaby więc uniknąć wchłonięcia przez atmosferę słoneczną, mimo całkowitego, lub niemal całkowitego, wyginięcia na niej życia[61], spowodowanego zwiększoną 5000-krotnie jasnością Słońca[68]. Artykuł z 2008 roku sugeruje jednak, że ziemska orbita, z powodu sił pływowych i oporu aerodynamicznego w dolnej chromosferze, wejdzie w atmosferę Słońca i planeta ulegnie zniszczeniu. Miałoby to nastąpić za 7,59 ± 0,05 mld lat[25].

Ponadto, nawet pomijając cykl życiowy Słońca, kontynuacja ochładzania się wnętrza Ziemi doprowadziłaby do utraty atmosfery i oceanów wskutek zredukowanej aktywności wulkanicznej[69].

Geografia[edytuj | edytuj kod]

 Z tym tematem związana jest kategoria: Tablice geograficzne.

Kartografia, sztuka sporządzania i badania map, oraz pośrednio geografia, historycznie poświęcone były próbom zobrazowania planety. Geodezja, badająca położenie i dystans, oraz nawigacja, zajmująca się pozycją na powierzchni Ziemi, dostarczyły danych liczbowych.

Ameryka Północna Ameryka Południowa Antarktyka Afryka Europa Azja Australia i Oceania OceanyContinents vide couleurs.png
Informacje o tej grafice

Wyróżnia się do siedmiu kontynentów, w kolejności od największej do najmniejszej powierzchni: Azja, Afryka, Ameryka Północna, Ameryka Południowa, Antarktyda, Europa i Australia. Niektóre podziały traktują Amerykę Płn. i Południową jako jeden kontynent – Amerykę, a Europa i Azja to Eurazja.

Wyróżnia się też trzy, cztery lub pięć oceanów. W systemie pięciu oceanów, w kolejności od największej do najmniejszej powierzchni wymienia się: Ocean Spokojny, Ocean Atlantycki, Ocean Indyjski, Ocean Południowy i Ocean Arktyczny. Ogólne określenie całości tych wód morskich to wszechocean.

Położenie poszczególnych punktów na Ziemi określane jest na podstawie współrzędnych geograficznych. Umiejscowienie lokacji w pionie określa szerokość geograficzna, a w poziomie – długość geograficzna. Punkty o tej samej szerokości leżą na tym samym równoleżniku, a punkty o tej samej długości dzielą wspólny południk. Najdłuższym równoleżnikiem jest równik.

Biegun geograficzny jest miejscem przecięcia się osi obrotu Ziemi z jej powierzchnią. Biegun północny znajduje się na Oceanie Arktycznym, a południowy na Antarktydzie. Ze względu na niewielkie nachylenie osi ziemskiej do osi obiegu wokół Słońca, promienie słoneczne padają na bieguny pod niewielkim kątem, co uniemożliwia ich znaczne ogrzanie. Nawet w czasie dni polarnych, mimo wydłużonej ekspozycji na promieniowanie Słońca, temperatura nie podnosi się znacząco z uwagi na wysoki współczynnik odbicia promieni słonecznych od lodu i śniegu. Pierwszym człowiekiem, który dotarł do bieguna północnego był Robert Edwin Peary, zdobywcą bieguna południowego był Roald Amundsen.

Geografia społeczna[edytuj | edytuj kod]

Ziemia w nocy – kompozycja, z użyciem danych z sensorów Defense Meteorological Satellite Program (DMSP)

Według szacunków z 1 stycznia 2012, Ziemię zamieszkiwało 7 012 800 000 ludzi[70]. Według wyliczeń ONZ, 31 października 2011 r. na świat przyszedł siedmiomiliardowy człowiek[71]. Prognozy sugerują, że światowa populacja ludzka wzrośnie do 8,3 mld w 2030 i 9,2 miliardów w 2050[72], głównie poprzez zwiększanie się ludności krajów rozwijających się. Gęstość populacji waha się w zależności od regionu, jednak największe skupiska ludności występują w Azji, m.in. w Chinach i Indiach. W 2020, 60% światowej ludności zamieszkiwać będzie miasta, na skutek urbanizacji i migracji z rejonów wiejskich[73].

Lądowe obszary Ziemi, poza kontynentem Antarktydy oraz otaczającymi obszary lądowe pasmami morskimi wód przybrzeżnych (zazwyczaj, ale nie zawsze, akwen 12 mil morskich) są podzielone na państwa. Niektóre z nich roszczą sobie (czasami sprzeczne) prawa do poszczególnych powierzchni lądowych, z wyjątkiem niektórych obszarów Antarktydy. W 2008 istniało ok. 203 de facto suwerennych państw[74] (kilkanaście z nich było nieuznawanych w jakimś stopniu prawnie przez inne). Z tej liczby tradycyjnie wyróżnia się 192 państwa członkowskie ONZ, państwo-obserwatora w ONZ, Watykan, oraz jednostki o statusie niepaństwowego obserwatora w ONZ, (Palestyna, Zakon Kawalerów Maltańskich)[75].

Ziemia nigdy nie miała suwerennego rządu z władzą rozciągającą się na cały glob, choć niektóre państwa usiłowały uzyskać światową dominację. Organizacja Narodów Zjednoczonych to docelowo uniwersalna organizacja międzynarodowa, założona głównie w celu zapobiegania zbrojnym konfliktom pomiędzy państwami, rozwoju współpracy i przestrzeganiu praw człowieka. Nie jest ona jednak rządem światowym. Choć ONZ umożliwia ustanawianie prawa międzynarodowego[76] oraz, za zgodą członków, zbrojną interwencję, jest to przede wszystkim międzynarodowe forum dyplomacyjne.

Skład i struktura[edytuj | edytuj kod]

Różnica pomiędzy geoidą a elipsoidą

Ziemia, podobnie jak i pozostałe planety skaliste, ma skalną powłokę. Pod względem masy i średnicy jest to największa planeta skalista Układu Słonecznego. Ma również największą gęstość, najsilniejsze pole magnetyczne i grawitacyjne oraz najszybszy ruch obrotowy[77]. Jest to jedyna znana planeta, na której są aktywne płyty tektoniczne[78].

Kształt[edytuj | edytuj kod]

Mapa wysokości powierzchni Ziemi oraz głębokości jej oceanów

Kształt Ziemi zbliżony jest do elipsoidy obrotowej, kuli lekko spłaszczonej na biegunach i wybrzuszonej wzdłuż równika[79]. Ruch obrotowy Ziemi sprawia, że średnica równika jest o 43 km większa niż średnica pomiędzy biegunami[80]. Przeciętna średnica wynosi 12 742 km.

Rzeczywisty kształt planety jest nazywany geoidą – jest to powierzchnia prostopadła do pionu w każdym jej punkcie. Geoida zerowa pokrywałaby się z powierzchnią oceanów przy pełnej równowadze znajdujących się w nich mas wodnych[81], czyli bez krótkotrwałych zmian poziomu morza przez prądy morskie i pogodę. Odchylenia geoidy od idealnej elipsoidy wynoszą od -106 m do 85 m[82]. Ponieważ nieregularności geoidy mogą mieć znaczenie przy dokładnym określaniu położenia, przy pomiarach i obliczeniach geodezyjnych preferowane jest odniesienie do elipsoidy[81]. W porównaniu do idealnej elipsoidy, odchylenie względne geoidy wynosi ok. 1/584, czyli 0,17%. Jest to mniej niż wymagana tolerancja kul bilardowych (0,22%)[83].

Największe lokalne odchylenia powierzchni to Mount Everest (8 848 m n.p.m.) i rów Mariański (10 911 m p.p.m.). Najbardziej oddalonym miejscem powierzchni od środka planety jest wierzchołek Chimborazo w Ekwadorze.[84][85][86][87]

Skład chemiczny[edytuj | edytuj kod]

Tlenki skorupy ziemskiej[88]
Związek Wzór Udział
dwutlenek krzemu SiO2 59,1%
tlenek glinu Al2O3 15,8%
tlenek wapnia CaO 6,4%
tlenek magnezu MgO 4,4%
tlenek sodu Na2O 3,2%
tlenek żelaza FeOT[A 7] 6,6%
tlenek potasu K2O 1,88%
tlenek manganu(II) MnO 0,11%
tlenek tytanu(IV) TiO2 0,7%
tlenek fosforu(V) P2O5 0,2%
Łącznie 98,39%

Masa Ziemi wynosi ok. 5,98 × 1024 kg. Planeta składa się głównie z żelaza 32,1%, tlenu 30,1%, krzemu 15,1%, magnezu 13,9%, siarki 2,9%, niklu 1,8%, wapnia 1,5%, glinu 1,4%, chromu 0,4% oraz z pozostałych 0,7%, wśród których są śladowe ilości innych pierwiastków. Ze względu na segregację masy, jądro zbudowane jest przede wszystkim z żelaza (88,8%), a także niklu (5,8%), siarki (4,5%) i śladowych ilości (mniej niż 1%) innych pierwiastków[89].

Geochemik Frank W. Clarke określił skład ilościowy skorupy ziemskiej. Obliczył, że składa się ona w niewielu więcej niż 47% z tlenu[90], wchodzącego głównie w skład skał ziemskich w postaci tlenków, przede wszystkim tlenków glinu, żelaza, wapnia, magnezu, sodu oraz potasu; chlor, siarka i fluor wchodzą w skład niewielu ponad 1% skał. Dwutlenek krzemu (krzemionka) występuje w przyrodzie w czystej postaci jako kwarc, tworzy też sole zwane krzemianami – minerały, z których zbudowane jest ponad 90% skał tworzących skorupę ziemską. Na podstawie obliczeń opartych o 1672 analiz wszystkich rodzajów skał Clarke wywnioskował, że 99.22% skał składa się z 11 rodzajów tlenków (umieszczone w tabelce po prawej); pozostałe tlenki występują w znikomych ilościach.[91]

Struktura wewnętrzna[edytuj | edytuj kod]

Wnętrze Ziemi można podzielić ze względu na chemiczne lub mechaniczne (fizyczne) właściwości. Pod względem budowy chemicznej, planeta składa się z krzemianowej skorupy, bogatego w krzem, magnez i żelazo płaszcza oraz żelaznego jądra. Pod względem właściwości mechanicznych, wyróżnia się stałą litosferę, plastyczną astenosferę, stałą mezosferę, płynne jądro zewnętrzne i stałe jądro wewnętrzne. Badanie właściwości poszczególnych warstw odbywa się z użyciem pomiarów sejsmologicznych. W górnych rejonach skorupy ziemskiej możliwe jest pobieranie próbek geologicznych. Najgłębszym odwiertem na świecie jest SG-3, o głębokości 12 262 m[88].

Temperatura środka planety może wynosić 4000-7000 K, a ciśnienie dochodzić do 360 GPa[92]. Prawdopodobnie początkowo ciepło wewnętrzne Ziemi pochodziło głównie z kontrakcji grawitacyjnej, w okresie formowania się planety. Obecnie, najwięcej ciepła (45 do 90%) pochodzi z rozpadu radioaktywnego izotopów potasu (40K), uranu (238U) i toru (232Th)[93]. Czas połowicznego rozpadu tych pierwiastków wynosi, odpowiednio, 1,25 miliardów, 4 miliardy i 14 miliardów lat[94]. Źródła ciepła upatruje się też częściowo w ochładzaniu się płaszcza, tarciu wewnętrznym wywołanym siłami pływowymi i zmianami w prędkości obrotu Ziemi. Część energii termicznej jądra transportowana jest do skorupy ziemskiej poprzez pióropusz płaszcza, który może powodować powstawanie plam gorąca i pokryw lawowych[95]. Szacowana ilość ciepła wypływającego z jądra Ziemi wynosi od 4 do 15 TW, a wypływ ciepła na powierzchnię ma wartość ok. 46 TW[96][97]. Jest to niewiele w bilansie energetycznym powierzchni Ziemi – ok. 1/10 W/m², co stanowi około 1/10000 energii promieniowania słonecznego docierającego do Ziemi.

Geologiczne warstwy Ziemi[98]
Earth-crust-cutaway-polish.svg

Przekrój Ziemi od jądra do egzosfery. W pierwszym rysunku nie zachowano skali.
Głębokość[99]
km
Warstwa Gęstość
g/cm³
0–60 litosfera[100]
0-35 ... skorupa[101] 2,2–2,9
35–400 ... płaszcz górny 3,4–4,4
35–2885 płaszcz 3,4–5,6
100–700 ... astenosfera
2885–5155 jądro zewnętrzne 9,9–12,2
5155–6370 jądro wewnętrzne 12,8–13,1

Skorupa[edytuj | edytuj kod]

 Osobny artykuł: Skorupa ziemska.

Skorupa ziemska jest zewnętrzną powłoką Ziemi. Zajmuje do 1% objętości globu oraz 0,7% jego masy, jest to jednak najbardziej zróżnicowana chemicznie i fizycznie geosfera i jedyna (poza atmosferą i hydrosferą) dostępna do bezpośrednich badań. Granicę pomiędzy płaszczem a skorupą wyznacza nieciągłość Mohorovičicia (zwana też powierzchnią Moho). Nieciągłość Moho, odkryta przez chorwackiego geofizyka Andriję Mohorovičicia w 1909, pod kontynentami znajduje się na głębokości około 35 km, a pod oceanami ok. 5–8 km poniżej dna oceanu. Dolna część skorupy ziemskiej (warstwa bazaltowa) jest oddzielona od części górnej (warstwa granitowa) przez nieciągłość Conrada.

