Geologia Czwartorzedu - sciaga do kolokwium nr

Geologia Czwartorzędu - ściąga do kolokwium nr. 2

KEMY

Definicja
  Kemy- pagórki, wzgórza i wały o wysokości od kilku do kilkudziesięciu
metrów i średnicy do kilkuset metrów. Na ogół mają strome stoki. Powstają w obrębie
lodowca lub martwego lodu lodowcowego w przetainie lub szczelinie lodowcowej, czy też
pomiędzy sąsiednimi lobami i płatami lodowymi.

Depozycja osadów
  Depozycja osadów kemowych zachodzi w ograniczonych lodem otwartych zbiornikach
wód stojących lub płynących. Wytapianie podpierających ścian lodowych prowadzi do
deformacji osiadaniowych osadów brzeżnych partii form kemowych.

Rodzaje kemów
Ze względu na kształt obniżenia terenu wyróżniamy:

• kemy szczelinowe- powstałe w podłużnych obniżeniach (szczelinach)

• kemy przetainowe- powstałe w owalnych obniżeniach (przetainach), często

sięgających podłoża lodowca

Mechanizm powstawania kemu przetainowego (wg L. Lindera, 1992)
A- w czasie deglacjacji
B- po deglacjacji

Ze względu na charakter osadów wyróżniamy:

• kemy fluwioglacjalne- zbudowane z utworów piaszczysto-żwirowych, często

warstwowanych skośnie

• kemy limnoglacjalne- zbudowane z poziomo warstwowanych mułków i

piasków drobnoziarnistych

Formy kemowe
Kształt obniżenia w lodzie wpływa na morfologię ostatecznej formy kemowej:

• wały kemowe- powstają w szczelinach z przepływem wody

• pagórki kemowe- tworzą się w zagłębieniach w lodzie

• stoliwa kemowe- formują się w przetainach, powierzchnia do kilku km²

Pokrywa ablacyjna

• Formy kemowe posiadają zwykle pokrywę ablacyjną w strefie kontaktu z dawną

ścianą lodową (głównie na zboczach)

• Rzadziej osady ablacyjne występują w szczytowych partiach kemu, na ogół nie tworzą

ciągłej pokrywy, lecz płaty ze spływów z otaczających ścian lodowych lub z
wytapiania gór i brył lodowych

Występowanie

• Kemy występują przeważnie grupowo na wysoczyznach polodowcowych, w rynnach

polodowcowych i wytopiskach.

• Poszczególne formy kemowe oddzielone są na ogół od siebie zagłębieniami

wytopiskowymi.

Takie nagromadzenie kemów nazywane są polami kemowymi.

• W Polsce kemy szczególnie często występują na obszarach przedostatniego

i ostatniego zlodowacenia.

MORENY CZOŁOWE

Morena czołowa- jest zasadniczym wyznacznikiem miejsc stagnacji obszarów
zlodowaconych i pełnią ważną funkcje w interpretacjach paleogeograficznych i
stratygraficznych plejstocenu. Zbudowana jest z gliny zwałowej, bloków, głazów, ma ona
charakter wału, garbu, wzgórza lub ciągu wzgórz, często o znacznych rozmiarach,
powstającego w wyniku:
*akumulacji materiału skalnego transportowanego wewnątrz i w stopie lodowca, a także
materiału moreny powierzchniowej (morena czołowa recesyjna);
*wyciśnięcia utworów podłoża przez czoło lodowca (morena czołowa wyciśnięta, morena
czołowa wyciśnięcia);
*spiętrzenia osadów przedpola lodowca wskutek zdzierania utworów przedpola i podłoża
lodowca, a następnie ich sfałdowania i nasunięcia na siebie spowodowanego przez postępowy
ruch mas lodu (morena czołowa spiętrzona).

Cechy szczególne i występowanie na obszarze Polski
Moreny czołowe w Polsce stanowią podłużne albo łukowate wały lub łańcuchy wzgórz o
wysokości względnej 20-50 i więcej metrów. Długość ich w Polsce wynosi od kilkuset
metrów do kilkudziesięciu kilometrów. Stromość zboczy pagórków ich jest zwykle z jednej
strony większa (od strony dawnego czoła lodowca), niż z drugiej.

Rzeźba moren czołowych jest niezwykle urozmaicona, a zbocza ich są nieregularne, z
mnóstwem drobniejszych pagórków, zaklęśnięć i kotlinek. Piaszczysto-kamienisty grunt i
stromość zboczy są powodem, że na wałach morenowych przeważnie rośnie las.

