Geomorfologia - nauka o rzeźbie powierzchni Ziemi. Zajmuje się opisem i pomiarem (morfometria), rozwojem, rozmieszczeniem oraz genezą form powierzchni Ziemi.

Procesy kształtujące powierzchnię Ziemi dzieli się w geomorfologii na dwie grupy:

• procesy endogeniczne, wywołane działaniem czynników pochodzących z wnętrza Ziemi, np. wulkanizm, plutonizm, trzęsienie ziemi, ruchy izostatyczne,

• procesy egzogeniczne, erozja wywołana działaniem czynników zewnętrznych, takich jak rzeki (procesy fluwialne), wiatr (procesy eoliczne), lodowce (procesy glacjalne), pływy i fale morskie.

Cykl geograficzny

Wspólne działanie tych procesów prowadzi do ciągłej ewolucji rzeźby Ziemi. Gdyby nie następowało różnicowanie się powierzchni Ziemi spowodowane czynnikami wewnętrznymi, procesy erozyjne doprowadziłyby do całkowitego wygładzenia powierzchni ziemi w ciągu kilku milionów lat. Gdyby zaś nie działała erozja, procesy tektoniczne wytworzyłyby skalisty krajobraz o dramatycznych różnicach wysokości, nieprzyjazny dla istot żywych. W rzeczywistości zachodzi ciągła obróbka powierzchni, którą można schematycznie opisać w kategoriach tzw. cyklu geograficznego (współcześnie stosuje się również określenie cykl denudacyjny). Charakterystyka cyklu denudacyjnego zależy od środowiska klimatycznego, o jakim mowa - w obszarach suchych dominuje np. działanie erozyjne wiatru, w obszarach wilgotnych: wody, a w obszarze klimatu arktycznego: lodu. Poniższy opis przybliża przebieg procesów przy umiarkowanych temperaturach i opadach, czyli m.in na terenie Polski.

Cykl rozpoczyna się z chwilą wypiętrzenia się jakiegoś bloku skalnego ponad otoczenie - może być to jednorazowe wydarzenie tektoniczne lub część większego procesu orogenezy. Z biegiem czasu deszcze, nasłonecznienie i ruchy masowe prowadzą do przekształcenia litej powierzchni skalnej ("skała macierzysta") w glebę, ta zaś może zostać pokryta szatą roślinną. Odmłodzona, wyniesiona powierzchnia staje się szczególnie podatna na erozję wodną, w niedługim czasie zaczyna więc rozwijać się sieć rzeczna. Działanie erozyjne wody polega przede wszystkim na rzeźbieniu w stokach dolin rzecznych oraz transport zerodowanego materiału w dół rzeki, w kierunku obszarów źródłowych. Rozdrobniony materiał skalny gromadzi się w stożki napływowe, a u ujścia rzeki również w delty. Transport skał prowadzi do obniżania się szczytów górskich i wygładzania rzeźby; cofające się rzeki zdzierają powierzchnie wzniesień, a na odsłoniętych stokach działają ruchy masowe: spełzywanie, osuwiska, obrywanie i in. Ostatecznym rezultatem tego procesu jest wykształcenie się "prawie równej" penepleny, czyli powierzchni denudacyjnej prawie pozbawionej większych wyniesień. Jeśli nie zadziałają inne procesy tektoniczne, powierzchnia ta jest praktycznie "martwa" geologicznie.

Denudacja (etym. łac. denudare, ogołacać, odkrywać; inaczej: degradacja, etym. łac. degradatio, obniżenie) - zespół czynników prowadzących do zrównania terenu poprzez transport materiału skalnego w dół (z zasady do oceanu).