Skorupa ziemska dzielona jest na skorupę kontynentalną i oceaniczną, które różnią się grubością, gęstością, budową geologiczną, wiekiem i składem chemicznym, a także sposobem powstania. Gęstość skorupy kontynentalnej wynosi średnio 2,7 g/cm³. W rejonach aktywnych tektonicznie ma ona grubość 35–45 km, a w regionach stabilnych – 55–70 km. Skorupa oceaniczna ma grubość 10–12 km i średnią gęstość 3,0 g/cm³[99][102].

Płaszcz[edytuj | edytuj kod]

 Osobny artykuł: Płaszcz ziemski.

Płaszcz ziemski znajduje się na głębokości od 35 do 2890 km, co czyni go najgrubszą warstwą planety. Ciśnienie u jego podstawy ma wartość ok. 140 GPa (1,4 Matm). Rozróżnia się do czterech warstw płaszcza, które składają się głównie z substancji bogatych w żelazo i magnez: płaszcz górny, strefa przejściowa, płaszcz dolny i warstwa D. Ponadto w płaszczu górnym wyróżnia się dodatkowo astenosferę.

Płaszcz górny, zwany zewnętrznym, budują związki chromu, żelaza, krzemu i magnezu (tzw. crofesima). Średnia gęstość tej sfery wynosi 4,0 g/cm³. Górna część płaszcza ma od 35 do 400 km głębokości; jest to warstwa o cechach plastycznych i zapewnia skorupie ziemskiej ruchliwość – wywodzą się z niej procesy tektoniczne. Płaszcz dolny, zwany też wewnętrznym, zbudowany jest głównie z niklu, żelaza, krzemu i magnezu (tzw. nifesima). Średnia gęstość płaszcza wewnętrznego waha się w granicach 5,0-5,6 g/cm³. W płaszczu Ziemi zachodzą zjawiska związane z powolnym przemieszczaniem się w górę plastycznych mas materii pod wpływem ciepła (ruchy konwekcyjne).

Punkt topnienia substancji zależy m.in. od ciśnienia, jakiemu jest ona poddawana. Im głębiej, tym ciśnienie większe, zatem uważa się, że płaszcz dolny jest w stanie stałym, a górny – w stanie plastycznym (półpłynnym). Średnia globalna lepkość płaszcza górnego wynosi ok. 1020 – 1021 Pa·s[103], a płaszcza dolnego ok. 1022 Pa·s[104].

Jądro[edytuj | edytuj kod]

 Osobny artykuł: Jądro Ziemi.
Planety skaliste (od lewej): Merkury, Wenus, Ziemia i Mars

Gęstość Ziemi wynosi 5,515 g/cm³, czyniąc ją najgęstszą planetą w Układzie Słonecznym. Gęstość wzrasta wraz z głębokością – przy powierzchni ma wartość 2,2-2,9 g/cm³, jądro składa się z najgęstszych substancji – 12-13 g/cm³. Około 4,54 mld lat temu, podczas formowania się planety, Ziemia stanowiła półpłynną, stopioną masę. Cięższe substancje opadały w kierunku środka, podczas gdy lżejsze materiały odpływały ku powierzchni. W efekcie jądro składa się głównie z żelaza i niklu. Inne cięższe pierwiastki, jak ołów i uran, występują zbyt rzadko, żeby przewidzieć ich dokładne rozmieszczenie oraz mają tendencję do tworzenia wiązań z lżejszymi pierwiastkami, pozostają zatem w płaszczu.

Jądro podzielone jest na dwie części: stałe jądro wewnętrzne o promieniu ok. 1215 km i płynne jądro zewnętrzne wokół niego, o grubości 2270 km. Przyjmuje się, że jądra mają taki sam skład chemiczny, choć w innych stanach skupienia. Konwekcja jądra zewnętrznego połączona z ruchem rotacyjnym Ziemi (efekt Coriolisa) wytwarza ziemskie pole magnetyczne przez proces znany jako efekt dynama. Stałe jądro wewnętrzne jest zbyt gorące, aby utrzymać stałe pole magnetyczne (temperatura Curie), ale prawdopodobnie działa stabilizująco na pole magnetyczne wytwarzane przez ciekłe jądro zewnętrzne. Badania wskazują, że jądro wewnętrzne Ziemi obraca się szybciej niż reszta planety, o ok. 0,3-0,5° rocznie[105].

Temperatura w jądrze Ziemi wynosi 6230 ± 500 K[106].

Ciepło[edytuj | edytuj kod]

Ciepło wewnętrzne Ziemi pochodzi od resztek ciepła pochodzącego z akreacji planetarnej (20%) oraz ciepła produkowanego w procesie rozpadu radioaktywnego (80%)[58]. Głównymi izotopami produkującymi ciepło we wnętrzu Ziemi są potas-40, uran-238, uran-235 oraz tor-232[107]. W samym środku jądra Ziemi temperatura może sięgać nawet 6000°C[108], a ciśnienie osiąga do 360 GPa[109]. Ponieważ większość ciepła powstaje podczas rozpadu radioaktywnego, naukowcy postulują, że we wczesnej fazie życia Ziemi produkcja ciepła była dużo większa. Miała ona miejsce ok. 3 mld lat temu i była dwukrotnie większa niż dzisiaj[58] – w jej wyniku w szybszym tempie zachodziło zjawisko konwekcji oraz tektonika płyt; pozwoliła także na produkcję rzadkich skał magmowych, m.in. komatytów, których produkcja zachodzi obecnie dosyć rzadko[110].

Średnia ilość ciepła ubywającego z Ziemi wynosi 87 mW/m-2, z kolei całkowita ilość wynosi 4.42 × 1013 W[111]. Część energii cieplnej jądra ziemskiego jest transportowana do skorupy przez pióropusz płaszcza. Więcej ciepła ziemskiego ubywa z kolei w tektonice płyt, przez upwelling płaszcza związany z grzbietem śródoceanicznym. Pozostałe ciepło ubywa przez działanie litosfery, głównie pod oceanami, ponieważ płaszcz ziemski jest tam cieńszy niż pod kontynentami[112].

Tektonika płyt[edytuj | edytuj kod]

 Osobny artykuł: Tektonika płyt.

W XIX wieku zauważono, że kontynenty „pasują” do siebie jak elementy układanki. Co więcej, na odpowiadających sobie wybrzeżach znaleziono te same formacje skalne, mimo że lądy te były oddalone od siebie o tysiące kilometrów. Ponadto, skamieniałości wspólnego pochodzenia znajdowano w miejscach zupełnie odmiennych i oddalonych, np. na Antarktydzie i w Indiach. To skłoniło uczonych do spekulacji na temat „ewolucji” skorupy ziemskiej. Teoria Wegenera z 1912 sugerowała wędrówkę kontynentów; nie wyjaśniała ona jednak w jaki sposób kontynenty mogą się przemieszczać. W latach 30. XX wieku hipoteza Wegenera została zarzucona, a na początku lat 60. wykrystalizowała się nowa teoria – teoria tektoniki płyt w pewnym stopniu oparta o wywody Wegenera.

Według dominującej obecnie teorii tektoniki płyt, powłoka zewnętrzna Ziemi składa się z dwóch warstw: sztywnej litosfery i płynnej astenosfery. Astenosfera to region, który ze względu na wyższą temperaturę i ciśnienie zachowuje się jak ciało plastyczne i może bardzo powoli płynąć. Litosfera pod wpływem ciepła ulega deformacji i rozbija się na bloki nazywane płytami tektonicznymi, które unoszą się na płynnym materiale astenosfery jak tafle lodu na powierzchni oceanu. Płyty stopniowo przesuwają się względem siebie; wyróżnia się trzy typy granic płyt: rozbieżne (płyty oddalają się od siebie, np. Grzbiet Śródatlantycki), zbieżne (jedna płyta podsuwa się pod drugą, np. Andy) i przesuwcze (płyty przesuwają się względem siebie, np. San Andreas). Na granicach płyt tektonicznych może zachodzić aktywność wulkaniczna, orogeneza, trzęsienia ziemi oraz formowanie się rowów oceanicznych[113].

Podczas gdy płyty tektoniczne przemieszczają się po powierzchni planety, dno oceanu jest subdukowane pod krawędzie natarcia planety na granicach zbieżnych. W tym samym czasie upwelling płaszcza ziemskiego na granicach rozbieżnych tworzy grzbiety oceaniczne. Połączenie tych procesów nieustannie przemieszcza płyty oceaniczne z powrotem do płaszcza ziemskiego. Z tego powodu większa część dna oceanicznego ma mniej niż 100 mln lat. Najstarsza płyta oceaniczna znajduje się w zachodniej części Oceanu Spokojnego - ma ona ok. 200 mln lat[114][115]. Dla porównania, najstarsza płyta kontynentalna ma 4.03 mld lat[116].

Główne płyty tektoniczne Ziemi[117]. Z 16 głównych płyt (pomniejsze nazwano w literaturze anglojęzycznej mianem microplate), nie jest zaznaczona, będąca w procesie formowania się, płyta somalijska. Dokładniejsza mapa, z zaznaczeniem płyty somalijskiej oraz ruchem płyt: Tectonic plates boundaries detailed-en.png
Na styku płyt afrykańskiej i somalijskiej uformował się potężny system rowów tektonicznych, nazywanych Wielkimi Rowami Afrykańskimi. Jest to zarówno region wielkich trzęsień ziemi, jak i najstarszych znalezisk paleontologicznych praczłowieka.
16 głównych płyt tektonicznych Ziemi
Nazwa płyty Powierzchnia mln km²
płyta afrykańska 61,3
płyta antarktyczna 60,9
płyta arabska 5,0
płyta australijska 47,2
płyta eurazjatycka 67,8
płyta filipińska 5,4
płyta karaibska 3,3
płyta kokosowa 2,9
płyta indyjska 11,9
płyta Juan de Fuca 0,3
płyta Nazca 15,6
płyta północnoamerykańska 75,9
płyta południowoamerykańska 43,6
płyta pacyficzna 103,3
płyta Scotia 1,7
płyta somalijska 16,7


Płyta australijska rozłączyła się z płytą indyjską ok. 50-55 mln lat temu. Najbardziej aktywne są płyty oceaniczne, takie jak płyta kokosowa, przesuwająca się z prędkością 75 mm/rok[118] i płyta pacyficzna (52–69 mm/rok). Najmniej aktywna jest płyta eurazjatycka, przesuwająca się z szybkością 21 mm/rok[119].

Pole magnetyczne[edytuj | edytuj kod]

 Osobny artykuł: Ziemskie pole magnetyczne.

Ziemia wytwarza pole magnetyczne, odpowiadające, w pobliżu powierzchni Ziemi, w przybliżeniu polu dipola, którego bieguny położone są w pobliżu biegunów geograficznych. Oś magnetyczna nie pokrywa się jednak z osią obrotu Ziemi, lecz jest od niej odchylona o kilkanaście stopni i zmienia swoje położenie; obecnie odchylenie to wynosi około 11°.

Jako biegun północny igły magnetycznej (i ogólnie magnesów) przyjęło się wskazywać ten z jej końców, który wskazuje północ. Jest on przyciągany przez odwrotnie spolaryzowany biegun magnetyczny Ziemi, skąd wynika, iż na północnej półkuli Ziemi znajduje się jej południowy biegun magnetyczny i odwrotnie, na południu biegun północny[120]. Mimo to często stosowane jest oznaczanie biegunów magnetycznych Ziemi zgodnie z nazwami biegunów geograficznych, a odwrotnie w stosunku do oznaczeń biegunów magnesu stosowanych w fizyce.

Według teorii dynama, pole magnetyczne Ziemi powstaje w zewnętrznym płynnym jądrze Ziemi, w wyniku ruchów konwekcyjnych porządkowanych przez ruch wirowy Ziemi. Ruchy te generują prąd elektryczny, który wytwarza pole magnetyczne. Ruchy konwekcyjne w jądrze są z natury chaotyczne i okresowo zmieniają ustawienie co jest prawdopodobną przyczyną przebiegunowania Ziemi, następującego nieregularnie, średnio kilka razy w przeciągu miliona lat. Ostatnie przebiegunowanie miało miejsce około 700 000 lat temu[121][122].

Pole magnetyczne tworzy magnetosferę ziemską, która odchyla cząstki wiatru słonecznego, wskutek czego pole ulega deformacji. Część odchylonych cząsteczek wiatru słonecznego powoduje powstanie koncentrycznych pierścieni naładowanych elektrycznie cząstek, nazywanych pasami Van Allena. Kiedy plazma przenika atmosferę Ziemi w pobliżu biegunów magnetycznych, zachodzi zjawisko zorzy polarnej[123]. Dział nauki zajmujący się badaniem pola magnetycznego planety to geomagnetyzm.

Sfery Ziemi[edytuj | edytuj kod]

Wyróżnia się 4 główne sfery ziemskie: atmosfera (powietrze), litosfera (skały), hydrosfera (woda) i biosfera (życie)[124][125][A 8]. Bardziej szczegółowe podziały wymieniają też powłokę wodną w stanie stałym – kriosfera, sferę gleb – pedosfera oraz sferę, w obręb której wchodzi działalność gospodarcza człowieka – epigeosfera. W biosferze wyróźnia się obszar zamieszkiwany przez zwierzęta (zoosfera) i obszar, który zamieszkują rośliny (fitosfera)[126][127]

Biosfera[edytuj | edytuj kod]

 Osobny artykuł: Biosfera.

