Procesy egzogeniczne odgrywają bardzo ważną rolę w kształtowaniu powierzchni kuli ziemskiej. Są one nazywane również procesami zewnętrznymi, jako że wywoływane są przez czynniki nie mające swego źródła we wnętrzu Ziemi. Energia niezbędna do wystąpienia tych procesów pochodzi z promieniowania słonecznego.

Procesy egzogeniczne mogą objawiać się poprzez erozję, transport i akumulację, przy czym tematem niniejszej pracy będą tylko formy powstałe wskutek akumulacji.

Budująca działalność morza przejawia się przede wszystkim na wybrzeżach niskich, których najbardziej rozpoznawalnym elementem jest plaża, na której nieustannie zaznacza się oddziaływanie fal składających materiał wyniesiony z morza.

Do typu wybrzeży niskich zalicza się:

  1. Mierzejowe- na tych obszarach, gdzie w strefie przybrzeżnej występują prądy przenoszące materiał i formujące z niego mierzeje, kosy (wybrzeże Bałtyku)
  2. Lagunowe- poprzez odcinanie płytkich zatok morskich przez łachy piaszczyste (Wenecja)
  3. Namorzynowe- w klimacie gorącym, wilgotnym, gdzie wybrzeże porośnięte jest przez lasy mangowe (namorzynowe) zalewane w czasie przypływu; korzenie namorzyn spełniają funkcję ochronną wobec wybrzeża
  4. Koralowe- tuż przy brzegu powstaje bariera w postaci rafy koralowej, zabezpiecza wybrzeże przed niszczeniem (Australia). Budulcem raf są koralowce oraz inne organizmy bogate w wapień. Rafa koralowa może przybierać kształt podłużny tak jak ma to miejsce na wschodnim wybrzeżu Australii, bądź pierścieniowaty (rafy koralowe wokół wysp- atole)

Budująca działalność rzeki nie występuje na całej jej długości. Rzeka bowiem dzieli się na trzy główne odcinki, w których zachodzące procesy różnią się swoja intensywnością. Procesu akumulacyjne (czyli budujące) zaznaczają się tylko w odcinku środkowym i dolnym.

W pierwszym odcinku rzeki (tzw. górny bieg rzeki) zachodzi przede wszystkim erozja wgłębna, która powoduje bardzo silne żłobienie skał. W wyniku tego procesu powstają tzw. doliny V- kształtne, charakterystyczne dla obszarów górskich. Erozja ta może zachodzić tylko do pewnego poziomi- tzw. bazy erozyjnej. Mianem tym określa się maksymalną głębokość erozji. Należy wiedzieć jednak, że rzeka żłobiąc nigdy nie osiągnie tego najniższego poziomu, bo to oznaczałoby zerowy spadek rzeki. Tymczasem by woda mogła płynąć musi istnieć choć minimalny spadek. W wyniku wystąpienia ruchów tektonicznych, epejrogenicznych, albo na skutek zmiany poziomu wody w zbiorniku, do którego uchodzi rzeka dochodzić może do zmiany wysokości bazy (podstawy) erozyjnej, która to zmiana skutkuje powstawaniem teras rzecznych, których odmianę stanowią terasy akumulacyjne. Górny bieg rzeki charakteryzuje również bardzo duży spadek wody, której jest stosunkowo niewiele. W tym odcinku akumulacja praktycznie nie zachodzi.

W środkowym biegu rzeki wody jest więcej, ponieważ kolejne dopływy rzeczne wpadają do rzeki głównej. Spadek rzeki, tak duży w poprzednim odcinku tutaj ulega zmniejszeniu, zaś nad erozją wgłębną zaczyna dominować erozja boczna. Ten typ erozji przyczynia się do poszerzania koryta, prowadzi także do powstawania specyficznych dla tego odcinka form, jakimi są meandry. Zwane są one inaczej zakolami, które powstają w ten sposób, że z brzegu rzeki, na którym zachodzi erozja, materiał transportowany jest i składowany na brzegu drugim w postaci tzw. ławicy piaszczystej. Jako że bieg rzeki meandrującej jest niezwykle kręty, dochodzi niekiedy do jego wyprostowania poprzez rozerwanie podstawy meandru. Dochodzi wówczas do powstania nowego koryta o znacznie krótszym i prostszym biegu. Odcięte meandry wypełnione wodą stają się wówczas starorzeczami, czyli jeziorami zakolowymi, które z czasem zanikają.