Składają się na nią: erozja, wietrzenie, ruchy masowe (np. lawiny, spływy błotne). Średnia prędkość "zdzierania kontynentów" wynosi około 6 mm/1000 lat. Po odciążeniu terenu przez denudację zwykle następują ruchy tektoniczne, które wynoszą obniżony teren.

wyróżniamy cztery stadia denudacyjne :

-najmłodsze, początkowe-tworzy się sieć rzek, przeważa wietrzenie mechaniczne

-młodociane- rozwijają się dopływy większych rzek, liczne osuwiska, głowne znaczenie wietrzenie mechaniczne

-dojrzałe- zanikają osuwiska, zaczyna odgrywać rolę spełzywanie, powierzchnia pierwotna obszru nieistnieje rzeki mają w miarę wyrównane profile

-starcze- peneplena, szerokie doliny, twardziele, ostańce

Rzeźba powierzchni ziemi (terenu) to ukształtowanie powierzchni Ziemi powstałe na skutek działania czynników zewnętrznych, takich jak erozja, akumulacja rzeczna czy lodowcowa oraz wpływ wiatru. Duże płaskie lub prawie płaskie tereny, z niezbyt głębokimi dolinami rzek, określamy jako tereny równinne. Mają one nieznaczne wysokości względne.

Przykładowe typy rzeźby terenu:

• rzeźba poligeniczna

• rzeźba policykliczna

• rzeźba strukturalna

• rzeźba krawędziowa

• rzeźba tektoniczna

• rzeźba alpejska

Źródła energii procesów rzeźbotwórczych:

• energia grawitacyjna

• energia geotermiczna

• promieniowanie słoneczne

• geomagnetyzm

Erozja (łac. erosio - wygryzanie, żłobienie) naturalne zjawisko mechanicznego niszczenia powierzchni skorupy ziemskiej - zarówno skał jak i gleb, poprzez różne czynniki zewnętrzne, oraz towarzyszące temu zjawisku przenoszenie produktów erozji.


Efekty działania erozji

zmiana rzeźby terenu, a czasami także zmiana struktury podłoża,

• w przypadku erozji skał, efektem jest rozpoczęcie procesów glebotwórczych,

• w przypadku erozji gleby, efektem jest obniżenie jej wartości, a czasem wręcz jej usunięcie i odsłonięcie skalistego podłoża.

Rodzaje erozji

Przykład erozji morskiej

Erozja skał nadmorskich - widoczne nierównomierne zniszczenie skał wynikające ze zróżnicowanej twardości

1. erozja lodowcowa (glacjalna) - żłobienie terenu przez płynący lodowiec, który:

• wygładza podłoże - detersja,

• wyrywa duże odłamki skalne z podłoża - detrakcja,

• zdziera całe podłoże - egzaracja.

2. erozja wodna:

• erozja deszczowa (ablacja) - spłukiwanie luźnej, wierzchniej warstwy terenu (zwłaszcza cząstek gleby) przez wody deszczowe,

• erozja rzeczna - przenoszenie cząstek przez prąd rzeki bądź falowanie wody:

• W górnym biegu rzeki występują :

• erozja wgłębna - polega na wcinaniu się rzeki w koryto rzeczne poprzez niszczenie go przez niesione przez rzekę materiał skalny
  Efekty: tworzenie się dolin głębokich i wąskich V-kształtnych

• erozja wsteczna - cofanie się źródeł rzeki w kierunku działu wodnego (może doprowadzić do przejęcia początkowego odcinka innej rzeki tzw. kaptaż).
  Efekty: łączenie się dwóch cieków wodnych w odcinkach źródliskowych (kaptaż), wyrównywanie się brzegów rzeki i "cofanie się" wodospadów, powstawania kotłów eworsyjnych

• W środkowym biegu rzeki:

• erozja boczna - podmywanie brzegów rzeki, spowodowane nierównomiernym nurtem rzecznym
  Efekty: meandry (zakola rzeczne), starorzecza (meandry odcięte od głównej rzeki wałem ziemi[groblą]), łachy (wyspy rzeczne), niszczenie brzegów

• erozja denna - żłobienie dna tzw.podłoże aluwialne rzeki przez płynącą wodę i niesiony przez nią materiał.
  Efekty: powstają tarasy rzeczne tzw. zalewowe

• W dolnym biegu rzeki
  Efekty: powstawanie form ujść rzecznych: delt i estuariów.