Przestrzeń, w której występują organizmy żywe planety nazywa się biosferą. Ziemia jest jedynym znanym miejscem występowania życia. Planeta znajduje się w strefie, w której panują jedyne w Układzie Słonecznym warunki (temperatura od -70 °C do 80 °C, ciekła woda, tlen cząsteczkowy), umożliwiające rozwinięcie się organizmów o strukturze takiej jak ziemskie. Ekosfera ta rozciąga się od 0,95 j.a. do 1,37 j.a. od Słońca[128][129][A 8].

Biosfera dzieli się na biomy – obszary wyróżniające się szatą roślinną tworzącą charakterystyczne formacje roślinne oraz swoistą fauną. Decydujący wpływ na charakter i zróżnicowanie biomów ma klimat i dlatego biomy tworzą pasy w zależności od szerokości geograficznej, których układ jest modyfikowany przez lokalne warunki orograficzne i klimatyczne. Ziemskie biomy leżące w Arktyce i Antarktydzie są względnie ubogie w życie roślinne i zwierzęce, podczas gdy biomy najbogatsze w formy życia leżą w strefie równikowej.

Biosfera stanowi sumę wszystkich ziemskich ekosystemów. W skład ekosystemów wchodzą wszystkie organizmy żywe znajdujące się na danym obszarze (biocenoza) i wszystkie elementy nieożywione (biotop) danego obszaru. Biocenozę tworzą populacje – wszystkie osobniki określonego gatunku żyjące w danym środowisku i wzajemnie na siebie wpływające. Na jeszcze mniejszym poziomie organizacji żywej materii jest organizm – istota, której poszczególne części i struktury tworzą zharmonizowaną całość, wykazującą wszelkie cechy życia. Bardziej złożone organizmy składają się z narządów (które mogą tworzyć układy narządów). Narządy z kolei składają się z tkanek. Podstawową jednostką życia, obecną we wszystkich ziemskich organizmach, jest komórka, zdolna do przemiany materii i rozmnażania[130].

Wszystkie organizmy występujące na ziemi są klasyfikowane w ramach systematyki biologicznej. Podział zaproponowany w 1990 przez Carla Woese, oparty na badaniach molekularnych, dzieli świat żywy na trzy domeny: bakterie, archeowce i jądrowce.

Wcześniej organizmy klasyfikowano najczęściej na pięć królestw: bakterie, protisty, grzyby, rośliny i zwierzęta. Organizmy klasyfikowane są w układzie jednostek (taksonów) tworzonych ze względu na kryterium pokrewieństwa ewolucyjnego, poniżej poziomu wspomnianego królestwa, przez typy, gromady, rzędy, rodziny, rodzaje i gatunki[130]. Opisano ok. 2 miliony gatunków żyjących obecnie na Ziemi, ich szacowana liczba wynosi jednak do 100 milionów[8][131].

Na podstawie zróżnicowania skamieniałości i długiej historii życia, szacuje się, że ok. 99% gatunków jakie kiedykolwiek żyły na Ziemi, wymarło. Gatunkiem, który współcześnie ma ogromny wpływ na kształtowanie warunków życia na Ziemi jest człowiek rozumny. Jego działalność spowodowała tak daleko idące przeobrażenie warunków do utrzymania i rozwoju życia na Ziemi, że przypisywane jest mu powodowanie lub przyspieszenie obecnego masowego wymierania (zwanego „szóstym wymieraniem”[132] lub „szóstą katastrofą”[133]). Szacuje się, że obecne tempo zaniku różnorodności gatunkowej jest do 1000 razy większe niż w ciągu ostatnich 100 000 lat[130]. Czerwona Księga Gatunków Zagrożonych z 2008 podaje, że 16 928 gatunków jest zagrożonych wyginięciem[134].

Zagrożenia[edytuj | edytuj kod]

Niektóre obszary podatne są na skrajne zjawiska pogodowe, takie jak huragany, cyklony czy tajfuny. W innych miejscach mogą występować klęski żywiołowe, jak trzęsienia ziemi, osuwiska, tsunami, erupcje wulkaniczne, leje krasowe, susze, powodzie, zamiecie śnieżne lub pożary. Wiele stref lokalnych znajduje się pod wpływem spowodowanego przez człowieka zanieczyszczenia wody i powietrza, kwaśnego deszczu i substancji toksycznych, utraty roślinności (przez intensywny wypas, wylesianie i pustynnienie), zaniku dzikiej przyrody, degradacji i utraty gleby, erozji oraz rozprzestrzeniania się gatunków inwazyjnych.

Najprawdopodobniej wywoływany działalnością ludzi wzrost emisji dwutlenku węgla jest główną przyczyną globalnego ocieplenia[135]. Według prognoz, rosnąca temperatura powodować ma m.in. wzrost poziomu morza, cofanie się lodowców, topnienie lądolodów, nasilenie się ekstremalnych zjawisk pogodowych oraz zmiany w ilości i strukturze opadów atmosferycznych[136].

Litosfera[edytuj | edytuj kod]

 Osobne artykuły: LitosferaCykl superkontynentalny.
Obecna topografia Ziemi

Rzeźba terenu różni się w poszczególnych miejscach na Ziemi. Około 70,8% powierzchni pokrywa woda, a szelf kontynentalny znajduje się średnio 130 m poniżej poziomu morza[137]. Powierzchnia podwodna ma zarówno cechy górzyste: góry podwodne, grzbiety śródoceaniczne, rowy oceaniczne, podwodne wulkany, płaskowyże oceaniczne, jak i równinne, np. równiny abisalne[80]. Na lądach (29,2%) spotyka się góry, pustynie, równiny, płaskowyże i inne typy ukształtowania geomorfologicznego.

Powierzchnia planety ulega przekształceniom ze względu na tektonikę i erozję. Cechy powierzchni utworzone lub zdeformowane przez płyty tektoniczne podatne są na wietrzenie, cykle termiczne i efekty chemiczne. Zlodowacenie, tworzenie się raf koralowych i upadek meteorytów również wpływają na ukształtowanie powierzchni.

Skorupa ziemska oceaniczna jest stale tworzona w granicach rozbieżnych płyt (w grzbietach śródoceanicznych) z zastygającej magmy płaszcza oraz niszczona – wciągana z powrotem do płaszcza – w granicach zbieżnych (strefach subdukcji). W wyniku tych procesów, materiał z którego zbudowane jest dno oceaniczne ulega stałemu przetwarzaniu. Większość dna ma mniej niż 100 mln lat, a szacowany wiek najstarszej skorupy oceanicznej, na zachodnim Pacyfiku, wynosi 200 mln lat. (3/4 powierzchni Ziemi ma skorupę młodszą niż 200 mln lat.) Porównując, najstarsze znalezione na lądzie skamieniałości mają ok. 3 miliardy lat[138][139].

Skorupa ziemska kontynentalna składa się w znacznej mierze ze skał magmowych i metamorficznych o małej gęstości – granitu i andezytu. W mniejszej proporcji w jej skład wchodzi również najczęściej występująca skała na Ziemi – bazalt, który jest podstawowym składnikiem dna oceanicznego[140]. Wskutek nagromadzenia się materiału przynoszonego przez czynniki zewnętrzne powstają skały osadowe. Zajmują one 75% powierzchni, choć stanowią tylko 5% skał skorupy położonych na głębokości 10 km[141]. Skorupę ziemską budują głównie skały metamorficzne, powstałe pod wpływem wysokiej temperatury lub ciśnienia z innych skał, takie jak gnejs, łupek, marmur czy kwarcyt.

Składnikami skał są minerały. Najczęściej występują minerały z grupy krzemianówkwarc, skaleń, amfibole, miki, pirokseny i oliwiny[142]. Powszechne minerały z grupy węglanów, to kalcyt (budulec wapienia), aragonit oraz dolomit[143].

Pedosfera to powierzchniowa warstwa skorupy ziemskiej, w której zachodzą procesy glebotwórcze. Gleba wpływa na produkcję i rozkład biomasy, przepływ energii i obieg materii w ekosystemie.

Użytkowanie zasobów naturalnych[edytuj | edytuj kod]

 Osobny artykuł: Zasoby naturalne.

Litosfera zapewnia zasoby naturalne, które są eksploatowane dla bytowania i gospodarki człowieka. Niektóre z nich to surowce nieodnawialne, których ponowne uzupełnienie w wyniku procesów naturalnych jest niemożliwe w krótkim czasie.

Ze złóż paliw kopalnych zawartych w skorupie ziemskiej wydobywa się ropę naftową, węgiel, gaz ziemny, torf i klatrat metanu. Są one wykorzystywane przez człowieka jako główne źródło energii. W 2005, około 86% wyprodukowanej energii pochodziło z paliw kopalnych, 6,3% z elektrowni wodnych, 6,0% z energii jądrowej, a pozostałe 0,9% to energia geotermalna, słoneczna, wiatru i biomasa[144]. Z głębi Ziemi wydobywa się też minerały rudne zawierające związki metali, m.in. rudy żelaza, cynku, miedzi i ołowiu.

Z ziemskiej biosfery produkowane są naturalnie lub syntetycznie produkty biologiczne, m.in. pokarm, drewno, leki i kompost. Człowiek używa materiałów budowlanych do budowy domów i ochrony dobytku. Ingeruje także w cykl hydrologiczny dla zapewnienia wody słodkiej do konsumpcji, celów przemysłowych i nawadniania. Według artykułu naukowego z 2005, około 40% powierzchni lądu zajmują tereny rolnicze (w tym pastwiska)[145]. Światowy ślad ekologiczny człowieka w 2007 wyniósł 2,7 globalnych hektarów (gha)[146] na osobę, a możliwości planety do regeneracji zasobów naturalnych oszacowano na mniej o 0,6 gha na osobę[147].

Atmosfera[edytuj | edytuj kod]

 Osobny artykuł: Atmosfera ziemska.
Histogram wysokości bezwzględnej skorupy ziemskiej

Masę atmosfery ziemskiej szacuje się na 5,1 x 1018 kg. Na poziomie morza gęstość powietrza wynosi 1,217 kg/m³, a ciśnienie atmosferyczne – 101,325 kPa i maleje wraz z wysokością. Warstwa atmosfery o grubości do 100 km (homosfera) składa się przede wszystkim z azotu (78% objętości powietrza), tlenu (20,9%) oraz argonu (0,9%). Zawiera także śladowe ilości dwutlenku węgla i gazów szlachetnych. Zawartość pary wodnej w atmosferze ulega częstej zmianie i wynosi średnio ok. 1%[4]. Atmosfera Ziemi stale ulatnia się w kosmos w tempie około 3 kg wodoru i 50g helu na sekundę[148].

Najniższą i najcieńszą warstwą atmosfery jest troposfera. Jej górna granica zmienia się wraz z szerokością geograficzną i porą roku; wynosi ona od mniej niż 8 km nad biegunami w zimie do 17,5 km nad Azją Południowo-Wschodnią w lecie[149]. Biosfera ziemska zmieniła skład chemiczny atmosfery. Ewolucja fotosyntezy tlenowej ok. 2,7 mld lat temu doprowadziła do wzrostu zawartości tlenu w atmosferze. Umożliwiło to rozwój organizmów aerobowych i uformowanie się powłoki ozonowej, która blokuje szkodliwe dla organizmów żywych promieniowanie ultrafioletowe, pole magnetyczne zaś nie dopuszcza do Ziemi cząsteczek wiatru słonecznego.

Inne funkcje atmosfery sprzyjające życiu na Ziemi to transport pary wodnej, dostawa różnorodnych gazów, spalanie mniejszych meteorów przed uderzeniem w powierzchnię i regulacja temperatury[150]. To ostatnie zjawisko znane jest jako efekt cieplarniany: atmosfera „zatrzymuje” część energii termicznej emitowanej z jej powierzchni w kosmos, przez co podnosi się temperatura. Głównymi gazami cieplarnianymi są para wodna, dwutlenek węgla, metan, podtlenek azotu i ozon troposferyczny. Bez efektu cieplarnianego, średnia temperatura kuli ziemskiej wynosiłaby -19 °C[151][152]. Ze względu na zróżnicowane pochłanianie i odbijanie promieniowania słonecznego przez zawarte w niej gazy (ultrafiolet pochłaniany jest w dużej mierze przez tlen, zwłaszcza w postaci ozonu, niektóre przedziały podczerwieni przez gazy cieplarniane) atmosfera ziemska jest przezroczysta jedynie dla światła o pewnych długościach fal. W związku z tym organizmy wykorzystują głównie pewien zakres promieniowania słonecznego, określany jako światło widzialne lub promieniowanie czynne fotosyntetycznie[153].

Klimat i pogoda[edytuj | edytuj kod]

 Osobne artykuły: KlimatPogoda.

Klimat i pogodę na Ziemi kształtują trzy podstawowe procesy klimatotwórcze: obieg ciepła, obieg wody i krążenie powietrza, a także czynniki geograficzne: układ lądów i oceanów, wysokość n.p.m. i odległość od morza (oceanu). Pogoda to ogół zjawisk atmosferycznych zachodzących w danej chwili i miejscu. Klimat to przebieg zjawisk pogodowych na danym obszarze w okresie wieloletnim (ok. 30 lat)[154].

