MORZA I OCEANY
Ruchy wody morskiej
Morza i oceany są niezwykle ważnym czynnikiem morfologicznym na ziemi. Morza są stabilizatorem na Ziemi.
Podstawowymi formami ruchów wody morskiej są:
falowanie
Fale morskie tworzą się przede wszystkim pod wpływem wiatru, mogą też powstać przez wstrząsy sejsmiczne. Charakter falowania jest odmienny w strefach ciągnących się mniej więcej równolegle do wybrzeża:
- strefa fal oscylacyjnych
- strefa grzywaczy (piętrzenia się fal)
- strefa fal translacyjnych
- strefa zmywu
Fale oscylacyjne – cząstki wody poruszają się ruchem kołowym i tylko w takim stopniu ulegają przemieszczeniu, w miarę posuwania się w głąb morza tory kołowe mają coraz mniejszą średnicę i zamierają na powierzchni – określamy je mianem podstawy falowania (zależy od energii wiatru i głębokości morza, maksymalnie może sięgać do 300m, przeciętnie jest to kilkadziesiąt metrów, na Bałtyku 30m)
Strefa grzywaczy – w miarę zmniejszania się głębokości morza cząstki wody poruszające się po okręgu są wyhamowywane w miejscu zetknięcia się z dnem, gdzie głębokość morza wynosi 0,5 wysokości fali tory kołowe ulegają załamaniu = strefa łamania fali
W strefie fal translacyjnych wyhamowywanie jest jeszcze silniejsze i fale „przesuwają” wodę do brzegu w przypowierzchniowej warstwie. Ta fala uderza o stopień przyboju i w poczuciu bezsilności wysyła ostatni zryw wstępujący na plażę. Zryw wstępujący w większości wsiąka w piasek lub rozbija się o skały lub wraca do morza.
Szczególne odmiany fal (rzadko występujące):
- fale tsunami – powstają w wyniku podmorskiego trzęsienia ziemi lub wybuchu wulkanu, mają długość rzędu setek kilometrów, niezbyt dużą wysokość, ale przy brzegu, głównie wskutek bardzo dużej prędkości, ulegają spiętrzeniu i wpadają na brzeg z ogromną siłą, wysokość fali może sięgać nawet kilkadziesiąt metrów.
- seiche – rodzaj martwej fali powstającej w zamkniętych zbiornikach wodnych
prądy przybrzeżne
Wody spiętrzone przy brzegu wskutek nabiegu fal odpływają z powrotem tworząc prądy przybrzeżne
-prądy litoralne
-prądy powrotne denne
-prądy powrotne powierzchniowe
Siła prostopadła do brzegu niszczy brzeg, natomiast siła równoległa do brzegu transportuje zniszczony materiał.
Prądy powrotne denne – cienka, przydenna struga wody odprowadzana w stronę otwartego morza. Jeśli prądy powrotne denne nie są w stanie odprowadzić całości wód wtłaczanych na plażę, pojawiają się stosunkowo wąskie kilkumetrowej szerokości „potoki” odprowadzające wodę całym przekrojem w stronę otwartego morza – są to prądy powrotne powierzchniowe.
prądy morskie
wywołane pływami prądy pływowe mają charakter oscylacyjny, regularnie zmieniając kierunek na przeciwny. Wywołuje to przyciąganie księżyca i słońca, a największe pływy są podczas nowiu i pełni.
wielkie prądy oceaniczne
Głównymi przyczynami ich istnienia są:
- stałe wiatry (pasaty)
- zróżnicowanie gęstości wody morskiej (cyrkulacja termohalinowa)
Prąd oceaniczny jest stosunkowo wolny, szeroki (od kilkuset do kilkunastu tysięcy kilometrów) i bardzo gruby (kilkaset metrów). Potężne rzeki przemieszczające się w oceanach przesuwają duże ilości bardzo drobnego materiału organicznego – planktonu. Jest to olbrzymi stabilizator klimatu na Ziemi.
Podział prądów oceanicznych:
- powierzchniowe – od równika do biegunów
- głębinowe (w tym denne) – od biegunów do równika
- wznoszące (upwelling) – wywołane przez stałe wiatry wiejące od lądu, wymuszają charakterystyczny ruch wody powierzchniowej od lądu na otwarte morze i przydennych w stronę skłonu kontynentalnego.