• erozja morska (abrazja) - niszczenie brzegów przez falowanie i pływy (przypływy i odpływy)

3. erozja eoliczna (wiatrowa) - przenoszenie cząstek gleby i rozkruszonych skał przez wiatr (deflacja) oraz szlifowanie skał przez niesione przez wiatr ziarna piasku (korazja).

Czynniki wpływające na erozję

Czynniki powstrzymujące:

• Osłona i wiązanie powierzchni gruntu poprzez rosnącą na niej roślinność

Czynniki powiększające:

• wycinanie i wypalanie lasów (zwłaszcza wilgotnych lasów równikowych),

• źle prowadzone osuszanie terenów,

• łączenie małych gospodarstw w duże farmy,

• usuwanie żywopłotów, murków i pasów zarośli śródpolnych,

• zbyt intensywny wypas zwierząt.

Detersja - wygładzanie rzeźby terenu przez transportowany w stopie lodowca materiał morenowy. W wyniku detersji powstają m.in. wygłady lodowcowe.

Detrakcja - proces wyrywania, wydzierania przez lodowiec okruchów i bloków skalnych z podłoża, poprzez działalność mechaniczną i zamróz.

Egzaracja - proces mechanicznego niszczenia podłoża skalnego wywoływany przez:

• działalność lodowca (egzaracja lodowcowa),

• nasuwające się masy skalne - (egzaracja tektoniczna).

Jest to destrukcyjna działalność lodowca polegająca na wyrywaniu z podłoża bloków i okruchów skalnych (detrakcja) oraz ścieraniu się (detersja) wleczonych okruchów i skał podłoża przez przesuwający się lodowiec. W wyniku egzaracji powstają m.in. barańce i żłoby lodowcowe, np. w Skandynawii, w Alpach.

Marmit (kocioł eworsyjny, kocioł wirowy) - przegłębienie w dnie strumienia lub rzeki powstałe w wyniku eworsji u podnóża wodospadu lub progu skalnego. Kotły eworsyjne powstają gdy spadająca woda rzeźbi na dole mały kocioł. Woda zaczyna w nim wirować wokół osi pionowej, a porwane wraz z nią kamienie działają jak wiertła szorując po dnie i po bokach. W rezultacie wieloletniego działania tworzy się często okrągła, wygładzona niecka, która ciągle się poszerza i podcina ścianę wodospadu, która zawala się i otwiera się nowy próg wodospadu. W nowym miejscu tworzy się kolejny kocioł eworsyjny, poprzednie pozostają porzucone przed licem wodospadu.

Kaptaż, inaczej przeciągnięcie rzeki jest to przechwycenie przez jedną rzekę wód innej rzeki w wyniku bardzo silnego działania erozji wstecznej, najczęściej wtedy, gdy jedna z rzek z powodu większego spadku energiczniej wcina się w podłoże. Następuje wtedy przecięcie działu wodnego i wody rzeki kaptowanej przepływają do rzeki kaptującej. Dzięki temu rzeka kaptująca powiększa swoje dorzecze kosztem części dorzecza drugiej rzeki.

Abrazja - jeden z czynników erozyjnych. Zachodzi na stromych, skalnych brzegach dużych zbiorników wodnych, takich jak oceany, morza i duże jeziora. Jest to proces ścierania skały poprzez okruchy skalne poruszane falami wodnymi. Pewne znaczenie ma również rozpuszczanie skał przez wodę. Efektem działania abrazji jest powstawanie klifu i platformy abrazyjnej.

Widowiskowym przykładem działania abrazji jest klif przy ruinach kościoła w Trzęsaczu na brzegu Morza Bałtyckiego.