Atmosfera ziemska nie ma określonej granicy – jej gęstość zmniejsza się wraz z wysokością, ostatecznie przechodząc w przestrzeń kosmiczną. Trzy czwarte masy atmosfery zawarte jest w początkowych 11 km, w warstwie nazywanej troposferą. Słońce nagrzewa powierzchnię Ziemi, a najniższe warstwy atmosfery nagrzewają się od powierzchni, co powoduje rozszerzanie powietrza. Cieplejsze powietrze jest lżejsze i unosi się do góry, w jego miejsce napływa chłodniejsze, o większej gęstości. Proces ten nazywany jest cyrkulacją powietrza i prowadzi do redystrybucji ciepła na planecie[155]. Główne prądy powietrzne to pasaty, wiejące w strefie do 30° szerokości geograficznej oraz wiatry zachodnie, wiejące od 30° do 60° szerokości[156]. Prądy morskie również w istotny sposób wpływają na klimat, w szczególności cyrkulacja termohalinowa, która prowadzi do wymiany energii cieplnej pomiędzy tropikami a strefami polarnymi[157].

Zdjęcie z orbity – Księżyc częściowo przysłonięty ziemską atmosferą

Następuje również cyrkulacja pary wodnej, pochodzącej z wyparowywania powierzchni Ziemi. Kiedy warunki atmosferyczne umożliwiają unoszenie się ciepłego i wilgotnego powietrza, następuje kondensacja (sublimacja lub skraplanie) pary. Wskutek tego, powstają chmury i woda spada na powierzchnię jako opad atmosferyczny[155]. Większość wody transportowana jest na niższe wysokości przez systemy rzeczne, przeważnie powracając do oceanów lub osiadając w jeziorach. Ten cykl hydrologiczny to kluczowy mechanizm zapewniający życie na lądzie oraz główny czynnik erozji powierzchni. Ilość opadów waha się w poszczególnych rejonach, od poniżej milimetra na rok do kilku metrów na rok. Jest to uwarunkowane cyrkulacją atmosferyczną, cechami topograficznymi i temperaturą[158].

Ziemię można podzielić na równoleżnikowe pasy, w których występuje względnie jednorodny klimat. Wyróżnia się następujące strefy klimatyczne, zaczynając od biegunów: klimat okołobiegunowy, umiarkowany, podzwrotnikowy, zwrotnikowy i równikowy[159]. Klimat można też klasyfikować ze względu na temperaturę i ilość opadów – regiony, w których występują prawie jednolite masy powietrza. Cztery podstawowe masy powietrza to: arktyczne (PA), polarne (PP), zwrotnikowe (PZ) i równikowe (PR).

Atmosfera górna[edytuj | edytuj kod]

Powyżej troposfery znajduje się stratosfera (10–50 km n.p.m.), mezosfera (50–80 km n.p.m.) i termosfera (80–500 km n.p.m.)[160]. Wykazują one różnice w pionowym gradiencie temperatury (zmianą temperatury wraz z wysokością). W stratosferze znajduje się powłoka ozonowa[161]. Powyżej tych warstw jest egzosfera, w której zanikają ostatnie ślady obecności powietrza. Umowna granica pomiędzy atmosferą ziemską i przestrzenią kosmiczną, przebiegająca na wysokości 100 km n.p.m., nazywa się Linią Kármána[162].

Energia termiczna powoduje, że niektóre cząsteczki znajdujące się w górnej atmosferze osiągają prędkość ucieczki i zdolne są do opuszczenia pola grawitacyjnego planety. Skutkuje to stałym, stopniowym ulatywaniem atmosfery w kosmos. Ponieważ wodór w stanie wolnym ma małą masę atomową, ulatuje on w szybszym tempie niż inne gazy[163]. Doprowadziło to do zmiany stanu planety, z początkowej redukcji do obecnego utlenienia. Częściowa utrata reduktorów takich jak wodór miała być przyczyną dużej akumulacji tlenu w atmosferze[164], zdolność tego pierwiastka do ucieczki w przestrzeń kosmiczną wpłynęła więc na rozwinięcie się życia na planecie[165]. Jednak w obecnej atmosferze, o dużej zawartości tlenu, większość atomów wodoru wchodzi w reakcję z tlenem i powstaje woda, która ulega kondensacji i nie dociera do górnych warstw atmosfery. Jego utrata następuje więc głównie poprzez rozbijanie cząsteczek metanu przez światło słoneczne w górnej atmosferze[166].

Hydrosfera[edytuj | edytuj kod]

 Osobny artykuł: hydrosfera.

Ze względu na unikalną w Układzie Słonecznym wodną powłokę – hydrosferę, Ziemia ma przydomek „Błękitnej planety”. Tworzą ją wody powierzchniowe (oceany, morza, rzeki, jeziora, bagna) i podziemne, jak również lodowce, pokrywy śnieżne oraz para wodna.

Zdjęcie „Blue Marble” – Ziemia widziana z pokładu Apollo 17

Najważniejszym składnikiem hydrosfery są oceany – zawierają one ok. 1,35×1018 ton wody (1/4400 masy Ziemi), co daje objętość 1,332×109 km³[167]. Średnia głębokość oceanów wynosi 3800 m, czyli ponad cztery razy więcej niż średnia wysokość kontynentów[168]. Woda morska ma istotny wpływ na klimat globalny, ponieważ oceany są zbiornikami ciepła[169]. Zmiany w temperaturze powierzchni oceanów mogą prowadzić do anomalii pogodowych, takich jak El Niño[170]. W skład wód oceanicznych wchodzą rozpuszczone gazy atmosferyczne, niezbędne do życia organizmom wodnym[171].

Za trzy najdłuższe rzeki świata generalnie uważa się Nil (6695 km), Amazonkę (6400 km) oraz Jangcy (6300 km[172])[A 9]. Największym jeziorem świata jest Morze Kaspijskie, o powierzchni 386 400 km²[173][A 10]. Najwyższym wodospadem na Ziemi jest Salto del Angel, który ma wysokość 979 m[174]. Najniżej położona podwodna lokacja to głębia Challengera w rowie Mariańskim na Pacyfiku, z głębokością 10 911,4 m[175].

Woda na Ziemi jest w 97,5% słona, a w 2,5% słodka. Większość wody słodkiej (68,7%) występuje obecnie w formie lodu[176]. Około 3,5% masy oceanów stanowi sól, która pochodzi głównie z aktywności wulkanicznej lub skał magmowych[177].

Orbita i rotacja[edytuj | edytuj kod]

Dzień gwiazdowy jest krótszy od dnia słonecznego. 1) Słońce i wybrana gwiazda są na wprost Ziemi. 2) planeta obróciła się o 360° i gwiazda jest ponownie na wprost Ziemi, Słońce jednak nie (1→2 = 1 doba gwiazdowa). 3) Słońce jest ponownie na wprost Ziemi (1→3 = 1 doba słoneczna)

Rotacja[edytuj | edytuj kod]

 Osobny artykuł: Ruch obrotowy Ziemi.

Okres obrotu Ziemi wokół własnej osi względem gwiazd odpowiada jednej dobie gwiazdowej, którą zdefiniowano jako 86164,098903691 sekund lub 23 godzin 56 minut i 4,098903691 sekund czasu uniwersalnego (UT1)[7]. Są to wartości uśrednione, gdyż okres ten potrafi się wahać o całe milisekundy z roku na rok.

Okres obrotu Ziemi wokół własnej osi względem Słońca odpowiada jednej dobie słonecznej lub 86400 sekundom czasu słonecznego. Obecnie, sekunda czasu słonecznego jest nieznacznie dłuższa niż sekunda SI, ponieważ siły pływowe powodują spowolnienie rotacji planety[A 11]. Od 1820 jeden dzień czasu słonecznego wydłużył się o 2 milisekundy w stosunku do czasu atomowego[178]. W celu utrzymania synchronizacji zegarów z obrotem Ziemi co pewien czas zegary przestawia się o 1 sekundę zwaną sekundą przestępną.

Wskutek oddziaływania grawitacyjnego Słońca i Księżyca, kierunek ziemskiej osi obrotu ulega powolnym zmianom w ruchu zwanym precesją. Precesja prowadzi do zatoczenia przez oś obrotu na tle nieba pełnego okręgu w roku platońskim, wynoszącym ok. 25 800 lat. Powoduje to różnice pomiędzy rokiem gwiazdowym a rokiem zwrotnikowym.

Ponieważ obrót Ziemi wokół własnej osi sprawia, że Słońce wykonuje ruch dzienny na sferze niebieskiej (ok. 24 godziny), świat podzielono na 24 strefy czasowe, każda po 15 stopni długości geograficznej (z lokalnymi różnicami, związanymi z podziałem politycznym). Strefy czasowe zapisywane są według ich różnicy względem czasu uniwersalnego koordynowanego (UTC) – np. UTC+1 dla Polski. Do 1972 międzynarodowy czas podawano względem leżącego na południku zerowym obserwatorium astronomicznym w Greenwich (czas uniwersalny lub GMT).

Orbita[edytuj | edytuj kod]

 Zobacz też: Orbita.

Ziemia wykonuje jeden obrót wokół Słońca na każde 365,256 dni czasu słonecznego, co odpowiada jednemu roku gwiazdowemu. Średnia odległość od Słońca wynosi 150 mln km. Z punktu widzenia ziemskiego obserwatora, Słońce wykonuje pozorny ruch na wschód względem gwiazd, z szybkością 1°/dzień. Prędkość orbitalna planety wynosi średnio 29,78 km/s[4].

Księżyc obraca się wraz z Ziemią wokół wspólnego środka ciężkości raz na 27,32 dni względem gwiazd (miesiąc gwiazdowy). Środek ciężkości układu Ziemia – Księżyc znajduje się w przybliżeniu w 3/4 promienia Ziemi od jej środka. Jako układ Ziemia-Księżyc obracający się wokół Słońca, okres miesiąca synodycznego pomiędzy kolejnymi nowiami Księżyca wynosi 29,53 dni. Oglądany z północnego bieguna niebieskiego, ruch Ziemi i Księżyca jest lewoskrętny. Płaszczyzna orbity nie jest równoległa do płaszczyzny równika: oś ziemska jest nachylona ok. 23,44° do prostej prostopadłej do płaszczyzny Ziemia-Słońce, a płaszczyzna Ziemia-Księżyc jest nachylona ok. 5° względem płaszczyzny Ziemia-Słońce. Bez tych nachyleń, raz na dwa tygodnie następowałoby zaćmienie Słońca lub Księżyca (na przemian)[4][179].

Nachylenie osi Ziemi do prostej prostopadłej do płaszczyzny orbity

Promień strefy Hilla Ziemi wynosi ok. 1,5 Gm (1 500 000 km)[180]. Jest to maksymalny dystans, na którym siła oddziaływania grawitacyjnego Ziemi na mniejsze obiekty jest większa niż Słońca i innych planet. Ciała niebieskie znajdujące się w tej strefie mogą orbitować wokół planety, będące poza nią zostaną od niej oddalone wskutek oddziaływania grawitacyjnego Słońca. W pobliżu planety lub na jej powierzchni dominuje przyciąganie Ziemi objawiające się przyspieszeniem spadających swobodnie na powierzchnię Ziemi ciał. Standardowa wartość przyspieszenia to 9,80665 m/s², jednak zmienia się ono wraz z szerokością geograficzną i wysokością nad poziomem morza[181].

Ziemia wraz z Układem Słonecznym położona jest 28 000 lat świetlnych od centrum Drogi Mlecznej, w Ramieniu Oriona. Znajduje się około 20 lat świetlnych od płaszczyzny równika Galaktyki[182].

Nachylenie osi[edytuj | edytuj kod]

Animacja przedstawiająca ruch obrotowy ziemi z uwzględnieniem kąta nachylenia do płaszczyzny orbity
Zakres precesji osi Ziemi (obecnie ok. 23,44°)

Ze względu na ruch obrotowy i nachylenie osi ziemskiej względem płaszczyzny ekliptyki, ilość promieniowania słonecznego docierającego w dane miejsce na powierzchni planety jest zmienna. Prowadzi to do wahań klimatu w przeciągu całego roku, w szczególności do występowania pór roku. Kiedy biegun północny zwrócony jest w stronę Słońca, na półkuli północnej trwa wiosna lub lato a na południowej jesień lub zima, a kiedy jest od niego odwrócony, występuje odwrotne zjawisko. W czasie wiosny i lata dni są dłuższe, a Słońce położone jest wyżej na niebie; w jesieni i zimie, klimat się ochładza, a dni są krótsze. W kręgach polarnych, Słońce okresowo znajduje się stale pod horyzontem – od 20 godzin nad kołami podbiegunowymi do 179 dni nad biegunami[183]. Jeżeli stan taki utrzymuje się przez co najmniej 24 godziny, zjawisko określane jest jako noc polarna[184]. Przeciwnym zjawiskiem jest okres, podczas którego tarcza słoneczna pozostaje stale nad horyzontem – od 20 godzin do 186 dni[185]. Jeżeli utrzymuje się to przez co najmniej 24 godziny, występuje dzień polarny[184].

Podstawą wyznaczania dat zmian astronomicznych pór roku jest zjawisko przesilenia (momentu maksymalnego nachylenia się lub odchylenia się osi ziemskiej od Słońca) oraz równonocy (czasu, w którym oś Ziemi leży w płaszczyźnie prostopadłej do kierunku Ziemia – Słońce). Przesilenie letnie następuje ok. 21 czerwca, przesilenie zimowe – 21 grudnia, równonoc wiosenna następuje ok. 20 marca, a równonoc jesienna – 23 września[186].