U podnóża skłonu – bogate życie organiczne, żyje tam dużo mikroorganizmów, które obumierając tworzą osady. Z części miękkich, które nie uległy rozłożeniu po pogrzebaniu, zasypaniu materiałem klastycznym, w procesie przekształceń geo i biochemicznych powstają złoża węglowodorów.
Transport materiału w morzu
Transport materiału okruchowego odbywa się dzięki (czynniki transportu morskiego):
falowanie i prądy morskie
w transporcie materiału okruchowego w stronę brzegu współdziałają ze sobą falowanie, prądy przybrzeżne i prądy pływowe. Prądy głębokomorskie transportują drobny materiał w zawiesinie (warstwy nefeloidalne)
podmorskie ruchy masowe
4 podstawowe mechanizmy grawitacyjnego transportu materiału w basenach oceanicznych (prądy grawitacyjne):
- prądy zawiesinowe
- prądy ziarnowe
- prądy upłynnionego osadu
- prądy gruzowe
Wszystkie te mechanizmy transportu związane były z siłami hydraulicznymi (mechanizm napędzany siłą wody). Przy transporcie grawitacyjnym ziarna przemieszczają się w dół pod wpływem ciężkości a woda może być wprawiana w ruch przez ziarna.
Podstawowym mechanizmem transportu materiału okruchowego pod wpływem grawitacji są prądy zawiesinowe.
Niszcząca działalność morska
Niszczenie brzegów morskich przejawia się w działalności:
- hydraulicznej – erozja morska
- mechanicznej – erozja morska
- chemicznej – korozja morska
- biologicznej – bioerozja
Erozja morska powoduje: rozbijanie, odrywanie, kruszenie i rozmywanie utworów, z których zbudowany jest brzeg morza
Mechanizm erozji:
- woda uderzającej fali pod ogromnym ciśnieniem wciska się w szczeliny i pęknięcia skał budujących brzeg, niszcząc ich zwięzłość
- wciskając się w szczeliny i pory spręża powietrze i rozsadza skały
- woda uderza w brzeg niesionymi fragmentami skał i niszczy go
- fale i prądy przybrzeżne przesuwają materiał okruchowy po dnie i plaży abradując powierzchnie
Intensywność erozji morskiej zależy od:
- konfiguracji wybrzeża
- głębokości dna w pobliżu brzegu
- charakteru falowania
- stromości brzegu
- budowy geologicznej brzegu
Erozja dna morskiego:
- usuwanie materiału okruchowego powyżej podstawy falowania
- usuwanie materiału okruchowego poprzez podmorskie ruchy masowe
- usuwanie materiału okruchowego przez prądy zawiesinowe
Klasyfikacja osadów morskich:
- terygeniczne – piasek, muł, żwir – z osadów skalnych lub mineralnych, pochodzą z lądu i zostały osadzone w morzu
- biogeniczne – rafy, wapienie, skały krzemionkowe - powstały z całych lub pokruszonych szczątków zwierzęcych lub roślinnych
- hydrogeniczne – sól – powstały w wyniku procesów fizykochemicznych, w efekcie których pewne minerały wytrącają się z roztworu
Środowiska sedymentacji morskiej
Ze względu na głębokość wyróżniamy strefy:
- litoralną
- nerytyczną
- batialną
- abisalną
- hadalną
Ze względu na wpływ lądu i powstające osady:
- strefa litoralna
- strefa sublitoralna
- strefa hemipelagiczna
- strefa pelagiczna
Strefa litoralna – strefa między linią średniego przepływu i średniego odpływu morza, obejmuje plażę i strefą przybrzeżną, powstają tu osady klastyczne albo okruchowe głównie pochodzące z lądu (piaski, żwiry, muły)
Plaża brzeg zbudowany z luźnego materiału, głównie piasku i żwiru; szczególnie częste są plaże piaszczyste.