Deflacja - wywiewanie przez wiatr drobnego materiału skalnego (piasku bądź pyłu). Występuje głównie na pustyniach, wybrzeżach mórz i przedpolach lodowców. Powoduje stopniowe obniżanie się obszaru. Tworzy charakterystyczne formy, takie jak misy deflacyjne, ostańce deflacyjne czy bruk deflacyjny

Misa deflacyjna - forma terenu powstała w wyniku niszczącej działalności wiatru. Obszar ten stanowi formę wklęsłą i znajduje się na tyłach ruchomej wydmy. Jeśli osiąga duże rozmiary określa się go mianem pola deflacyjnego. Jeżeli misa osiągnie poziom wód gruntowych, to wokół wydm mogą powstać jeziora lub obszary zabagnione (w Polsce), a na pustyniach mogą się tworzyć jeziora i oazy.

Wydma to piaszczyste wzniesienie o różnym kształcie, usypane przez wiatr.

Powstawanie wydm jest ściśle związane z transportem i akumulacją materiału piaszczystego. Piasek pędzony wiatrem blisko powierzchni lub wleczony po niej zatrzymuje się za takimi przeszkodami jak głazy, zarośla czy nierówności gruntu - gromadząc się wówczas tworzy wydmę.

Większość wydm cechuje asymetria stoków.

Nakładające się wydmy tworzą nieregularne, rozległe formy poprzeczne do kierunku wiatru - pola wydmowe.

Rodzaje wydm

Rozróżnia się następujące rodzaje wydm, w zależności od:

• ich położenia:

• wydmy nadmorskie,

• wydmy śródlądowe,

• ich dynamiki:

• wydmy wędrujące (ruchome, tworzące się),

• wydmy ustalone (nieruchome, porośnięte przez roślinność),

• wydmy ustalane (w trakcie zatrzymywania i porastania przez roślinność),

• ich kształtu:

• wydmy paraboliczne,

• barchany,

• poprzeczne,

• podłużne,

• gwiaździste,

• wały wydmowe,

• pola wydmowe.

Korazja (inaczej erozja eoliczna) - proces polegający na szlifowaniu, żłobieniu, zdzieraniu i wygładzaniu powierzchni skał (podłoża skalnego) wskutek uderzeń ziaren piasku niesionego przez wiatr.

Efekty:

• grzyby skalne

• graniaki (m. in. w Polsce) - większe głazy, które są wyszlifowane przez materiał niesiony przez wiatr

• bruzdy eoliczne - wydłużone zagłębienia w miękkich skałach

• żleby - miejsca najsilniejszego żłobienia stoku

Szybszemu niszczeniu ulegają zwietrzałe, mniej odporne partie skał, dzięki czemu pierwotne formy rzeźby przybierają często fantazyjne kształty.

Grzyb skalny - forma skalna, powstająca na skutek erozyjnej działalności wiatru (korazja). Unoszony wiatrem piasek i inne odłamki skalne uderzają w napotykane przeszkody. Erozja wietrzna działa najsilniej u podstawy formy lub na jej środku, gdzie niesionego przez wiatr materiału jest najwięcej i jest on największy. W ten sposób ów materiał żłobi w skałach zadziwiające formy (kształtem przypominają grzyba). Proces ten trwa tysiące lat. Dzięki temu procesowi tworzą się także mosty skalne i grzyby skalne powstałe niedaleko Wielkiego Kanionu Kolorado.

Wietrzenie - rozpad mechaniczny i rozkład chemiczny skał wskutek działania energii słonecznej, powietrza, wody i organizmów. Zachodzi na powierzchni Ziemi i w jej powierzchniowej strefie zwanej strefą wietrzenia (głębokość od kilku do kilkudziesięciu metrów). Produktem wietrzenia są między innymi zwietrzelina, rumowisko, glina zboczowa, arkoza.