W czasach nowożytnych, Ziemia osiąga peryhelium (punkt największego zbliżenia się do Słońca) 3 stycznia, a aphelium (punkt największego oddalenia się od Słońca) około 4 lipca. Daty te ulegają jednak zmianom wskutek precesji i innych cyklicznych zmian orbity ziemskiej, zwanych cyklami Milankovicia. Przy peryhelium, wartość docierającej na planetę energii słonecznej wzrasta o 6,9% w odniesieniu do aphelium. Ponieważ półkula południowa zwrócona jest w stronę Słońca w okresie kiedy dystans Ziemi od gwiazdy jest bliski wartości minimalnej, otrzymuje ona ogólnie w przeciągu całego roku więcej energii. Jednak wody oceaniczne półkuli południowej absorbują większość uzyskanej energii słonecznej, co wpływa na jej klimat. Większe znaczenie na ilość promieniowania docierającego na daną powierzchnię ma nachylenie osi[187][188]. Kąt nachylenia osi obrotu jest relatywnie stabilny. Oś podlega jednak drganiu zwanym nutacją, której największa składowa ma okres 18,6 roku (zob. też nachylenie osi Ziemi, precesja osi Ziemi).

Księżyc[edytuj | edytuj kod]

 Osobny artykuł: Księżyc.

Księżyc to jedyny stały naturalny satelita ziemski. Jego średnica wynosi 3474,8 km (ok. 1/4 średnicy Ziemi), co czyni go największym księżycem w Układzie Słonecznym w stosunku do orbitowanej planety. Masa satelity wynosi 7,349×1022 kg, a okres orbitalny trwa 27 dni 7 godzin 43,7 minut.

Oddziaływanie grawitacyjne pomiędzy Ziemią a Księżycem wywołuje pływy morskie na planecie. To samo oddziaływanie spowodowało spowolnienie rotacji Księżyca, wskutek czego satelita jest obecnie w obrocie synchronicznym: okres obrotu Księżyca wokół własnej osi równy jest okresowi obiegu wokół Ziemi. Wskutek tego, zwrócony jest on do planety stale tą samą stroną. Ze względu na rotację, oświetlenie przez Słońce widocznej z Ziemi części Księżyca jest zmienne, co objawia się w cyklicznej zmianie faz Księżyca.

Działanie sił pływowych powoduje, że Księżyc oddala się od Ziemi z szybkością 38 mm na rok. Wynikłe z tego wydłużanie się dnia ziemskiego o 23 μs na rok kumuluje się znacząco w skali setek milionów lat[189]. Przykładowo, w okresie dewonu (ok. 410 mln lat temu) jeden rok miał 400 ówczesnych dni, a średnia długość dnia słonecznego wynosiła 21,8 godzin[190][191].

Według niektórych artykułów naukowych, Księżyc miał duży wpływ na rozwój życia na Ziemi poprzez łagodzenie klimatu planety. Dowody paleontologiczne i symulacje komputerowe wykazują, że oddziaływanie pływowe z satelitą stabilizuje nachylenie ziemskiej osi obrotu[192]. Bez tej stabilizacji przeciwko momentom siły aplikowanym przez Słońce i inne planety, oś Ziemi mogłaby podlegać chaotycznym zmianom w skali setek milionów lat, co ma miejsce w przypadku Marsa[193]. Zrównanie się osi obrotu z płaszczyzną ekliptyki doprowadziłoby do występowania skrajnych pór roku – jeden biegun znajdowałby się na wprost Słońca w okresie letnim, a drugi w okresie zimowym. W rezultacie wyginęłyby większe zwierzęta i część roślinności[194].

Średnica Słońca jest ok. 400-krotnie większa niż średnica satelity, zaś odległość Ziemi od Słońca jest 400-krotnie większa w porównaniu do Księżyca. Wskutek tego, rozmiar kątowy (pozorny rozmiar) obu ciał jest niemal jednakowy, a na Ziemi dochodzi do całkowitego lub obrączkowego zaćmienia Słońca[195].

Ziemia, Księżyc i dzieląca je odległość w jednakowej skali

Ponadto, z Ziemią oddziałuje co najmniej pięć obiektów koorbitalnych: 2014 OL339[196], (3753) Cruithne, 2002 AA29, 2003 YN107 i (164207) 2004 GU9[197].

Planetoidy trojańskie[edytuj | edytuj kod]

Księżyc nie jest jedynym obiektem, który stale towarzyszy Ziemi podczas jej obrotu wokół Słońca. Aktualnie synchronicznie z naszą planetą Słońce obiega także zaobserwowana w 2010 roku asteroida 2010 TK7, ma ona średnicę około 300 metrów i jest zaliczana do grupy planetoid trojańskich. Takie obiekty znano wcześniej dla Jowisza, Marsa i Neptuna, jednak 2010 TK7 jest pierwszą asteroidą w ten sposób związaną z Ziemią.

Historia badań i kultura[edytuj | edytuj kod]

Babilońska mapa świata – najstarsza znana mapa świata z VI wieku p.n.e.

Ziemia to jedyna planeta, której polska nazwa nie wywodzi się z greckiej ani rzymskiej mitologii. Symbolem astronomicznym Ziemi jest równoramienny krzyż wpisany w okrąg, znany jako krzyż słoneczny, krzyż Odyna lub krzyż celtycki. Początkowym symbolem astronomicznym planety było jabłko królewskie[198].

Z Ziemią wiązały się szeroko rozpowszechnione kulty bóstw tellurycznych i chtonicznych, wśród których przeważały bóstwa żeńskie. W wielu kulturach, bogini matka (lub Matka Ziemia) przedstawiana jest jako bogini płodności, pomyślności i dostatku. Aztekowie nazywali planetę Tonan lub Tonantzin – „nasza matka”, InkowiePachamama („Matka Ziemia”). Chińska bogini Ziemi Houtu[199] jest podobna do Gai, Ziemi-Matki w mitologii greckiej. Hindusi nazywali ją Bhuma Devi – „bogini Ziemi”, a Słowianie – Mokosz. W mitologii skandynawskiej, bogini Ziemi Jörd była matką Thora. W mitologii starożytnego Egiptu Ziemię utożsamia męskie bóstwo Geb.

Tractatus de sphaera Sacrobosco, wydana w 1230

Wiele mitologii i wierzeń religijnych zawiera opowieści dotyczące powstania Ziemi wskutek interwencji boga lub bóstw. Różnorodne grupy religijne, do których przynależą m.in. fundamentalne odłamy protestantyzmu[200] i islamu[201] zakładają, że opis stworzenia świata zawarty w ich świętych księgach jest prawdą dosłowną i powinien być traktowany na równi lub zastąpić obecny pogląd naukowy nt. uformowania się Ziemi i rozwoju życia na planecie[202]. Środowiska naukowe[203][204], a także inne (niż wyżej wymienione) grupy religijne sprzeciwiają się tym twierdzeniom[205][206][207]. Jednym z aspektów kontrowersji jest sprzeciw wobec teorii ewolucji przez zwolenników kreacjonizmu i inteligentnego projektu.

W starożytności rozpowszechniony był pogląd, że Ziemia jest płaska. Ludy Mezopotamii przedstawiały świat jako płaski dysk otoczony przez ocean, a Egipcjanie jako kwadrat[208]. Według Chińczyków ziemia miała kształt kwadratu, z nasadzonym na nim za pomocą filarów okrągłym niebem[209]. Najstarsze znane mapy świata pochodzą z BabiloniiImago Mundi, wykonana w VI-V wieku p.n.e.[210] oraz Grecji, którą wykonał Anaksymander[211]. Koncepcja kulistej Ziemi pojawiła się co najmniej w VI wieku p.n.e. – znana była pitagorejczykom, spośród których niektórzy utrzymywali ponadto, że Ziemia nie jest centrum wszechświata[212]. Po III wieku p.n.e. fakt, że planeta jest okrągła akceptowali wszyscy wykształceni obywatele Grecji i Rzymu[213]. Około 240 roku p.n.e. Eratostenes oszacował obwód planety (z 5-10% błędem pomiarowym) i nachylenie osi względem płaszczyzny ekliptyki[214].

W średniowieczu, z nielicznymi wyjątkami, nie było w Europie wykształconych ludzi, którzy uważaliby że Ziemia jest płaska, a wydana w XIII w. praca Sacrobosco O Sferach stała się podstawowym podręcznikiem akademickim przez następne cztery stulecia. Mimo to, współcześnie popularna jest idea o rozpowszechnionej wierze w „płaską Ziemię” w dawniejszych epokach[213][215].

Postęp techniczny w nawigacji i budownictwie okrętowym doprowadził do epoki wielkich odkryć geograficznych na przełomie XV i XVI wieku. W 1488 Bartolomeu Dias opłynął Przylądek Dobrej Nadziei, w 1492 dotarcie do wybrzeży Ameryki przez Kolumba zapoczątkowało jej europejską kolonizację, a w 1498 Vasco da Gama odkrył drogę morską do Indii. W latach 1519-1521 Ferdynand Magellan jako pierwszy Europejczyk odbył podróż dookoła świata. Wydana w 1543 O obrotach sfer niebieskich Mikołaja Kopernika zawiera teorię heliocentrycznej budowy świata i stwierdza, że Ziemia krąży wokół Słońca. Zastąpiła ona ptolemeuszowy geocentryzm, który głosił, że Ziemia jest centrum wszechświata. W 1570 Abraham Ortelius jako pierwszy wydał usystematyzowany zbiór map świata – Theatrum Orbis Terrarum[216]. W latach 1585-1595 kolekcję map opublikował również Gerard Merkator i nazwał zbiór atlasem, nawiązując do mitologicznego Atlasa.

„Wschód Ziemi” z pokładu Apollo 8

Pierwsze zdjęcie Ziemi z przestrzeni kosmicznej (z wysokości 105 km) wykonała 24 października 1946 kamera umieszczona na rakiecie V-2 wystrzelonej przez Stany Zjednoczone z poligonu White Sands Missile Range[217]. Pierwsze zdjęcia Ziemi z orbity okołoziemskiej wykonał satelita Explorer 6 w 1959[218]. Jurij Gagarin w 1961 został pierwszym człowiekiem, który obserwował planetę z przestrzeni kosmicznej. Załoga Apollo 8 w 1968 jako pierwsza obserwowała wschód Ziemi z orbity księżycowej i wykonała wówczas słynne zdjęcie „Earthrise”. W 1972 załoga Apollo 17 wykonała z orbity okołoziemskiej słynne zdjęcie „Blue Marble”. Fotografia przedstawia kulę, w której znajduje się pokryty chmurami błękitny ocean, przedzielony zielono-brązowymi kontynentami. Jest to jedno z najbardziej rozpowszechnionych zdjęć w historii i jedna z niewielu fotografii całkowicie oświetlonej planety[219][220]. Z kolei zdjęcie Ziemi przez opuszczającego Układ Słoneczny Voyagera 1 z 1990 zainspirowało Carla Sagana do nazwania fotografii „Pale Blue Dot” (bladoniebieska kropka)[221].

W ciągu ostatnich dwu stuleci wyłoniły się nurty zwracające uwagę na negatywny wpływ człowieka na planetę. Proponowane przeciwdziałanie to ochrona środowiska, między innymi poprzez kontrolę zasobów naturalnych (np. wody i lasów), przeciwdziałanie zanieczyszczeniom i racjonalne użytkowanie gruntów[222]. Ekolodzy, m.in. organizacje o globalnym zasięgu – Greenpeace i World Wildlife Fund, apelują o zmiany w polityce społecznej i racjonalną eksploatację surowców, w szczególności zasobów nieodnawialnych, takich jak ropa naftowa. Apelom tym przeciwstawiają się niektóre firmy i organizacje, zwracające uwagę na koszt ekonomiczny ochrony środowiska[223][224]. Od lat 60. XX wieku niektórzy przedstawiają planetę jako „Statek kosmiczny Ziemia” (ang. Spaceship Earth), z systemem podtrzymywania życia, który wymaga stałej konserwacji[225]. Istnieje również hipoteza Gai, sugerująca, że ziemska biosfera i czynniki fizyczne stanowią jeden spójny organizm[226]. Od lat 70., 22 kwietnia obchodzony jest Światowy Dzień Ziemi.