Cechy diagnostyczne osadów plażowych:
+ laminacja płaska równoległa
+ często dobre wysortowanie
- wzbogacenie w minerały ciężkie
- rzadkie skamieniałości lub liczne, ale ze śladami abrazji
- jeśli są żwiry, to dobrze obtoczone i na ogół plaskie
Przybrzeże plaży: 2 rodzaje – bezrewowe i rewowe
Rewy – stosunkowo wąskie i długie ciała (bary) piaszczyste ułożone równolegle do brzegu
Cechą wielu wybrzeży są bariery piaszczyste. Są to długie i wąskie wyspy, półwyspy formowane przez falowanie i prądy litoralne
Geneza barier:
- z rew nadbudowanych piaskiem od strony morza i stopniowo wynurzających się
- wskutek przemieszczania piasku przez prądy litoralne
- wskutek podnoszenia się poziomu morza wydmy nadbrzeżne i plaże są nadbudowywane i tworzą bariery
Laguny:
- między barierami a właściwym brzegiem często występują laguny
- tam gdzie klimat jest ciepły, suchy, na lagunach dochodzi do sedymentacji ewaporatów i wapieni
- w innych warunkach dominuje sedymentacja klastyczna
Od strefy litoralnej zaliczane są też wybrzeża pływowe.
Riplemarki (zmarszczki piaszczyste) – formy piaszczyste powstające w środowisku wodnym lub pustynnym, związane są z przemieszczaniem się piasku
Ziarna piasku w środowisku wodnym lub eolicznym mogą być transportowane na 3 sposoby:
- w trakcji – toczenie i przesuwanie po dnie pub powierzchni pustyni
- w suspensji – transport w zawiesinie
- w saltacji – przeskoki ziaren
Równie pływowe.
Cechy diagnostyczne osadów pływowych:
- naprzemianległość osadów piaszczystych i mułowych
- warstwowanie smużyste, soczewkowe i faliste
- obecność fauny morskiej
- warstwowanie przekątne zorientowane w przeciwnych kierunkach
- bioturbacje w osadach mułowych
Estuaria:
- rozszerzające się ujścia rzek z istotnym oddziaływaniem pływów
- są to środowiska brakiczne
Środowisko sublitoralne
Środowisko bardzo heterolityczne, zmienne: silny wpływ lądów i rzek, różnego rodzaju prądy, pływy, obfite życie organiczne
Obejmuje: od linii średniego odpływu po krawędź szelfu
Pochodza z niej glony, ryby, owoce morza: krewetki, małże, kraby, homary
Ze względu rodzaj osadów w strefie sublitoralnej wyróżniamy 2 główne typy sedymentacji:
- sedymentacja silikoklastyczna – dominuje terygeniczny materiał ziarnisty (piaski, muły, żwiry). Charakterystyczny jest rozkład faji na szelfie (piaszczysta, piaszczysto-mułowa, mułowa). Substydencja – proces długotrwałego, powolnego obniżania się dna basenu morskiego
- sedymentacja węglanowa – zależy od: obfitości bentosu dostarczającego materiału węglanowego oraz braku dostawy materiału silikoklastycznego. Najsilniejsza produktywność węglanowa związana jest z obszarami subtropikalnymi i tropikalnymi. Sedymentacja węglanowa współcześnie ma miejsce na platformach szelfowych połączonych z lądem lub na platformach izolowanych (tam najczęściej rozwijają się rafy)
Rafy – budowla węglanowa podmorska, utworzona przez osiadłe organizmy kolonijne: korale, glony, stułbiopławy
Środowisko hemipelagiczne
Obejmuje osady nagromadzone na kłonie kontynentalnym i w głębokich rowach morskich. Obejmuje: skłon kontynentalny, podniesienie przedkontynentalne, sąsiadujące ona basenów oceanicznych.
W osadach tego środowiska można wyróżnić 3 główne grupy:
- muły różnego rodzaju
- osady dennych prądów trakcyjnych
- osady prądów zawiesinowych i osuwisk podmorskich (flisz)
Skłon kontynentalny – wąska strefa na krawędzi kier? Kontynentalnych (75km szerokości), w obrębie której dno obniża się od 130(200) metrów do 3500-4000 metrów, nachylenie stoku wynosi 6o
Podniesienie przedkontynentalne – między skłonem a równią abisalną, wzdłuż tektonicznie pasywnych krawędzi kontynentów. Budują je osady PZ?, osuwisk podmorskich, prądów konturowych/kuluarowych?