Dolny bieg rzeki odznacza się niewielkim spadkiem, znaczną ilością transportowanych wód, a także występowaniem erozji bocznej. W odcinku tym na wielką skalę występuje akumulacja materiału transportowanego rzeką. Na granicy rzeki i zbiornika, do którego ona wpływa mogą powstać dwa rodzaje ujść: deltowate bądź lejkowate. O powstanie jednego z nich przesądza głębokość tego drugiego.

Gdy jego głębokość jest znaczna wówczas ujście ma charakter estuarium (ujście lejkowate). Jego powstawaniu sprzyjają także pływy morskie o dużej amplitudzie. Tego typu zakończenia rzek spotyka się w Europie Zachodniej oraz na wschodnim wybrzeżu Ameryki Północnej.

Delty jako zakończenia rzek powstają tam gdzie pływy morskie są łagodne, natomiast zbiornik wodny przejmujący wody rzeczne jest przy brzegu płytki i łagodny. W takich warunkach powstają specyficzne stożki napływowe, zbudowane z materiału transportowanego przez rzeki

Delty wyjątkowo dużych rozmiarów występują na wybrzeżach Ameryki Południowej (delta Amazonki- pow. 100 tys. km2), Azji (delta Gangesu i Brahmaputry- pow. 86 500 km2), Afryki (delta Nilu- pow. 22 tys. km2). Spośród europejskich rzek największą deltę tworzy Dunaj (pow. 3500 km2).

Matreiał niesiony przez wody rzeczne cały czas ulega segregacji; ten najcięższy osadzany jest blisko miejsca, z którego został pobrany, natomiast najdrobniejszy, lekki w postaci mułów, pyłów transportowany jest nieraz nawet do ujścia. Do akumulacji materiału rzecznego dochodzi nie tylko wówczas gdy spadek rzeki zmniejsza się. Specyficznymi warunkami składowania materiału są powodzie, w trakcie których woda wraz z zawieszonym w niej materiałem występuje ze swoich brzegów. Po opadnięciu wody namuły osadzają się na obszarach zalanych (równinach nadrzecznych, terasach zalewowych). Ten typ akumulacji nie jest związany z konkretnym odcinkiem rzeki.

Budująca działalność wiatru ma miejsce wówczas gdy jego siła słabnie lub gdy napotyka on na swojej drodze przeszkody. Dochodzi wtedy do składowania transportowanego materiału. Blisko miejsca wywiania akumulowany jest najgrubszy, najcięższy materiał. W miarę oddalania się od tego miejsca w powietrzu pozostają jedynie najdrobniejsze frakcje. Formy akumulacji eolicznej mogą przyjmować różne kształty i rozmiary. W krajobrazie najbardziej uwidaczniają się wydmy, typowe dla obszarów o skąpej szacie roślinnej bądź zupełnym jej braku. Dla tych form charakterystyczna jest zauważalna w przekroju poprzecznym asymetria. Stoki zwrócone do wiatru są bowiem łagodne i wydłużone, w przeciwieństwie do stoków zawietrznych. Materiał piaszczysty wleczony jest po tym łagodnym stoku w górę, po czym gwałtownie opada w dół po stronie przeciwnej. Ciągłe powtarzanie tego procesu sprawia, że wydmy przemieszczają się w kierunku, w którym wieje wiatr. Prędkość tego ruchu nie jest jednakowa dla poszczególnych obiektów. Waha się w przedziale od kilku metrów do kilku kilometrów na rok. Uzależniona jest ona między innymi od lokalnych warunków środowiskowych, jak choćby od wilgotności podłoża i obecności szaty roślinnej, które spowalniają ruch wydm.