Za wałem morenowym występuje często strefa pagórkowata czołowo-morenowa, nie jest to
jednak regułą. Częściej za wałem rozciąga się nieckowate obniżenie (zagłębienie końcowe),
bądź zajęte dziś przez jezioro, bądź też podmokłe. Niekiedy kilka wałów biegnie równolegle
obok siebie. Wał moreny czołowej bywa też czasem przecięty rynną jeziorną lub ozem. Przed
wałem rozpościera się zwykle sandr.

Moreny czołowe spotyka się w wielu miejscach w Polsce środkowej i północnej (Pomorze,
Ziemia lubuska, Wielkopolska, Kujawy, Warmia, Mazury, Suwalszczyzna). Niekiedy
poszczególne wały morenowe układają się w długie pasma, ciągnące się z mniejszymi lub
większymi przerwami przez cały kraj od zachodu ku wschodowi. Takie ciągi moren

czołowych wyznaczają zasięgi poszczególnych zlodowaceń lub ich stadiałów. Pomiędzy
głównymi ciągami morenowymi występują też krótsze i zwykle niższe wały morenowe,
związane z okresami postoju lodowca w czasie jego cofania się.

Na obszarze środkowo-opolskiego a nawet krakowskiego materiały, z którego zbudowana są
moreny charakteryzuje się większą zawartość głazów i żwirów, ponieważ substancje
drobnoziarniste łatwiej i szybciej ulegają wypłukaniu przez wodę. Dlatego im dalej ku
południowi, tym moreny są coraz bardziej kamieniste (zwłaszcza na powierzchni), a niekiedy
pozostały po nich wręcz skupiska samych głazów.

Są bardziej wydłużone wzgórza o wysokości od kilku do 40 metrów, często o przebiegu
łukowatym. Nieraz ciągną się przerywanymi szeregami na dłuższej przestrzeni wyznaczając
zasięgi dawnych zlodowaceń lub ich stadiałów. Zbocza tych wzgórz są często z jednej strony
bardziej strome. Uległy one silnemu przeobrażeniu przez erozję, są bardziej regularne, drobne
formy zaś uległy już na nich zatarciu. Rzeźba ich staje się bardziej wygładzona, zamknięte
kotlinki nikną, a zaklęśnięcia zboczy ulegają wymodelowaniu przez wody płynące.
Zagłębienia bezodpływowe spotyka się na nich bardzo rzadko.

Strefa pagórkowata czołowo-morenowa- ciągnie się pasem o szerokości od kilku do 40 km
przez północny obszar kraju. Wyznacza ona przebieg czoła lądolodu pomorskiego
zlodowacenia bałtyckiego. Im dalej ku południowi, formy tej strefy stają się łagodniejsze,
niższe i bardziej zatarte, jeziora zaś maleją, przeobrażają się w torfowiska, a wreszcie nikną.

Powierzchnia strefy czołowo-morenowej charakteryzuje się nieregularną siecią pagórków o
długości od kilkudziesięciu do kilkuset i więcej metrów, o zboczach silnie urozmaiconych,
często stromych. Pomiędzy nimi występują podobnie nieregularne zagłębienia i obniżenia,
wypełnione niekiedy różnej wielkości jeziorami lub torfowiskami. Spotyka się również
niewielkie kotlinki bezodpływowe. Deniwelacje form tej powierzchni wynoszą 10-30 i więcej
metrów. Strefę czołowo-morenową przecinają liczne rynny jeziorne, a także występują ozy.

Niekiedy sposób topnienia lądolodu w strefie jego czoła był taki, że młodsza strefa czołowo-
morenowa nie ma charakteru wysoko-pagórkowatego, lecz stanowi równinę o niskich
pagórkach i krajobrazie zbliżonym do moreny dennej (np. w okolicach Myśliborza, Lipna czy
Rypina).

Moreny czołowe lodowców górskich
W czasie gdy z północy na Polskę nasuwały się kolejne lądolody ze Skandynawii, na
obszarach górskich powstawały lokalne lodowce górskie. Powstały one w Tatrach oraz
Karkonoszach. W Tatrach wyróżniono od 3 do 8 etapów zlodowaceń, a w Karkonoszach 3
etapy. Z każdym z nich związanne są wały moreny czołowej. Na pewno powstały one w
czasie zlodowacenia bałtyckiego, a najstarsze być może zlodowacenia środkowopolskiego.
Moreny lodowców górskich zbudowane są z dużej ilości głazów i bloków, gruzu, częściowo
też żwiru lub piasku, a czasami gliny.