Podmorskie stożki napływowe – u podnóży aktywnych krawędzi ( z rozwiniętymi strefami subdukcji) tworzą się systemy podmorskich stożków napływowych. Skłon kontynentalny lub wyspowy rozcina kanion główny, który rozdziela się na szereg podrzędnych kanałów, prądy zawiesinowe powstające na nasypie litoralnym usypują ciała o kształcie części stożka zwane lobami depozycyjnymi
Tego typu osady, złożone z na przemian wykształconych zlepieńców, piaskowców, mułowców i iłowców noszą nazwę fliszu.
Muły hemipelagiczne
Mogą mieć zróżnicowany kształt, mogą w nich dominować ziarna kwarcu, kalcytu, duża domieszka minerałów ilastych. Tak drobny materiał może być przenoszony przez prądy morskie o osadzany w strefie hemipelagicznej. Mogą być bardzo grube kompleksy osadów liczące nawet kilka metrów miąższości. Barwa związana jest z niewielką domieszką minerałów barwiących (1-2%) najczęściej pirytem, tlenkami żelaza, glaukonitem
Środowisko pelagiczne
W znacznej odległości od lądu. Osady powstają wskutek opadania na dno „deszczu” zawiesiny z powierzchni morza. Jest to:
- materiał terygeniczny
- materiał biogeniczny: okrzemki, promienice, radiolaria, otwornice
- materiał wulkaniczny
- pyły kosmiczne
Osady pelagiczne:
- nieorganiczne: czerwony ił głębinowy (brunatny lub brązowy)
- organogeniczne: muły węglanowe, muły krzemionkowe
Subśrodowisko dolin ryftowych
Doliny ryftowe – na granicach płyt litosfery, w obrębie grzbietów śródoceanicznych
Występują: kominy geotermalne wyrzucające gorącą wodę silnie zasiarczoną, wyposażone w mangany, woda może mieć nawet 400oC
Środowisko ma specyficzny charakter. Występuje tam wiele nieznanych nigdzie indziej organizmów. A część organizmów znanych z innych miejsc osiąga tam gigantyczne rozmiary
LODOWCE
Czynniki powstawania:
- granica wiecznego śniegu
- warunki klimatyczne
- warunki topograficzne
Granica wiecznego śniegu:
- Kilimandżaro 5500m n.p.m.
- Himalaje 4500m n.p.m.
- Alpy 2800m n.p.m.
Lód lodowcowy
Śnieg (90%powietrza) -> firn (szreń)(50%) -> lód firnowy (20-30%) -> lód lodowcowy (<20%)
Bilans masy lodowca: akumulacja, ablacja
Rodzaje lodowców:
- lodowce górskie
Cyrkowe (karowe)
Alpejskie (dolinne)
Piedmontowe (podgórskie)
Turskiestańskie
Norweskie
- lodowce kontynentalne (lądolody)
Lodowiec szelfowy – pod nim znajduje się morze, jest to jakby półka lodu, z nich powstają góry lodowe
Geologiczna działalność lodowców
- transport
- erozja
- akumulacja
Lodowiec górskie porusza się w jednym kierunku, natomiast kontynentalny we wszystkich kierunkach.