Podział:

• wietrzenie fizyczne (mechaniczne)

• insolacyjne - zachodzi na skutek nasłonecznienia

• mrozowe - rozsadzanie skał przez zamarzający lód, powstają gołoborza, (Góry Świętokrzyskie)

• salinarne - wysychanie roztworów i wytrącanie z nich kryształków soli

• odciążeniowe -zwietrzelina jest usuwana przez ruchy masowe spowodowane grawitacją (Góry Stołowe)

• wietrzenie chemiczne

• rozpuszczanie

• uwodnianie

• hydroliza

• utlenianie

• uwęglanowienie

• wietrzenie biologiczne

• rozsadzanie przez korzenie roślin

• kwasy z rozkładu materii organicznej

Proces rozsadzania skały przez lód to tzw. zamróz.

Produktem wietrzenia (zarówno fizycznego jak i chemicznego) jest zwietrzelina.

Intensywność i charakter wietrzenia zależą od rodzaju skały oraz od warunków klimatycznych (głównie od ilości wody oraz temperatury). W klimacie suchym (pustynnym) przeważa wietrzenie fizyczne. W klimacie gorącym i wilgotnym - wietrzenie chemiczne.

W wyniku wietrzenia fizycznego tworzą się skały okruchowe, wskutek wietrzenia chemicznego niektóre skały chemiczne jak na przykład boksyty, lateryty, terra rossa.

Procesy wietrzenia ułatwiają erozję. Powodują powstanie gleby i tworzenie swoistych form skalnych.

Akumulacja rzeczna to proces gromadzenia osadów na dnie rzeki przez jej nurt. Materiały akumulowane w ten sposób określane są mianem aluwiów.
Rodzaj przenoszonego przez rzekę materiału zależy od podłoża geologicznego, po którym płynie, jak również od prędkości nurtu. Na terenach górzystych, gdzie nurt jest prędki i dominuje erozja denna rzeki, przenoszone są przede wszystkim większe okruchy, a na dnie tworzą się otoczaki. Natomiast na terenach równinnych, gdzie nurt spowalnia i dominuje erozja boczna rzeki, przenoszone są głównie piaski i iły.
Istnieją trzy sposoby przenoszenia przez rzekę osadów: ciężkie okruchy i otoczaki są wleczone po dnie, mniejsze cząstki natomiast są albo niesione przez nurt w postaci zawiesiny, albo odrywane od dna i przenoszone skokowo na mniejsze odległości.

Ripplemarki na dnie rzeki Liswarty


W wyniku tego procesu na dnie rzeki tworzone sa różnego typu struktury, w zależności od akumulowanego materiału. W sytuacji, gdy po intensywnych opadach wody rzeki opadają, a nurt spowalnia, na dnie można znaleźć bruk rzeczny w postaci większych okruchów (przeważnie bliżej brzegu rzeki, gdzie nurt jest wolniejszy). Jeżeli nurt rzeki jest wolny i waha się miedzy 1 a 3 m/s, wówczas na dnie tworzą się charakterystyczne ripplemarki, czyli struktury zbudowane z piasku oraz większych cząsteczek układające się kaskadowo pod pewnym kątem do dna. W miejscu, gdzie nurt rzeki jest najwolniejszy, najczęściej przy ujściu rzeki do morza, osadzają się najdrobniejsze cząstki, najczęściej iły, przyczyniając się w ten sposób to tworzenia żyznych gleb, mad.

Rzeźba poligeniczna

Tatry, jako przykład rzeźby poligenicznej
(widok z Czerwonych Wierchów)

Rzeźba poligeniczna - rzeźba, która w czasie swego rozwoju doznała przemian pod wpływem zasadniczo zmieniających się warunków klimatycznych, nie rozwijała się więc cały czas w cyklu jednolitym.