Zasadnicze subśrodowiska sedymentacyjne moren czołowych to 3 strefy depozycyjne
glacimarginalnego stożka napływowego. Strefy proksymalnego, środkowego i dystalnego
stożka są wzajemnie dobrze zróżnicowane w świetle cech typowych zespołów litofacji.
Subśrodowisko moreny proksymalnej to w dużej części strefa krawędzi lodowej.
Subśrodowisko to jest reprezentowane przez najbardziej gruboziarniste osady.

Natomiast środowiska stożka środkowego to zespoły litofacji piaszczystych, które
sedymentowały głównie w płaskodennych zalewach warstwowych i w dystalnych korytach
roztokowych.
Środowisko stożka dystalnego stanowiło strefę akumulacji piaszczysto mułowych.
Czynnikami depozycyjnymi były tam nisko energetyczne zalewy warstwowe i okresowe
zbiorniki.

RZEKA MEANDRUJĄCA

Rzeki  meandrujące  wykazują  naturalną  tendencję  do  tworzenia  krętego,  meandrującego
koryta.  Nazwa  ta  pochodzi  od  tureckiej  rzeki  Menderes,  która  była  znana  starożytnym
Grekom  jako  Meander  i  oznacza  ona  zakole  rzeki,  czyli  jej  pętlowato  wygięty  odcinek
zawarty pomiędzy dwoma zakrętami o tym samym kierunku. Rzeki meandrujące są pospolite
na  nizinach,  ale  występują  też  w  innych  obszarach.  Przeważnie  transportują  one  piasek  i
frakcje drobniejsze, znane są jednak takie, które niosą również żwir pochodzący z obszarów
źródłowych. Materiał  transportowany trakcyjnie  deponowany jest głównie w obrębie koryta
rzeki,  zaś  miejscem  depozycji  zawiesiny  są  przede  wszystkim  obszary  przyległe  do  koryta,
zalewane podczas powodzi.
Rozwój meandrów polega na erozji bocznej ich zewnętrznych i położonych w dół biegu rzeki
krawędzi,  chociaż  podczas  okresowych  wysokich  stanów  wody  rzeka  przybiera  bardziej
wyprostowany  bieg  i  eroduje  wewnątrz  zakoli.  W  normalnych  warunkach  erozja  boczna
jednego  brzegu  meandrującego  koryta  rzecznego  jest  w  przybliżeniu  równoważona  przez
równoczesną boczną akumulację rzeczną przy drugim – wewnątrz zakola na półwyspowatym
występie  brzegu  rzeki  zwanym  ostrogą  meandrową.  Podczas  tej  akumulacji  powstaje  na
wypukłym  brzegu  meandru  odsyp  meandrowy,  będący  nagromadzeniem  przede  wszystkim
gruboziarnistego  osadu:  piasków,  żwirów  i  otoczaków.  Te  ostatnie  zwykle  wykazują
imbrykację (ułożenie dachówkowe). Nagromadzenia otoczaków na dnie koryta rzecznego są
określane  jako  bruk  korytowy.  Równoważenie  erozji  wklęsłego  brzegu  meandru  przez
depozycję  odsypu  wewnątrz  powoduje,  że  szerokość  koryta  zostaje  zachowana.  Odsypy
meandrowe są przeważnie oddzielone od przyległego brzegu, od którego rzeka stopniowo się
odsuwa, przez suche koryta zwane łachami prowadzącymi wodę tylko w czasie powodzi.
Dalsze odsuwanie się koryta rzecznego w stronę przeciwległego brzegu powoduje rozbudowę
odsypu meandrowego w kierunku osi rzeki, jak również zwiększenie jego wysokości wskutek
akumulacji  na  powierzchni  przez  przepływy  powodziowe.  Ponieważ  wewnętrzne
(przybrzeżne) partie odsypu meandrowego są stopniowo coraz rzadziej zalewane przez rzekę,
to  jego  dalsza  akumulacja  trwa  stosunkowo  długo.  Jednocześnie  w  miarę  stopniowej
rozbudowy w pionie, jest wnoszony na jego powierzchnię coraz drobniejszy materiał i z tego
powodu  odsypy  meandrowe  wykazują  pionową  gradację  osadów,  od  najgrubszych  w  spągu
do  najdrobniejszych  w  stropie.  Oprócz  bocznej  migracji  koryta  rzecznego  odbywa  się  jego
przemieszczenie  z  biegiem  rzeki,  wywołane  przez  silniejszą  erozję  tego  brzegu  meandru,
który jest położony w dół biegu oraz przez słabszą erozję brzegu przeciwnego.
Biorąc  pod  uwagę  dłuższy  odcinek  czasu,  w  którym  rzeka  przemieszcza  się  zarówno  w
poprzek,  jak  i  wzdłuż  doliny,  jej  koryto  może  zajmować  wszystkie  pozycje  w  obrębie  dna
doliny.  W  czasie  kolejnych  migracji  koryta  rzecznego,  deponowane  osady  korytowe
(odsypów  meandrowych)  tworzą  kompleks  akumulacyjny  stanowiący  podstawę  równi
zalewowej.
Migracja boczna koryta rzeki trwa zwykle do chwili, gdy długość fali meandrowej równa jest
8-13 szerokościom koryta rzecznego w danym miejscu. Wtedy zakręty są wykonywane przez
rzekę  przy  minimalnym  zużyciu  energii,  gdyż  straty  spowodowane  tarciem  są  najmniejsze.