Mechanizmy ruchu lodowca:
- ześlizg po podłożu
- płynięcie wewnętrzne
- ześlizg wzdłuż powierzchni ścinania
Czoło lodowca ciepłego jest zaokrąglone, czoło lodowca zimnego ma wysokie, klifowe zbocza, jest pionowe
Ruch wewnętrzny lodowca:
- translacyjny
- granularny
Seraki – gęsta siatka spękań, z czasem się rozchodzi. (Alaska, Grenlandia, Patagonia)
Moreny lodowca górskiego:
- boczna
- środkowa (połączenie powierzchniowych)
- denna
- powierzchniowa
- wewnętrzna
Mechanizmy erozji lodowcowej:
- detersja (abrazja lodowcowa)
- detrakcja lodowcowa
- egzaracja lodowcowa
Rezultaty erozji lodowcowej:
- formy utworzone
Wygłady, rysy i bruzdy lodowcowe
Mutony (barańce)
Struktury glacitektoniczne
- formy przeobrażone
Kotły (kary, cyrki) lodowcowe
Doliny zlodowacone (żłoby lodowcowe)
Doliny wiszące
Wody lodowcowe:
- topnienie – na szczycie – wody supraglacjalne
- w lodowcu – wody interglacjalne
- pod lodowcem – wody sbuglacjalne
- wody proglacjalne – wylewane na przedpole lodowca
Rezultaty erozji rzek subglacjalnych:
- garnce polodowcowe (marmity)
- kotły polodowcowe
- rynny polodowcowe
Osady lodowcowe (glacjalne):
- glacjalne struktury sedymentacyjne (moreny)
- fluwioglacjalne
- limnoglacjalne
- talasoglacjalne (od lodowców szelfowych)
Moreny:
- czołowa (stagnacja lodowca)
Akumulacyjna
Spiętrzona (Wieżyca)
- denna (recesja lodowca)
- boczna i środkowa
- ablacyjna
Drumliny, Eratyki, Glina zwałowa, ił warowny
Osady fluwioglacjalne:
- sandry
- ozy (eskery)
- kemy, terasy kemowe
GEOLOGICZNA DZIAŁALNOŚĆ RZEK
Rzeką nazywamy masę wody płynącą w naturalnym korycie pod wpływem siły ciężkości. Masa wody i prędkość jej płynięcia tworzą energię. Energia ma decydujący wpływ na przebieg procesów geologicznych.
Geologiczna działalność rzek polega na:
- przenoszeniu materiału osadowego (transport)
- niszczeniu podłoża (erozja)
- osadzaniu materiału (akumulacja)
Rzeki są najważniejszym czynnikiem morfotwórczym
Peneplena – prawie równina, krajobraz bardzo silnie przekształcony.
Na podstawie kryteriów morfologicznych (krętość, ilość koryt) wyróżnia się typy rzek (odcinków rzek):
rzeka prostolinijna
generalnie płynie jednym korytem, o przebiegu prostolinijnym. Posiada łachy przybrzeżne, charakterystyczne dla rzek górskich, duży spadek.
rzeka roztokowa
posiada wiele koryt łączących i rozdzielających się, pomiędzy korytami występują łachy podłużne o romboidalnym kształcie, wewnątrz rzeki – łachy śródkorytowe, nie są porośnięte roślinnością więc nie są ustabilizowane, koryta często zmieniają swoje położenie. Związane są z obszarem przedgórskim, płyną po równinie roztokowej na przedpolu gór.
rzeka meandrująca
przy normalnym stanie przepływu wody płynie jednym korytem, charakterystyczna dla wyżynno-nizinnych odcinków o stosunkowo niewielkim spadku, posiada meandry – kręte zakola, niesie raczej materiał drobnoziarnisty (piasek, pył), występują charakterystyczne starorzecza. Rzeka meandrująca ze starorzeczami tworzy na równinie aluwialnej tzw. Pas meandrowy.w starorzeczach ma miejsce sedymentacja fitogeniczna (roslinna) – powstają tam torfy
rzeka anastomozująca
płynie wieloma korytami, które łączą się i rozdzielają, pomiędzy korytami znajdują się wyspy porośnięte roślinnością, ustabilizowane; rzeka ta ma głębokie koryta (2-3m), o bardzo stromych brzegach, płynie zwykle na nizinach. Transportuje w zasadzie tylko zawiesinę, najdrobniejsze cząstki pyłowe i iłowe. Muł (ił+pył), z którego zbudowane są wyspy, ma własności kohezyjne (spójności, jak plastelina) dlatego brzegi tych koryt mogą być takie strome