Uwagi[edytuj | edytuj kod]

  1. Według NASA: Podane tu wartości nie są „oficjalnymi” wartościami, nie ma jednolitego, uzgodnionego zbioru wartości. Są one przedmiotem bieżących badań i mogą zmienić się w każdej chwili. Poczyniono wszelkie starania aby zaprezentować najbardziej zaktualizowane dane, przy korzystaniu z nich należy jednak zachowywać ostrożność. Patrz: NASA: Notes on the Fact Sheets. [dostęp 2009-01-13].
  2. Obliczony jako obwód okręgu o długości równej promieniowi równikowemu Ziemi. Na stronie NASA błędnie podano średni obwód Ziemi.
  3. Najważniejsze składniki, objętościowo, w suchym powietrzu.
  4. Powierzchnie innych planet w Układzie Słonecznym są zbyt zimne lub zbyt ciepłe, aby występowała na nich woda w stanie ciekłym. Potwierdzono jednak istnienie wody ciekłej na Marsie w przeszłości; może ona istnieć również obecnie. Patrz: Msnbc: Rover reveals Mars was once wet enough for life. NASA, 2007-03-02. [dostęp 2007-08-28].; Staff: Simulations Show Liquid Water Could Exist on Mars. University of Arkansas, 2005-11-07. [dostęp 2009-03-21]. (Internet Archive)
  5. Parę wodną wykryto w atmosferze tylko jednej planety pozasłonecznej; jest to gazowy olbrzym. Patrz: G. Tinetti, i inni. Water vapour in the atmosphere of a transiting extrasolar planet. „Nature”, s. 169–171, lipiec 2007. DOI: 10.1038/nature06002. 
  6. W roku liczba dni czasu słonecznego jest o 1 mniejsza niż liczba dni czasu gwiazdowego ponieważ ruch orbitalny Ziemi wokół Słońca wymaga 1 dodatkowego obrotu planety wokół własnej osi
  7. Żelazo występuje w naturze jako jony Fe2+ (FeO jako tlenek żelaza(II)) oraz Fe3+ (Fe2O3 jako tlenek żelaza(III)). Obecnie, rzadko używana jest metoda analizy chemicznej skał („na mokro”), w której zawartość FeO i Fe2O3 podawana jest osobno. Zazwyczaj skały analizuje się więc z użyciem spektrometrii rentgenofluorescensyjnej (XRF), w której całkowita zawartość żelaza wyrażona jest jako Fe2O3. Ponieważ większość żelaza w magmach występuje jednak jako jony Fe2+, całkowita zawartość żelaza w skałach magmowych często podawana jest jako FeO i oznaczana jako FeOT, mimo iż oryginalne pomiary wyrażone były jako Fe2O3. Inna metoda – mikroanaliza rentgenowska (EPMA), również wyraża całkowitą zawartość żelaza jako FeO. Możliwe jest przeliczenie, używając równania FeO=0,9×Fe2O3. Patrz: Stephen Blakes, Tom Argles: Growth and Destruction – continental Evolution at Subduction Zones: Block 3. 2003. ISBN 0749256664.
  8. 8,0 8,1 W języku polskim, terminem „ekosfera” nazywa się czasami cztery główne sfery Ziemi. Patrz: ekosfera.pl: Definicja terminu : ekosfera. [dostęp 2008-12-27].
  9. Długość rzek różni się jednak w zależności od źródła danych. Przykładowo, niektóre źródła uważają Amazonkę za najdłuższą rzekę świata. Więcej w osobnych artykułach.
  10. Ponieważ jest to jezioro bezodpływowe, jego powierzchnia i głębokość ulegają zmianom, dlatego podawane wartości różnią się w zależności od źródła. Według ONZ oraz Europejskiej Agencji Kosmicznej, Morze Kaspijskie ma powierzchnię 371 000 km² ([1] [2])
  11. Milan Burša, Z. Šimon: On the non-tidal secular acceleration of the Earth's rotation. SpringerLink 2005. [dostęp 15.11.2008].  Cytat: Opóźnienie kątowe rotacji Ziemi jest mniejsze o ok. 1,6•10-221/s² z czego wynika, że inne czynniki też mają wpływ na prędkość kątową Ziemi.