Powstająca  wówczas  wskutek  rozwoju  meandrów  płaska  powierzchnia  zwana  jest  pasem
meandrowym.
W  zakolach  rzecznych  przepływ  wody  jest  nieco  skomplikowany.  Oprócz  głównego  prądu,
którego przebieg jest w przybliżeniu zgodny z położeniem talwegu (linia najgłębszego koryta),
istnieje tam jeszcze system prądów drugorzędnych. Zmieniają one swoją pozycję, zanikając
lub pojawiając się w różnych miejscach meandru.
Erozja  boczna  rzeki  może  doprowadzić  do  przerwania  meandru  u  podstawy  ostrogi
meandrowej, czyli w szyi meandrowej, tworząc przełom przelewowy. Zjawisko to, nazywane
autokaptażem,  zachodzi zwykle w czasie wysokich stanów wody i  jest jak gdyby kaptażem
odcinka rzeki powyżej meandru przez odcinek leżący poniżej. Porzucone fragmenty dawnych
meandrów  tworzą  często  płytkie  sierpowate  obniżenia  wypełnione  wodą,  zwane
starorzeczami.  Z  upływem  czasu  są  one  zasypywane  przez  osady  powodziowe  i  zarastają.
Powstały  podczas  autokaptażu  przełom  przelewowy  skraca  bieg  rzeki  i  w  ten  sposób
zwiększa  jej  spadek,  lecz  rozwój  nowych  meandrów  w  innych  miejscach  kompensuje  to
skrócenie biegu rzeki i jej spadek zostaje zachowany.
Meandry  o  krzywiźnie  ukształtowanej  wyłącznie  przez  warunki  przepływu  w  korycie  są
określane  jako  swobodne.  Powstają  one  zwykle  w  obrębie  aluwiów.  Niekiedy  meandry
tworzą się  w litej skale, a ponieważ ich krzywizna zależy wówczas często od struktury skał,
zwane są wymuszonymi.
Mechanizm  powstawania  meandrów  w  różnych  obszarach  nizinnych  i  wyżynnych  jest
prawdopodobnie taki sam. Wielkość meandrów rośnie wraz ze wzrostem przepływu, spadku i
kąta natarcia prądu na brzeg. W miarę jak zwiększa się obciążenie rzeki, meandry powstają
gwałtowniej.

RZEKI ROZTOKOWE

Rzeki roztokowe zwane inaczej błądzące. Szeroka, wielokanałowa strefa korytowa (tzw. trakt
fluwialny, trakt rzeczny), rozdzielające się i ponownie łączące koryta.

 Poszczególne kanały (koryta) rożnego rzędu rozdzielone są odsypami (łachami)

korytowymi/śródkorytowymi

 Rzeki o dużym spadku, w których system koryt ulega ciągłym zmianom i modyfikacjom:

koryta stosunkowo płytkie, ich głębokość jest niewielka w porównaniu z szerokością

 Obciążeniem stanowi materiał okruchowy, transportowany w trakcie dennej (wleczenie i

toczenie) oraz na drodze saltacji

 Typowa nieregularna migracja boczna (błądzenie)
 Krętość koryt poniżej 1,3

Krętość – stosunek długości koryta rzeki do długości doliny rzecznej
Rzeki typu roztokowego są charakterystyczne dla obszarów górskich, podnóża gór i
przedpola lodowców