awulsja – przerzucenie wielu meandrów rzeki w inne położenie
Cykliczność osadów rzecznych (sekwencja rzeki meandrującej):
- bruk korytowy
- piasek łachy meandrowej
- osady równi zalewowej (muły)
- bruk korytowy
Parametry transportu rzecznego:
- obciążenie rzeki – masa materiału przenoszona przez cały przekrój rzeki w jednostce czasu (m3/s)
- nośność rzeki – zdolność transportowa rzeki – maksymalne obciążenie jakie jest w stanie nieść rzeka przy najwyższych stanach wody
- wydolność rzeki – maksymalna wielkość ziaren, jaką może nieść rzeka
Duża rzeka – duża nośność – mała wydolność
Mała rzeka – mała nośność – duża wydolność
Transport rzeczny:
- materiał rozpuszczony (roztwory koloidalne)
- materiał organiczny (drzewa, gałęzie)
- materiał ziarnisty (zawieszony, wleczony)
Materiał okruchowy jest transportowany przez:
- trakcję – ziarna turlają i ślizgają się po dnie (żwir)
- saltację – ziarna podskakują (piasek)
- suspensję – transport w zawiesinie (pył, ił)
Skutki transportu rzecznego
- kruszenie materiału
- abrazja
- sortowanie materiału
Rodzaje erozji:
- denna- polega na żłobieniu dna rzeki (czynniki: eworsja, abrazja, kawitacja)
- boczna – rzeka osiągając krzywą równowagi nie pogłębia dalej koryta, ale podcina brzegi
- wsteczna – podcinanie brzegów, załamów, a tym samym ich cofanie
Eworsja – erozja denna spowodowana wirowaniem okruchów skalnych w rzece
Abrazja –wyrywanie z dna nadwietrzałego materiału, ścieranie na skalistego, szlifowanie, wygładzanie
Kawitacja – erozja spowodowana ciśnieniem wody
Regionalna baza erozji najniższy poziom, do którego rzeka może erodować
W sytuacja podniesienia się poziomu morza, rzeka zacznie akumulować i odwrotnie, w sytuacji obniżenia się poziomu morza nastąpi odmłodzenie erozji i rzeka ponownie zacznie erodować.
Zmiana poziomu regionalnej bazy erozji jest powodem powstawania teras rzecznych.
Skutki erozji wstecznej:
- cofanie się progów wodospadów
- wsteczne pogłębianie koryta
- cofanie się źródeł
- kaptaż rzeczny – jeśli źródła 2 rzek się spotkają w wyniku erozji rzecznej, to jedna rzeka (zwykle o większym spadku) przechwytuje wody drugiej rzeki, jedna rzeka przechwytuje część dorzecza drugiej rzeki.
Przekroje dolin rzecznych:
Gardziel - enie mniejszy i krótszy niż jar, tworzy się w skałach bardzo twardych np. krystalicznych, kwarcyty. Ma dno o szerokości doliny. Powstaje w strefie dyslokacji tektonicznych.
Jar – w większości w źródłowych odcinkach rzek (dolin rzecznych) o stromych stokach do 60o, często są to rzeki okresowo płynące
Kanion – powstaje w przypadku budowy geologicznej płytowej, gdzie na przemian występują skały o różnej odporności na wietrzenie i erozję np. mułowce i piaskowce
Dolina wciosowa (wciosy) – często płyną w nich rzeki roztokowe
Dolina płaskodenna
Dolina wklęsłodenna
Typy osadów rzecznych:
- aluwia (osady rzeczne sensu stricto)
- osady stożków pływowych i usypiskowych
- osady deltowe
Rodzaje aluwiów rzecznych:
- bruk korytowy
- łachy śródkorytowe
- łachy przybrzeżne
- łachy meandrowe
- osady pozakorytowe (najczęściej muły)
Terasy – stare dno rzeki rozcięte wskutek odmładzania erozji
- terasy erozyjne – rozcinanie skał podłoża
- terasy akumulacyjne – rozcinanie starych osadów tej samej rzeki
Stożki napływowe – powstają przy ujściu rzeki o większym spadku do rzeki o spadku mniejszym.