Przypisy

  1. 1,00 1,01 1,02 1,03 1,04 1,05 1,06 1,07 1,08 1,09 1,10 1,11 1,12 1,13 1,14 NASA: Earth: Facts & Figures. [dostęp 2012-12-17].
  2. 2,0 2,1 2,2 2,3 E. Myles Standish, Williams, James C.: Orbital Ephemerides of the Sun, Moon, and Planets (ang.). [dostęp 2010-04-03]. Tabela 8.10.2. Wyliczenia bazują na wartości 1 au = 149 597 870 691 m.
  3. 3,0 3,1 3,2 McCarthy, Dennis D.; Petit, Gérard (IERS Working Groups): General Definitions and Numerical Standards (ang.). W: IERS Technical Note No. 32 [on-line]. 2003. [dostęp 2012-12-17].
  4. 4,0 4,1 4,2 4,3 4,4 4,5 4,6 4,7 David R. Williams: Earth Fact Sheet. NASA, 2004-09-01. [dostęp 2007-03-17].
  5. Michael Pidwirny. Surface area of our planet covered by oceans and continents.(Table 8o-1). „Fundamentals of Physical Geography”, 2006-02-02. University of British Columbia, Okanagan. [dostęp 2007-11-26]. 
  6. Staff: World. W: The World Factbook [on-line]. Central Intelligence Agency, 2008-07-24. [dostęp 2008-08-05].
  7. 7,0 7,1 Staff: Useful Constants. International Earth Rotation and Reference Systems Service (IERS), 2010-03-29. [dostęp 2012-12-17].
  8. 8,0 8,1 May RM. How Many Species Are There on Earth?. „Science (New York, N.Y.)”. 4872 (241), s. 1441-1449, wrzesień 1988. DOI: 10.1126/science.241.4872.1441. PMID: 17790039. 
  9. The Limits of Organic Life in Planetary Systems. Washington, D.C.: National Academies Press, 2007, s. 5. ISBN 978-0-309-10484-5.
  10. 10,0 10,1 G.B. Dalrymple: The Age of the Earth. Kalifornia: Stanford University Press, 1991. ISBN 0-8047-1569-6.
  11. "Age of the Earth" (ang.). U.S. Geological Survey. [dostęp 2015-06-27].
  12. Dalrymple, G. Brent (2001). "The age of the Earth in the twentieth century: a problem (mostly) solved".Special Publications, Geological Society of London 190(1): s. 205–221.
  13. Manhesa, Gérard; Allègre, Claude J.; Dupréa, Bernard & Hamelin, Bruno (1980). "Lead isotope study of basic-ultrabasic layered complexes: Speculations about the age of the earth and primitive mantle characteristics". Earth and Planetary Science Letters 47 (3): s.370–382.
  14. Roy M. Harrison, Ronald E. Hester: Causes and Environmental Implications of Increased UV-B Radiation. Royal Society of Chemistry, 2002. ISBN 0854042652.
  15. Sahney, S., Benton, M.J. and Ferry, P.A. (27 stycznia 2010). "Links between global taxonomic diversity, ecological diversity and the expansion of vertebrates on land" (PDF). Biology Letters 6 (4): 544–47
  16. Kunin, W.E.; Gaston, Kevin: The Biology of Rarity: Causes and consequences of rare—common differences.. ISBN 978-0412633805.
  17. Stearns, Beverly Peterson; Stearns, S. C.; Stearns, Stephen C.: Watching, from the Edge of Extinction.. Yale University Press, s. 1921. ISBN 978-0-300-08469-6.
  18. Michael J. Novacek: "Prehistory's Brilliant Future" (ang.). New York Times. [dostęp 2015-06-26].
  19. May, Robert M. (1988). "How many species are there on earth?". Science 241 (4872): s. 1441–1449.
  20. G. Miller; Scott Spoolman: "Biodiversity and Evolution". Cengage Learning, 2012, s. 62. ISBN 1-133-70787-4.
  21. Mora, C.; Tittensor, D.P.; Adl, S.; Simpson, A.G.; Worm, B.: "How many species are there on Earth and in the ocean?" (ang.). PLOS Biology. [dostęp 2015-06-27].
  22. Charles F. Yoder, T. J. Ahrens, ed. . Washington: . p. 8. ISBN .: Global Earth Physics: A Handbook of Physical Constants. Waszyngton: American Geophysical Union, 1995, s. 8. ISBN 0-87590-851-9.
  23. 23,0 23,1 A. Morbidelli, J. Chambers, J. I. Lunine, J. M. Petit i inni. Source regions and time scales for the delivery of water to Earth. „Meteoritics & Planetary Science”. 6 (35), s. 1309–1320, 2000. [dostęp 2007-03-06]. 
  24. "Current World Population". (ang.). worldometers. [dostęp 2015-06-27].
  25. 25,0 25,1 25,2 K. P. Schröder, Robert Connon Smith. Distant future of the Sun and Earth revisited. „Monthly Notices of the Royal Astronomical Society”, s. 155, 2008. DOI: 10.1111/j.1365-2966.2008.13022.x. 
  26. William L. Newman: Age of the Earth. Publications Services, USGS, 2007-07-09. [dostęp 2007-09-20].
  27. G. Brent Dalrymple. The age of the Earth in the twentieth century: a problem (mostly) solved. „Geological Society, London, Special Publications”, s. 205–221, 2001. DOI: 10.1144/GSL.SP.2001.190.01.14. [dostęp 2007-09-20]. 
  28. Chris Stassen: The Age of the Earth. The TalkOrigins Archive, 2005-09-10. [dostęp 2007-09-20].
  29. S. Bowring, T. Housh (1995). "The Earth's early evolution". Science 269 (5230): s. 1535–1540.
  30. Qingzhu Yin, S. B. Jacobsen, K. Yamashita, J. Blichert-Toft, P. Télouk, F. Albarède (2002). "A short timescale for terrestrial planet formation from Hf-W chronometry of meteorites". Nature 418 (6901): s. 949–952.
  31. R. M. Canup, E. Asphaug: An impact origin of the Earth-Moon system. American Geophysical Union, Fall Meeting 2001. [dostęp 2007-03-10].
  32. RM. Canup, E Asphaug. Origin of the Moon in a giant impact near the end of the Earth's formation.. „Nature”. 6848 (412), s. 708–12, sierpień 2001. DOI: 10.1038/35089010. PMID: 11507633. 
  33. JI Lunine. Physical conditions on the early Earth.. „Philosophical transactions of the Royal Society of London. Series B, Biological sciences”. 1474 (361), s. 1721–31, październik 2006. DOI: 10.1098/rstb.2006.1900. PMID: 17008213. 
  34. Thorsten Kleine, Herbert Palme, Klaus Mezger, Alex N. Halliday (2005-11-24). "Hf-W Chronometry of Lunar Metals and the Age and Early Differentiation of the Moon". Science 310 (5754): s. 1671–1674.
  35. Michael Reilly: "Controversial Moon Origin Theory Rewrites History" (ang.). Discovery News. [dostęp 2015-06-28].
  36. G. Turner. The outgassing history of the Earth’s atmosphere. „Journal of the Geological Society”. 1 (146), luty 1989. DOI: 10.1144/gsjgs.146.1.0147. 
  37. E. F. Guinan, I. Benjamin Montesinos Ribas, Alvaro Gimenez, Edward F. Guinan: Our Changing Sun: The Role of Solar Nuclear Evolution and Magnetic Activity on Earth's Atmosphere and Climate. ASP Conference Proceedings: The Evolving Sun and its Influence on Planetary Environments. San Francisco: Astronomical Society of the Pacific. ISBN 1-58381-109-5.
  38. Staff: "Oldest measurement of Earth's magnetic field reveals battle between Sun and Earth for our atmosphere" (ang.). Physorg.news. [dostęp 2015-06-28].
  39. Pre-biotic Earth. Cruising Chemistry. [dostęp 2008-11-08].
  40. W. U. Reimold, Roger F. Gibson: Processes on the early Earth. Boulder, Colo.: Geological Society of America, 2006, s. 7. ISBN 0-8137-2405-8.
  41. Donald Brownlee, Peter Ward: The Life and Death of Planet Earth : How the New Science of Astrobiology Charts the Ultimate Fate of Our World. Owl Books, 2002. ISBN 0-8050-7512-7.
  42. J.B. Murphy, R.D. Nance. How do supercontinents assemble?. „American Scientist”, s. 324–33, 1965. DOI: 10.1511/2004.4.324. [dostęp 2007-03-05]. 
  43. Staff. . .: "Paleoclimatology – The Study of Ancient Climates" (ang.). Page Paleontology Science Center. [dostęp 2015-06-28].
  44. Staff: Paleoclimatology – The Study of Ancient Climates. Page Paleontology Science Center. [dostęp 2007-03-02].
  45. Eric J. Chaisson: Chemical Evolution. W: Cosmic Evolution [on-line]. Tufts University, 2005. [dostęp 2006-03-27]. [zarchiwizowane z tego adresu (2011-03-19)].
  46. Doolittle. Uprooting the tree of life.. „Scientific American”. 2 (282), s. 90–5, luty 2000. PMID: 10710791. 
  47. Carl Zimmer (3 October 2013). ". .: "Earth’s Oxygen: A Mystery Easy to Take for Granted (ang.). New York Times. [dostęp 2015-06-28].
  48. L. V. Berkner, L. C. Marshall. On the Origin and Rise of Oxygen Concentration in the Earth's Atmosphere. „Journal of Atmospheric Sciences”. 3 (22), s. 225–261, 1965. [dostęp 2007-03-05]. 
  49. Kathleen Burton: "Astrobiologists Find Evidence of Early Life on Land" (ang.). NASA.
  50. Yoko Ohtomo, Takeshi Kakegawa, Akizumi Ishida, Toshiro Nagase, Minik T. Rosing: "Evidence for biogenic graphite in early Archaean Isua metasedimentary rocks" (ang.). Nature Geoscience. [dostęp 2015-06-29].
  51. Seth Borenstein: "Oldest fossil found: Meet your microbial mom" (ang.). Associated Press. [dostęp 2015-06-29].
  52. Nora Noffke, Daniel Christian, David Wacey, Robert M. Hazen,.: "Microbially Induced Sedimentary Structures Recording an Ancient Ecosystem in the ca. 3.48 Billion-Year-Old Dresser Formation, Pilbara, Western Australia" (ang.). Astrobiology 13 (12): s. 1103–1124.. [dostęp 2015-06-29].
  53. William J. Schopf, Cornelis Klein: The Proterozoic biosphere: a multidisciplinary study. Cambridge: Cambridge University Press, 1992, s. 51-52. ISBN 0-521-36615-1.
  54. Early History of the Earth. W: M. Pidwirny: Fundamentals of Physical Geography. 2006.
  55. D. M. Raup, J. J. Sepkoski. Mass Extinctions in the Marine Fossil Record. „Science”. 4539 (215), s. 1501–1503, 1982. DOI: 10.1126/science.215.4539.1501. [dostęp 2007-03-05]. 
  56. Stephen J. Gould. The Evolution of Life on Earth. „Scientific American”, październik 1994. [dostęp 2007-03-05]. 
  57. B. H. Wilkinson, B. J. McElroy. The impact of humans on continental erosion and sedimentation. „Bulletin of the Geological Society of America”. 1–2 (119), s. 140–156, 2007. DOI: 10.1130/B25899.1. [dostęp 2007-04-22]. 
  58. 58,0 58,1 58,2 58,3 Robert Britt: "Freeze, Fry or Dry: How Long Has the Earth Got?" (ang.). space.com. [dostęp 2015-06-30].
  59. 59,0 59,1 Damian Carrington: "Date set for desert Earth" (ang.). BBC News. [dostęp 2015-06-30].
  60. Li, King-Fai; Pahlevan, Kaveh; Kirschvink, Joseph L.; Yung, Yuk L. (2009). "Atmospheric pressure as a natural climate regulator for a terrestrial planet with a biosphere" (PDF). Proceedings of the National Academy of Sciences 106 (24): s. 9576–9579.
  61. 61,0 61,1 61,2 I. J. Sackmann, A. I. Boothroyd, K. E. Kraemer. Our Sun. III. Present and Future. „Astrophysical Journal”, s. 457–468, 1993. DOI: 10.1086/173407. [dostęp 2008-07-08]. 
  62. J.F. Kasting. Runaway and Moist Greenhouse Atmospheres and the Evolution of Earth and Venus. „Icarus”, s. 472–494, 1988. DOI: 10.1016/0019-1035(88)90116-9. [dostęp 2007-03-31]. 
  63. Ken Caldeira, James F. Kasting. The life span of the biosphere revisited. „Nature”, s. 721-723, 1992-12-31. 
  64. Damian Carrington: Date set for desert Earth. BBC News, 2000-02-21. [dostęp 2007-03-31].
  65. 65,0 65,1 Peter D. Ward, Donald Brownlee: The Life and Death of Planet Earth: How the New Science of Astrobiology Charts the Ultimate Fate of Our World.. Nowy Jork: Times Books, Henry Holt and Company, 2002. ISBN 0-8050-6781-7.
  66. Christine Bounama, S. Franck, W. Von Bloh,. The fate of the Earth's ocean. „Hydrology and Earth System Sciences”, s. 569-574, 2001. DOI: 10.5194/hess-5-569-2001. [dostęp 2015-06-30]. 
  67. Jason Palmer: Hope dims that Earth will survive Sun's death. W: NewScientist.com news service [on-line]. 2008-02-22. [dostęp 2008-03-24].
  68. I.-J. Sackmann, A. I. Boothroyd, K. E. Kraemer. "Our Sun. III. Present and Future". „Astrophysical Journal”, s. 457-468, 1993. DOI: 10.1086/173407. 
  69. H. Guillemot, V. Greffoz. Ce que sera la fin du monde. „Science et Vie”, marzec 2002 (fr.). 
  70. United States Census Bureau: World POP Clock Projection. W: United States Census Bureau International Database [on-line]. 2012-08-11. [dostęp 2012-01-20].
  71. tvn.24: Jest nas podobno na świecie już siedem miliardów. [dostęp 2011-10-31].
  72. World Population Prospects: The 2006 Revision. United Nations. [dostęp 2012-08-11].
  73. Staff: Human Population: Fundamentals of Growth: Growth. Population Reference Bureau, 2007. [dostęp 2007-03-31].
  74. Counting countries (ang.). W: The Economist [on-line]. The Economist Newspaper Limited, 2008-10-24. [dostęp 2009-11-14]. (Internet Archive)
  75. United Nations Member States (ang.). United Nations.
  76. Staff: International Law (ang.). United Nations. [dostęp 2007-03-27].
  77. David P. Stern: Planetary Magnetism. NASA, 2001-11-25. [dostęp 2007-04-01].
  78. Paul J. Tackley. Mantle Convection and Plate Tectonics: Toward an Integrated Physical and Chemical Theory. „Science”. 5473 (288), s. 2002–2007, 2000-06-16. DOI: 10.1126/science.288.5473.2002. PMID: 10856206. 
  79. D. G. Milbert, D. A. Smith: Converting GPS Height into NAVD88 Elevation with the GEOID96 Geoid Height Model. National Geodetic Survey, NOAA. [dostęp 2015-06-30].
  80. 80,0 80,1 D. T. Sandwell, W. H. F. Smith: Exploring the Ocean Basins with Satellite Altimeter Data. NOAA/NGDC, 2006-07-07. [dostęp 2008-11-11]. [zarchiwizowane z tego adresu (2014-07-15)].
  81. 81,0 81,1 Jacek Dzierżawski: Elipsoida odniesienia. W: Charakterystyka układów współrzędnych [on-line]. Uniwersytet Mikołaja Kopernika. [dostęp 2008-11-24].
  82. GRACE: Earth's Gravity Definition. The University of Texas at Austin. [dostęp 2008-11-16].
  83. Staff: WPA Tournament Table & Equipment Specifications. World Pool-Billiards Association, listopad 2001. [dostęp 2007-03-10].
  84. "The 'Highest' Spot on Earth" (ang.). Npr.org. [dostęp 2015-06-30].
  85. Joseph H. Senne (2000). "Did Edmund Hillary Climb the Wrong Mountain". Professional Surveyor 20 (5): s. 16–21.
  86. David Sharp (2005-03-05). "Chimborazo and the old kilogram". The Lancet 365 (9462): s. 831–832.
  87. "Tall Tales about Highest Peaks". (ang.). Australian Broadcasting Corporation. [dostęp 2015-06-30].
  88. 88,0 88,1 Roberta L. Rudnick, David M. Fountain. Nature and Composition of the Continental Crust: A Lower Crustal Perspective. „Reviews of Geophysics”. 3 (33), s. 267-309, 1995. 
  89. JW. Morgan, E. Anders. Chemical composition of Earth, Venus, and Mercury.. „Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America”. 12 (77), s. 6973–6977, grudzień 1980. PMID: 16592930. 
  90. R. Nave: Abundances of the Elements in the Earth's Crust. HyperPhysics. [dostęp 2008-11-26]. [zarchiwizowane z tego adresu (2012-12-21)].
  91. Hugh Chisholm: "Petrology". Encyklopedia Britannica (11. edycja). Cambridge University Press, 1911.
  92. D. Alfè, M. J. Gillan, L. Vocadlo, J. Brodholt i inni. The ab initio simulation of the Earth's core. „Philosophical Transaction of the Royal Society of London”. 1795 (360), s. 1227–1244, 2002. [dostęp 2007-02-28]. 
  93. Joe Anuta: Probing Question: What heats the earth's core?. physorg.com, 30 marca 2006. [dostęp 2008-12-13].
  94. Robert Sanders: Radioactive potassium may be major heat source in Earth's core. UC Berkeley News, 2003-12-10. [dostęp 2007-02-28].
  95. M. A. Richards, R. A. Duncan, V. E. Courtillot. Flood Basalts and Hot-Spot Tracks: Plume Heads and Tails. „Science”. 4926 (246), s. 103–107, 1989. DOI: 10.1126/science.246.4926.103. PMID: 17837768. [dostęp 2007-04-21]. 
  96. D. F. Hollenbach, J. M. Herndon. Thermodynamics from first principles: temperature and composition of the Earths core. „PNAS”. 20 (98), s. 11085–11090, 25 września 2001. DOI: 10.1073/pnas.201393998. PMID: 11562483. [dostęp 2007-03-01]. 
  97. Thorne Lay, Joe Hernlund i Bruce Buffett. Core–mantle boundary heat flow. „Nature Geoscience”, s. 25-32, 2008. 
  98. TH Jordan. Structural geology of the Earth's interior.. „Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America”. 9 (76), s. 4192–4200, wrzesień 1979. DOI: 10.1073/pnas.76.9.4192. PMID: 16592703. 