Osady rzek roztopowych

 Rzeka żwirodenna (żwirowa) - w pobliżu obszaru źródłowego niosą i akumulują żwir
 Rzeka piaszczysta – w dół biegu dominuje piasek

Roztokowe rzeki żwirodenne – charakterystyczne formy akumulacyjne:

1. Łachy (odsypy) podłużne – kształt rombu wydłużony zgodnie z biegiem rzeki

Łachy rozwijają się z zaczątkowych nagromadzeń najgrubszego materiału w obrębie koryta
rzeki i wysokiego stanu wody są nadbudowywane i rozrastają się na boki, a głównie w dół
biegu rzeki. W tym kierunku zmniejsza się średnica ziarna. Na zaprądowym skraju niektórych
łach rozwija się stok osypiskowy. Przepływ po powierzchni łachy daje imbrykację otoczaków.

Podczas opadania wody w rzece przepływ po powierzchni łachy koncentruje się w obrębie
podrzędnych koryt, które zamiera.

2. Łachy piaszczyste o warstwowaniu przekątnym – przy brzegach koryt woda spływająca z

powierzchni łachy formuje przekątne warstwowanie nasypy piaszczyste nieraz typu
miniaturowych delt

Roztokowe rzeki piaszczyste - charakterystyczne formy akumulacji:

1. Łachy poprzeczne – szerokie płaty o językowatym kształcie: stok zaprądowym stromy, różnie

zorientowany w stosunku do osi koryta

2.  Fale piaskowe oraz małe riplemarki – występują na płyciznach
3.  Duże riplemarki prądowe o krętych grzbietach – w głębszych partiach koryt
4.  W czasie powodzi zalane zostają wynurzone części łach oraz tereny przyległe do strefy

korytowej. Zachodzi depozycja osadów o ziarnie drobniejszym w porównaniu z osadami koryt
i łach śródkorytowych – na terenach przyległych osadzają się muły

Aluwia piaszczystych rzek cechuje przewaga osadów z warstwowaniem przekątnym dużej
skali. Podrzędną rolę odgrywają warstwowania przekątne małej skali i laminacja pozioma.

SOLOFLUKCJA I OSADY SOLIFLUKCYJNE

Soliflukcja to grawitacyjny ruch pokryw rozwijający się na stokach w obrębie czynnej

warstwy wieloletniej zmarzliny. Należy do podstawowych procesów kształtujących rzeźbę
peryglacjalnych obszarów polarnych, kontynentalnych zimnych i wysokogórskich. Soliflukcja
rozwija się najlepiej w osadach drobnoziarnistych, gdyż duża porowatość i przepuszczalność
żwirów i grubych piasków sprzyja dobremu odwodnieniu, a jednocześnie ziarna drobne
(szczególnie frakcji mułowej) dłużej pozostają wilgotne. W wyniku tego procesu dłuższe osie
przemieszczanych głazików układają się równolegle do nachylenia stoku, tworząc m.in.
pokrywy, loby, tarasy i jęzory soliflukcyjne. Powszechne występowanie soliflukcji w
warunkach peryglacjalnych jest spowodowane przez nieprzepuszczalne podłoże zmarzlinowe,
którego obecność przeciwdziała infiltracji wody roztopowej czy deszczowej, gromadzącej się
wobec tego w warstwie przypowierzchniowej. Soliflukcja zachodzi już na stokach o
nachyleniu 1-2°, w obszarach górskich zaś na ogół pomiędzy granicą wiecznego śniegu i
górną granicą lasu (w klimacie kontynentalnym nieco niżej).

Pokrywy soliflukcyjne mają wyrównaną powierzchnię i miejscami postrzępiony

lobowy dolny brzeg. Tarasy soliflukcyjne są wydłużone poprzecznie do nachylenia stoków i
mają niekiedy do 15m wysokości. Podobną rozciągłość mają loby soliflukcyjne, chociaż są
zdecydowanie niższe. (4-5m), a ich brzeg przybiera zarys lobowy. Strumienie soliflukcyjne są
znacznie wydłużone zgodnie z nachyleniem stoku. Tarasy i loby soliflukcyjne mają zwykle
strome, prawie pionowe czoła, szczególnie w przypadku hamowania ruchu przez roślinność.
Z upływem czasu partie czołowe form soliflukcyjnych są degradowane również wskutek
wypłukiwania drobnych cząstek oraaz i depozycji niżej na stoku.