- nagromadzenia materiału okruchowego o różnej frakcji u ujścia potoku (rzeki)do większej rzeki; powstają przede wszystkim w trakcie obfitych opadów lub w okresach powodziowych, mogą też powstawać u wylotu dolin górskich, kiedy potoki stałe lub okresowe obciążone materiałem okruchowym w efekcie gwałtownego wzrostu prędkości wody zrzucają ten materiał w efekcie gwałtownego spadku prędkości i energii
- większe stożki napływowe mają główne koryto, które na przedpolu górotworu rozdziela się na wiele koryt mniejszego rzędu
Delty – stożkowe nagromadzenie materiału okruchowego przy ujściu rzeki do zbiornika wodnego
Człon dolny powstaje z najdrobniejszego materiału osadzonego na dnie zbiornika (prodelta)
Człon środkowy, najgrubszy, powstaje w wyniku osadzenia materiału okruchowego na skłonie delty
Człon górny – materiał przelewający się przez kanały równi zalewowej i osadzany na niej
Stadia erozyjne rzeki
W typowych warunkach każda dolina rzeczna przechodzi przez określone fazy rozwoju, zwane stadiami erozyjnymi, są to:
- stadium młodociane
- stadium dojrzałe
- stadium starcze
Dojrzewanie rzeki nie jest nieodwracalne: możliwe jest odmłodzenie erozji, czyli powrót do stadium wcześniejszego. Zjawisko to może być spowodowane:
- obniżeniem się bazy erozji
- zmianami klimatycznymi
- zmianą obciążenia rzeki
Baza erozyjna – poziom poniżej którego rzeka nie może erodować w głąb, zatem jest to poziom zbiornika, do którego wpada rzeka
Budowa podłoża a doliny rzeczne
Przebieg dolin rzecznych jest zwykle związany z geologiczną budową podłoża, a w szczególności z nachyleniem warstw. Istnieją też doliny uskokowe, rozwinięte na liniach dyslokacji tektonicznych, oraz doliny przełomowe.
Uskoki – przerwanie ciągłości warstw – są często wykorzystywane przez rzeki, często w takich miejscach powstają doliny przełomowe przecinające pasma górskie
Ze względu na stosunek ułożenia warstw wyróżnia się doliny:
- konsekwentne – rzeka płynie zgodnie z nachyleniem warstw
- obsekwentne – przebiega prostopadle do kierunku nachylenia warstw
- subsekwentne – płynie zgodnie z rozciągłością warstw
Szczególną odmianą dolin rzecznych są doliny przełomowe (przełomy). Z genetycznego punktu widzenia najważniejszymi ich typami są:
- przełomy epigenetyczne
- przełomy antecedentne
Rzeka erodująca skały nadkładu odpreparowuje układ skał w podłożu, jeśli występują tam struktury fałdowe ze skałami o różnej odporności to wówczas w częściach antyklinarnych fałdów powstają przełomy epigenetyczne.
Rzeka płynie po stosunkowo płaskim terenie, często meandruje, jeśli na drodze tej rzeki rozpoczyna się proces wypiętrzania jakiegoś masywu, a tempo erodującej rzeki nadąża za tempem wypiętrzania się masywu powstaje wówczas przełom antecedentny np. przełom Dunajca.
WIATR
Obszary geologicznej działalności wiatru
- mniej więcej na 30o równoleżniku
* Mało opadów
* Mała wilgotność
* Wysokie temperatury
Pustynia Mohave – Dolina Śmierci
Nad oceanem
Chmury znad oceanu docierają tylko nad góry, zostają tam uwięzione i nie docierają na pustynię
Geologiczna działalność wiatru:
- transport
- erozja
- akumulacja
Mechanizmy transportu eolicznego:
- trakcja (pełznięcie powierzchniowe)
- saltacja (transport skokowy)
- suspensja (unoszenie w zawiesinie)
Ziarno na lądzie jest matowe, w wodzie zaś lśniące
Przesłona trakcyjna – mgiełka tuż nad powierzchnią
Burza pyłowa
Erozja eoliczna:
- deflacja (wywiewanie)
- korazja (szlifowanie i żłobienie)
Rezultaty deflacji:
- nisze deflacyjne – porośnięte
- bruk deflacyjny – bez roślinności
Rezultaty korazji:
-wygłady eoliczne
- bruzdy korazyjne i jandargi
- grzyby skalne
- wielograńce (graniaki wiatrowe)
Formy akumulacji eolicznej:
- piaski
* riplemarki
* wydmy
- pyły
*lessy
Powstawanie wydmy
- przeszkoda
- cień aerodynamiczny
Morfologiczna klasyfikacja wydm:
- poprzeczne
* barchany
* paraboliczne
* poprzeczne proste
- podłużne (seify)
- złożone
* gwiaździste
Draasy (Draa) – olbrzymie wydmy, na których rozwijają się mniejsze wydmy