  99. 99,0 99,1 Structure and composition of the Earth. Australian Museum Online. [dostęp 2007-09-14].
  100. Lokalnie waha się od 5 do 200 km.
  101. Lokalnie waha się od 5 do 70 km.
  102. M Pidwirny: Structure of the Earth. W: Fundamentals of Physical Geography [on-line]. 2006. [dostęp 2008-12-15].
  103. Jacqueline E. Dixon, T.H. Dixon, i inni. Lateral variation in upper mantle viscosity: role of water. „Earth and Planetary Science Letters”, s. 451-467, 2004. DOI: 10.1016/j.epsl.2004.03.022. 
  104. Holgen Steffen: Determination of a consistent viscosity distribution in the Earth's mantle beneath northern and Central Europe. 2006. [dostęp 2008-11-24].
  105. Richard A. Kerr. Earth's Inner Core Is Running a Tad Faster Than the Rest of the Planet. „Science”. 5739 (309), s. 1313, 2005-09-26. DOI: 10.1126/science.309.5739.1313a. 
  106. S. Anzellini, A. Dewaele, M. Mezouar, P. Loubeyre, G. Morard. Melting of Iron at Earth’s Inner Core Boundary Based on Fast X-ray Diffraction. „Science”. 340 no. 6131, s. 464-466, 26.04.2013. DOI: 10.1126/science.1233514. 
  107. Robert Sanders: "Radioactive potassium may be major heat source in Earth's core" (ang.). UC Berkeley News. [dostęp 2015-06-30].
  108. "The Earth’s Centre is 1000 Degrees Hotter than Previously Thought" (ang.). The European Synchrotron (ESRF). [dostęp 2015-06-30].
  109. D. Alfè, M. J. Gillan, L. Vocadlo, J. Brodholt, G. D. Price (2002). "The ab initio simulation of the Earth's core" (PDF). Philosophical Transactions of the Royal Society 360 (1795): s. 1227–1244.
  110. N. Vlaar, P. Vankeken, A. Vandenberg (1994). "Cooling of the Earth in the Archaean: Consequences of pressure-release melting in a hotter mantle" (PDF). Earth and Planetary Science Letters 121 (1–2): s. 1.
  111. Henry N. Pollack, Suzanne J. Hurter, Jeffrey R. Johnson, (August 1993). "Heat flow from the Earth's interior: Analysis of the global data set". Reviews of Geophysics 31 (3): s. 267–280.
  112. Sclater, John G; Parsons, Barry; Jaupart, Claude (1981). "Oceans and Continents: Similarities and Differences in the Mechanisms of Heat Loss". Journal of Geophysical Research 86(B12): s. 11535.
  113. W. J. Kious, R. I. Tilling: Understanding plate motions. USGS, 1999-05-05. [dostęp 2007-03-02].
  114. Fred Duennebier: "Pacific Plate Motion" (ang.). University of Hawaii. [dostęp 2015-06-30].
  115. R. D. Mueller: "Age of the Ocean Floor Poster" (ang.). NOAA. [dostęp 2015-06-30].
  116. Bowring, Samuel A.; Williams, Ian S. (1999). "Priscoan (4.00–4.03 Ga) orthogneisses from northwestern Canada". Contributions to Mineralogy and Petrology 134 (1): s. 3.
  117. W. K. Brown, K. H. Wohletz: SFT and the Earth's Tectonic Plates (ang.). Los Alamos National Laboratory, 2005. [dostęp 2009-01-04].
  118. M. Meschede, U. Udo Barckhausen: Plate Tectonic Evolution of the Cocos-Nazca Spreading Center. W: Proceedings of the Ocean Drilling Program [on-line]. Texas A&M University, 2000-11-20. [dostęp 2007-04-02].
  119. Staff: GPS Time Series. NASA JPL. [dostęp 2007-04-02].
  120. C.R. Nave: Magnetic Field of the Earth (ang.). 2005. [dostęp 1 stycznia 2009].
  121. Richard Fitzpatrick: MHD dynamo theory. NASA WMAP, 2006-02-16. [dostęp 2007-02-27].
  122. Wallace Hall Campbell: Introduction to Geomagnetic Fields. New York: Cambridge University Press, 2003, s. 57. ISBN 0521822068.
  123. David P. Stern: Exploration of the Earth's Magnetosphere. NASA, 2005-07-08. [dostęp 2007-03-21].
  124. British National Space Centre: Earth's four spheres. [dostęp 2008-12-27].
  125. Center for Educational Technologies: Earth System Science. [dostęp 2008-12-27].
  126. Marek Degórski: Środowisko geograficzne. PAN IGiPZ. [dostęp 2008-12-29].
  127. Lucyna Wachecka-Kotkowska: Wstęp do geografii fizycznej. [dostęp 2006-12-15]. (Internet Archive)
  128. James F. Kasting, Daniel P. Whitmire. Habitable Zones around Main Sequence Stars. „ELSEVIER”. 1 (101), s. 108-128, 1993. 
  129. Michał Różyczka. Ekosfery Gwiazdowe. „Kosmos”. 4 (55), s. 381-388, 2006. 
  130. 130,0 130,1 130,2 Neil Campbell, Jane Reece: Biology. San Francisco: Pearson, Benjamin Cummings, 2005, s. 4-5,13-14, 1209. ISBN 0-8053-7146-X.
  131. Andrea Thompson: How many species exist on Earth?. [dostęp 2008-12-29].
  132. George C. McGavin: Zagrożona przyroda. Warszawa: Bellona, 2008. ISBN 83-1110-870-7.
  133. Richard Leakey: Szósta katastrofa. Warszawa: Prószyński i S-ka, 1999. ISBN 83-7180-812-7.
  134. IUCN Red List: Numbers of threatened species by major groups of organisms. [dostęp 2011-09-21].
  135. Royal Society: A guide to facts and fictions about climate change. Marzec 2005. [dostęp 21 września 2011].
  136. Staff: Evidence is now ‘unequivocal’ that humans are causing global warming – UN report. United Nations, 2007-02-02. [dostęp 2007-03-07].
  137. PhysicalGeography.net: Chapter 10. Introduction to the Litosphere. [dostęp 2008-12-03].
  138. Fred Duennebier: Pacific Plate Motion. University of Hawaii, 1999-08-12. [dostęp 2007-03-14].
  139. Mueller, R.D.; Roest, W.R.; Royer, J.-Y.; Gahagan, L.M.; Sclater, J.G.: Age of the Ocean Floor Poster. NOAA, 2007-03-07. [dostęp 2007-03-14].
  140. Staff: Layers of the Earth. Volcano World. [dostęp 2007-03-11].
  141. David Jessey: Weathering and Sedimentary Rocks. Cal Poly Pomona. [dostęp 2007-03-20].
  142. Staff: Minerals. Museum of Natural History, Oregon. [dostęp 2009-06-13]. (Internet Archive)
  143. Ronadh Cox: Carbonate sediments. Williams College, 2003. [dostęp 2009-04-05]. (Internet Archive)
  144. International Energy Annual 2005. [dostęp 2007-09-09].
  145. A. Foley Jonathan, Ruth DeFries, i inni. Global Consequences of Land Use. „Science”. 5734 (309), s. 570-574, 2005-07-22. 
  146. Global Footprint Network’s 2010 Edition. [dostęp 2011-09-21].
  147. Data Sources. Global Footprint Network, 2008-10-29. [dostęp 2008-12-12].
  148. David C. Catling, Kevin J. Zahnle. Ulotne atmosfery planet. „Świat Nauki”. 6 (214), s. 30, czerwiec 2009. Joanna Zimakowska. Prószyński Media. ISSN 0867-6380 (pol.). 
  149. B. Geerts, E. Linacre: The height of the tropopause. W: Resources in Atmospheric Sciences [on-line]. University of Wyoming, listopad 1997. [dostęp 2006-08-10].
  150. Staff: Earth's Atmosphere. NASA, 2003-10-08. [dostęp 2007-03-21].
  151. Zarys historyczny nauki o zmianach klimatu. W: IPCC WG1 AR4 Report [on-line]. IPCC, 2007. [dostęp 10 kwietnia 2008].
  152. Michael Pidwirny: Fundamentals of Physical Geography. PhysicalGeography.net, 2006. [dostęp 2007-03-19].
  153. Earth's Radiant Energy Balance and Oceanic Heat Fluxes. oceanworld.tamu.edu. [dostęp 2008-12-20].
  154. Climate averages. Met Office. [dostęp 2008-05-17].
  155. 155,0 155,1 Joseph M. Moran: Weather. W: World Book Online Reference Center [on-line]. NASA/World Book, Inc., 2005. [dostęp 2007-03-17].
  156. Wolfgang H. Berger: The Earth's Climate System. University of California, San Diego, 2002. [dostęp 2007-03-24].
  157. Stefan Rahmstorf: The Thermohaline Ocean Circulation. Potsdam Institute for Climate Impact Research, 2003. [dostęp 2007-04-21].
  158. Various: The Hydrologic Cycle. University of Illinois, 1997-07-21. [dostęp 2007-03-24].
  159. Staff: Climate Zones. UK Department for Environment, Food and Rural Affairs. [dostęp 2007-03-24].
  160. Staff: Stratosphere and Weather; Discovery of the Stratosphere. Science Week, 2004. [dostęp 2007-03-14].
  161. Science: Ozone Basics.. [dostęp 2007-01-29].
  162. S. Sanz Fernández de Córdoba: 100 km. Altitude Boundary for Astronautics. Fédération Aéronautique Internationale, 2004-06-21. [dostęp 2007-04-21].
  163. S. C. Liu, T. M. Donahue. The Aeronomy of Hydrogen in the Atmosphere of the Earth. „Journal of Atmospheric Sciences”. 4 (31), s. 1118–1136, 1974. [dostęp 2007-03-02]. 
  164. David C. Catling, Kevin J. Zahnle, Christopher P. McKay. Biogenic Methane, Hydrogen Escape, and the Irreversible Oxidation of Early Earth. „Science”. 5531 (293). s. 839-843. 
  165. Stephen T. Abedon: History of Earth. Ohio State University, 1997-03-31. [dostęp 2007-03-19].
  166. D. M. Hunten, T. M. Donahue. Hydrogen loss from the terrestrial planets. „Annual review of earth and planetary sciences”, s. 265–292, 1976. [dostęp 2008-11-07]. 
  167. The Volume of Earth's Ocean. „Oceanography”. 23, s. 112+114, 2010. 
  168. H. U. Sverdrup, Richard H Fleming: The oceans, their physics, chemistry, and general biology. Scripps Institution of Oceanography Archives, 1942-01-01.
  169. Michon Scott: Earth's Big heat Bucket. NASA Earth Observatory, 2006-04-24. [dostęp 2007-03-14].
  170. Sharron Sample: Sea Surface Temperature. NASA, 2005-06-21. [dostęp 2007-04-21].
  171. Ron M. Morris: Oceanic Processes. NASA Astrobiology Magazine. [dostęp 2009-04-15]. (Internet Archive)
  172. Encyclopaedia Britannica: Yangtze River. [dostęp 2009-03-21].
  173. Caspian Sea » General background. CaspianEnvironment.org. [dostęp 2011-09-21].
  174. World Waterfall Database: Angel, Salto. 2006-09-23. [dostęp 2009-03-21].
  175. 7,000 m Class Remotely Operated Vehicle KAIKO 7000. Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology (JAMSTEC). [dostęp 2008-06-07].
  176. Igor A. Shiklomanov, et. al.: Summary of the Monograph "World Water Resources at the Beginning of the 21st century" Prepared in the Framework of IHP UNESCO. State Hydrological Institute, St. Petersburg, 1999. [dostęp 2006-08-10].
  177. Leslie Mullen: Salt of the Early Earth. NASA Astrobiology Magazine, 2002-06-11. [dostęp 2014-08-04]. [zarchiwizowane z tego adresu (2014-08-04)].
  178. Leap seconds. Time Service Department, USNO. [dostęp 2008-11-07].
  179. David R. Williams: Moon Fact Sheet. NASA, 2004-09-01. [dostęp 2007-03-21].
  180. M. Vázquez, P. Montañés Rodríguez, E. Palle: The Earth as an Object of Astrophysical Interest in the Search for Extrasolar Planets. Instituto de Astrofísica de Canarias, 2006. [dostęp 2007-03-21].
  181. NIST: The International System of Units (SI). 2008. [dostęp 2011-09-21]. s. 52.
  182. Astrophysicist team: Earth's location in the Milky Way. NASA, 2005-12-01. [dostęp 2008-06-11].
  183. NSIDC: Glossary. [dostęp 2008-11-26].
  184. 184,0 184,1 Astronomical Institute/ Utrecht University: Astronomy Answers. [dostęp 2009-01-08]. [zarchiwizowane z tego adresu (2011-11-12)].
  185. NSIDC: Glossary. [dostęp 2008-11-26].
  186. Irv Bromberg: The Lengths of the Seasons (on Earth). University of Toronto, 2008-05-01. [dostęp 2008-11-08].
  187. US Department of Energy: Solar Radiation Basics. [dostęp 2008-11-27].
  188. Jack Williams: Earth's tilt creates seasons. USAToday, 2005-12-20. [dostęp 2007-03-17].
  189. F. Espenak, J. Meeus: Secular acceleration of the Moon. NASA, 2007-02-07. [dostęp 2007-04-20]. [zarchiwizowane z tego adresu (2012-12-05)].
  190. Hannu K. J. Poropudas: Using Coral as a Clock. Skeptic Tank, 1991-12-16. [dostęp 2007-04-26].
  191. Stephen Jones: Re: Tides Record 18-Hour Earth Days. [dostęp 2008-11-27].
  192. J. Laskar, P. Robutel, F. Joutel, M. Gastineau i inni. A long-term numerical solution for the insolation quantities of the Earth. „Astronomy and Astrophysics”, s. 261–285, 2004. DOI: 10.1051/0004-6361:20041335. [dostęp 2007-03-31]. 
  193. N. Murray, M. Holman. The role of chaotic resonances in the solar system. „Nature”. 6830 (410), s. 773–779, 2001. DOI: 10.1038/35071000. [dostęp 2008-08-05]. 
  194. D.M. Williams, J.F. Kasting. Habitable planets with high obliquities. „Lunar and Planetary Science”, s. 1437–1438, 1996. [dostęp 2007-03-31]. 
  195. David R. Williams: Planetary Fact Sheets. NASA, 2006-02-10. [dostęp 2008-09-28].
  196. Zdumiewające odkrycie. Ziemia ma drugi księżyc?
  197. David Whitehouse: Earth's little brother found. BBC News, 2002-10-21. [dostęp 2007-03-31].
  198. Group 29: Multi-axes symmetric, both soft and straight-lined, closed signs with crossing lines. W: Carl G. Liungman: Symbols -- Encyclopedia of Western Signs and Ideograms. New York: Ionfox AB, 2004, s. pp. 281–282. ISBN 91-972705-0-4.
  199. E. T. C. Werner: Myths & Legends of China. New York: George G. Harrap & Co. Ltd., 1922.
  200. S.I. Dutch. Religion as belief versus religion as fact. „Journal of Geoscience Education”. 2 (50), s. 137–144, 2002. [dostęp 2008-04-28]. 
  201. A World Designed by God: Science and Creationism in Contemporary Islam. Amherst: Prometheus, 2003. ISBN 1-59102-064-6.
  202. M.R. Ross. Who Believes What? Clearing up Confusion over Intelligent Design and Young-Earth Creationism. „Journal of Geoscience Education”. 3 (53), s. 319, 2005. [dostęp 2008-04-28]. 
  203. RT Pennock. Creationism and intelligent design. „Annu Rev Genomics Hum Genet”, s. 143–63, 2003. DOI: 10.1146/annurev.genom.4.070802.110400. PMID: 14527300. 
  204. Science, Evolution, and Creationism. National Academy Press, 2005. [dostęp 2008-11-23].
  205. A. Colburn, L. Henriques. Clergy views on evolution, creationism, science, and religion. „Journal of Research in Science Teaching”. 4 (43), s. 419–442, 2006. DOI: 10.1002/tea.20109. 
  206. Is God a Creationist? The Religious Case Against Creation-Science.. Scribner's, 1983. ISBN 0-68417-993-8.
  207. S.J. Gould. Nonoverlapping magisteria. „Natural History”. 2 (106), s. 16–22, 1997. [dostęp 2008-04-28]. 
  208. The Flat Earth
  209. Wolfram Eberhard: Symbole chińskie. Słownik. Kraków: Universitas, 2007, s. 304. ISBN 97883-242-0766-4.
  210. Jim Siebold: Slide #103. [dostęp 2008-11-25].
  211. J J O'Connor i E F Robertson: Anaximander of Miletus. Univ. of St Andrews, lipiec 2008. [dostęp 2008-11-25].
  212. Carl Huffman: Philolaus. Stanford Encyclopedia of Philosophy. [dostęp 2008-01-01].
  213. 213,0 213,1 Jeffrey B. Russell: The Myth of the Flat Earth. American Scientific Affiliation. [dostęp 2007-03-14].
  214. Jeffrey B. Russell: The Round Earth. NASA. [dostęp 24 stycznia 2008].
  215. Rudolf Simek, Angela Mary Hall: Heaven and earth in the Middle Ages: the physical world before Columbus. Woodbridge, Suffolk, UK: Boydell Press, 1996. ISBN 0-85115-608-8.
  216. Frans Koks: Ortelius Atlas. [dostęp 2008-12-12].
  217. Tony Reichhardt: [The First Photo From Space The First Photo From Space] (ang.). Air & Space/Smithsonian, listopad 2006. [dostęp 2013-09-06].
  218. Staff: Explorers: Searching the Universe Forty Years Later. NASA/Goddard, październik 1998. [dostęp 2007-03-05].
  219. Neil Fraser: The one, the only, photograph of Earth. marzec 2001. [dostęp 2008-11-25].
  220. NASA: Apollo 17 30th Anniversary. [dostęp 2008-11-25].
  221. Staff: Pale Blue Dot. SETI@home. [dostęp 2006-04-02].
  222. Anthony J. McMichael: Planetary Overload: Global Environmental Change and the Health of the Human Species. Cambridge University Press, 1993. ISBN 0521457599.
  223. Stephen M. Meyer: MIT Project on Environmental Politics & Policy. Massachusetts Institute of Technology, 2002-08-18. [dostęp 2006-08-10].
  224. Mari Margil: Companies' Support Goes against the Environment. Seattle Post-Intelligencer, 2007-02-13. [dostęp 2008-11-25].
  225. R. Buckminster Fuller: Operating Manual for Spaceship Earth. Wyd. First edition. Nowy Jork: E.P. Dutton & Co., 1963. ISBN 0-525-47433-1.
  226. James E. Lovelock: Gaia: A New Look at Life on Earth. Wyd. 1. Oxford: Oxford University Press, 1979. ISBN 0-19-286030-5.

Bibliografia[edytuj | edytuj kod]

Linki zewnętrzne[edytuj | edytuj kod]