Ze względu na różnorodne kształty jakie przybierają wyróżnia się następujące rodzaje wydm:

  • barchany- charakterystyczne dla obszarów pustynnych, suchych. Nie są w ogóle nie związane z podłożem. Przybierają kształt sierpa, którego ramiona zawsze posuwają się jako pierwsze, gdyż zbudowane są z mniejszej ilości piasku niż jego środkowa część. Są to formy typowe dla pustyń piaszczystych (Kalahari, Sahara)
  • wydmy paraboliczne- są mniej mobilne i większe aniżeli barchany. Występują w obszarach bardziej wilgotnych, nie pozbawionych roślinności, ale jednak suchych (np. otoczenie pustyń) . Szata roślinna wiąże ramiona wydm, przez co ich ruch jest znacznie utrudniony. Jako pierwszy przemieszcza się piasek w środku, mimo że jest go znacznie więcej. Kształt wydm parabolicznych przypomina sierp zwrócony przeciwnie do kierunku wiatru
  • wydmy gwiaździste- typowe są dla takich terenów, gdzie wiejący wiatr często zmienia kierunek. Skutkuje to bardzo nieregularnym ruchem wydm, które mogą spotykać się ze sobą bądź też rozdzielać. Ich kształt w związku z tym nie jest ściśle określony, za każdym razem wydmy te mogą przybierać inną postać

Oprócz tych trzech typów charakterystycznych dla obszarów suchych, istnieją także inne, które spotyka się nad brzegami morskimi bądź jeziornymi. Są to wydmy podłużne (równoległe do kierunku wiatru) i poprzeczne (prostopadłe do kierunku wiatru).

Ważną z punktu widzenia przyrodniczego formą akumulacji eolicznej są pokrywy lessowe. Powstają w procesie wywiewania materiału pyłowego z pustyń, który następnie transportowany jest na znaczne odległości. Z czasem osadzone pyły przekształcają się w pokrywy lessowe, które stanowią świetny materiał do powstania bardzo urodzajnych gleb. Obecnie tego typu pokrywy tworzą się m. in. w Chinach i Mongolii, na bazie pyłów wywiewanych z Pustyni Gobi. Na obszarze Polski także spotyka się formy akumulacji eolicznej: w okolicach Łeby są to wydmy, w obszarach polodowcowych- piaski sandrowe.

Budująca działalność lodowców i lądolodów przejawia się w postaci wielu form o bardzo zróżnicowanych kształtach i rozmiarach. By jednak przejść do ich charakterystyki najpierw należy przedstawić kilka istotnych informacji dotyczących samych mas lodowych oddziałujących na powierzchnię ziemi.

Współcześnie aż 97% masy lodu na całej kuli ziemskiej skupia się na Antarktydzie oraz Grenlandii. Pozostałe 3% tworzą powierzchnie lodowe na Islandii oraz lodowce górskie występujące w wielu miejscach Ziemi. Do powstania lodowców górskich dochodzi wówczas, gdy spełnione zostaną pewne warunki takie jak: odpowiednie ukształtowanie terenu umożliwiające gromadzenie się śniegu, ujemne temperatury powietrza, dostawy śniegu przewyższające jego ubytek wskutek tajania. W takich warunkach nagromadzony w zagłębieniach terenu śnieg zamienia się w firn, a ten w lód lodowcowy. Proces ten zachodzi powyżej granicy wiecznego śniegu.

Istnieje kilka typów lodowców górskich, wśród których wymienić należy:

  • lodowce norweskie (fieldowe)- w ich budowie zaznacza się czapa lodowa, z której rozchodzą się języki lodowe spływające we wszystkich kierunkach
  • lodowce górskie (alpejskie, dolinne)- zbudowane z pola firnowego, w którym zgromadzony jest lód oraz z jednego głównego jęzora lodowego
  • lodowce podgórskie (piedmontowe)- jęzory lodowcowe kilku lodowców dolinnych łączą się ze sobą na równinie przedgórskiej
  • lodowce pirenejskie (cyrkowe)- ich główną część stanowią masy lodu zgromadzone w dolinach cyrkowych, brakuje natomiast jęzorów lodowcowych spływających w dół po stoku

Dużo większe znaczenie w przemodelowaniu znacznych obszarów ziemi mają lądolody, które przyjmują ogromne rozmiary, a ich ruch odbywa się frontem we wszystkich kierunkach. Współcześnie występują one na Antarktydzie i Grenlandii, jednak w okresie plejstocenu znaczny obszar Europy, w tym także Polski objęty był zlodowaceniem, którego centrum znajdowało się na Półwyspie Skandynawskim.