Osady form soliflukcyjnych wykazują na ogół warstwowanie równoległe do

nachylenia stoku, które niekiedy jest podkreślone przez obecność warstewek bogatych w
substancje organiczne pochodzące z przekraczania i pogrzebywania roślinności tundrowej
podczas kolejnych faz aktywności soliflukcyjnej. Materiał soliflukcyjny jest zwykle
ostrokrawędzisty, a jego orientacja zgodna z kierunkiem przemieszczania, z wyjątkiem stref
ograniczonego ruchu.

W przeciwieństwie do obrywania skał, spełzywanie gleby (soliflukcja) jest procesem

bardzo powolnym i dostrzegalnym jedynie w skutkach. Jego tempo można określić tylko za
pomocą szczegółowych pomiarów. Cząstki gleby kurczą się i rozszerzają pod wpływem
opadów deszczu i śniegu oraz zmian temperatury, co powoduje ich ruch w dół zbocza. W
niskiej temperaturze cząstki zamarzają i zwiększają swoją objętość, w wyniku czego
wypychane są ku górze. W okresie topnienia, gdy wracają do poprzedniej objętości,
ześlizgują się w dół. Każda cząstka gleby zsuwa się po torze przypominającym zygzak z
prędkością około 1 cm na 10 lat. Na stokach bardzo stromych, gdzie temperatury zmieniają
się stosunkowo często, prędkość ta może wzrosnąć nawet do 10 centymetrów rocznie.
Powierzchnia takiego zbocza jest pofalowana lub pomarszczona i przypomina stoki zdeptane
przez pasące się na nich bydło.

Dynamika ruchu soliflukcyjnego i jego zasięg zależą od wielu czynników. Wiodącą rolę
odgrywa miąższość czynnej warstwy zmarzliny, determinowana przez takie czynniki jak:
temperatura powietrza, obfite opady deszczu, rodzaj i stopień mobilności wód, nachylenie i
ekspozycja stoków oraz roślinność. Np. wielkość letniego rozmarzania gruntu w obrębie
Calypsostrandy, w różnych jej miejscach, wahała się w granicach od 45 do 196cm.
(Repelewska-Pękalowa i Pękala, 2003).

OSADY INTERGLACJALNE - TORFY, BAGNA, JEZIORA
Torfy

Bibliografia:



Jaroszewski, W., Marks, L., Radomski, A., 1985: Słownik geologii dynamicznej.

Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.



Lindner, L., 1992: Czwartorzęd: osady, metody badań, stratygrafia. Wydawnictwo
PAE, Warszawa.



Mojski, J., E., 2005: Ziemie polskie w czwartorzędzie : zarys morfogenezy.
Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.



Andrzej Marcinkiewicz: Atlas form i typów rzeźby terenu Polski. Warszawa: Zarząd
Topograficzny Sztabu Generalnego, 1960.



Zarys petrologii węgla / Krystyna Kruszewska, Sonia Dybova-Jachowicz. - Katowice :
Uniwersytet Śląski, 1997.



Czwartorzęd : osady, metody badań, stratygrafia / red. nauk. Leszek Lindner ; aut.
Zbigniew Lamparski [et al.]. - Warszawa : Wydaw. PAE, 1992.



Wykłady dr inż. Dominika JURY



Wykłady dr Zbigniewa Mirkowskiego



http://pl.wikipedia.org/wiki/Ewaporat



Gradziński R., 1986. Zarys sedymentologii. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.



Lindner L., 1992. Czwartorzęd: osady, metody badań, stratygrafia. Wydawnictwo
PAE, Warszawa.



Lindner, L. Czwartorzęd. Osady, metody badań, stratygrafia., Wydawnictwo PAE,
Warszawa 1992



Mojski, J.E. Ziemie Polski w czwartorzędzie: zarys morfogenezy, Państwowy Instytut
Geologiczny, Warszawa 2005



Źródła internetowe:



http://www.landforms.eu/cairngorms/solifluction.htm



http://www.staff.amu.edu.pl/~paleolim/SLETT/slett%201%201/02_ru.pdf



http://pl.wikipedia.org/wiki/Jezioro



http://sciaga.pl/tekst/13261-14-osady_czwartorzedowe_w_polsce



http://www.gis-mokradla.info/html/index.php?page=zroznicowanie



http://www.laspolski.pl/Z_zagranicy_102014,strona-2556.html



http://zadane.pl/zadanie/2748653