Najważniejszymi formami akumulacji lądolodu są moreny, które różnią się między sobą sposobem powstawania:

  • morena czołowa- świadczą o postoju lądolodu na danym obszarze i jak sama nazwa wskazuje powstają w jego części przedniej. Powstają na skutek wytapiania się zawartego w warstwach lodu materiału (piasków, gliny, żwirów i głazów narzutowych). Moreny czołowe świadczą o maksymalnym zasięgu lodowca. Czasem są to bardzo duże formy terenu (np. Wieżyca)
  • morena denna- tworzy ją materiał, który zawarty był pod warstwami lodu, głównie jest nim glina zwałowa. Bywa, że w materiale moreny dennej tworzą się jeziora (np. Śniardwy, Mamry)
  • morena boczna- typowa dla lodowców górskich. Powstaje w dolinach, którymi spływały jęzory lodowcowe (wytapia się z bocznych części tych jęzorów)
  • morena środkowa- jest efektem połączenia moren bocznych. Również charakterystyczna wyłącznie dla obszarów górskich
  • morena powierzchniowa- efekt osadzania materiału zalegającego poziomo na powierzchni lodowca

Oprócz moren formami akumulacji lodowcowej są głazy narzutowe (tzw. eratyki). Do powstania tych form dochodzi wówczas gdy przemieszczający się lodowiec wydrze z podłoża odłam skalny, który przenosi w zupełnie inne miejsce (np. odłamy skalne na północy Polski przywleczone przez lądolód plejstoceński ze Skandynawii).

Wspomnieć należy również o formach fluwioglacjalnych, które uformowane zostały pod wpływem wód wypływających z topniejącego lodowca. Należą do nich m. in. sandry, czyli piaski i żwiry lodowcowe przenoszone przez wody pochodzące z topnienia tego lodowca. Innymi formami akumulacyjnymi są ozy oraz kemy, a także iły warwowe uformowane w wyniku utrudnionego odpływu wód lodowcowych.

Budująca działalność wód krasowych przejawia się przede wszystkim w postaci form naciekowych, które powstają poprzez wytrącanie się węglanu wapnia zawartego w wodzie krasowej. Woda ta odznacza się zdolnością rozpuszczania skał, którą zawdzięcza zawartości dwutlenku węgla i azotu. Ten pierwszy składnik przenika do wody z powietrza atmosferycznego, a także wzbogaca wodę podczas jej przesiąkania przez glebę, do której dostaje się wskutek procesów rozkładu materii organicznej. Dzięki obecności tych dwu związków proces krasowy jest przyspieszony o około 300 razy w stosunku do wody bez ich zawartości. Na stopień intensywności krasowienia wpływ ma również ilość oraz temperatura tejże wody.

Najodpowiedniejszymi warunkami do ich powstania form krasowych jest gorący, wilgotny klimat, chociaż w nieco chłodniejszym również one występują, z tym osiągają tam nieco mniejsze rozmiary. Ponadto występować muszą skały podatne na krasowienie, a zatem: wapienie, margle, dolomity, sole kamienne. Przy czym najintensywniej procesy krasowe zachodzą w skałach węglanowych. Intensywność procesów zwiększa się jeszcze jeśli formacje skalne będą dobrze uszczelnione, z licznymi porami, które pozwolą wodzie krasowej wniknięcie do ich wnętrza.

Popularnymi formami naciekowymi są:

- stalaktyty- zawieszone pod stropem jaskini. Prędkość jego narastania wynosi ok. 1 mm/rok

- stalagmity- o kształcie podobnym do powyższych, ale "wyrastające" z podłoża, które utworzyły się wskutek osadzania się węglanu wapnia zawartego w kroplach wody spadającej ze stalaktytów. Ich narastanie następuje znacznie wolniej niż w przypadku stalaktytów

- stalagnaty- utworzone wskutek swoistego "zrośnięcia" stalaktytów i stalagmitów

Różnorodność form naciekowych jest bardzo duża. Oprócz wymienionych powyżej w wielu jaskiniach spotkać można draperie, polewy, misy naciekowe, pizolity (perły jaskiniowe). Wszystkie te formy powstają w ten sposób, że węglan wapnia pochodzący ze skał w węglanowych rozpuszczony zostaje w wodzie, a następnie wytrąca się, gdy woda poddana zostanie zwiększonemu ciśnieniu, np. w szczelinie skalnej.