Przykładem rzeźby poligenicznej jest rzeźba Tatr. Ich rozwój uległ zasadniczemu zaburzeniu pod wpływem lodowców, które tu kilkakrotnie powstawały i wywarły olbrzymi wpływ na formy terenu.

O takiej rzeźbie jako całości nie można powiedzieć, w jakim stadium rozwoju się znajduje, poszczególne bowiem jej formy są właściwe nie tylko cyklowi normalnemu, ale i cyklowi glacjalnemu, należą więc do różnych cyklów.

Rzeźba policykliczna - rzeźba terenu, w której widoczne jest kilkakrotne odmłodzenie. Występują w niej formy powstałe kolejno w kilku cyklach i znajdujące się w różnych stadiach rozwoju.

O takiej rzeźbie jako całości nie można powiedzieć, w jakim jest stadium rozwoju.

Rzeźba strukturalna - typ krajobrazu, w którym rozmieszczenie i cechy poszczególnych form rzeźby terenu są zależne głównie od cech struktury geologicznej, a w mniejszym stopniu od cech klimatu.

Rzeźba strukturalna rozwija się w warunkach generalnego spokoju tektonicznego. Występowanie wzniesień i obniżeń odzwierciedla różnice w odporności skał. Typowymi elementami rzeźby strukturalnej są kuesty, stoliwa, monadnoki, przełomy strukturalne. Szczególnym typem rzeźby strukturalnej jest rzeźba krawędziowa.

Rzeźba krawędziowa - typ krajobrazu rozwiniętego na skałach osadowych, w którym dominującą rolę odgrywają krawędzie morfologiczne, nawiązujące do stref występowania skał odpornych. Są one oddzielone obniżeniami lub spłaszczeniami powstałymi wskutek szybszego niszczenia skał mało odpornych.

Rzeźba krawędziowa może rozwinąć się w nachylonych kompleksach skalnych (monoklinach) i wówczas krawędzie mają postać kuest, lub w obrębie płyt i wówczas rzeźba ma charakter schodowy, a krawędzie występują jedna nad drugą.

Na obszarze Polski przykładem rzeźby krawędziowej jest krajobraz Wyżyny Śląskiej i Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej, także niektóre fragmenty Sudetów (np. Góry Stołowe).

Kuesta(próg denudacyjny, próg strukturalny) - stromy, asymetryczny stopień lub próg powstały na obszarze o budowie monoklinalnej wskutek różnej odporności warstw skalnych na denudację (erozja selektywna). Typowa kuesta - progi basenu paryskiego.

Charakterystyczna kuesta występuje na terenie Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej. Jest to zachodnia krawędź wyżyny nazywana kuestą jurajską

Monoklina (od gr. mónos "jedyny", klínō "pochylam") - rozległy obszar, zbudowany z warstw skalnych nachylonych w jednym kierunku i pod jednakowym kątem (zazwyczaj niedużym).

W Polsce obszar o budowie monokliny występuje w postaci szerokiego pasa ciągnącego się od okolic Szczecina po Kraków (tzw. monoklina przedsudecka na północy oraz monoklina śląsko-krakowska na południu).

Rzeźba tektoniczna - typ krajobrazu, którego główne cechy zostały ukształtowane przez ruchy tektoniczne, a układ wzniesień i obniżeń odpowiada obszarom obecnie wypiętrzanych i obniżanym.

Typowymi składnikami rzeźby tektonicznej są zręby, rowy tektoniczne, zapadliska, krawędzie tektoniczne.

Na tych obszarach częste są trzęsienia ziemi, cechują się one na ogół dużymi wysokościami względnymi i dużą intensywnością procesów rzeźbotwórczych.

Rzeźba alpejska, alpejska rzeźba - wysokogórska rzeźba z formami glacjalnymi, które powstają po przez działalność lodowca górskiego. Lodowiec górski powoduje zmianę istniejących starych form preglacjalnych (np. doliny rzeczne) - formy, które powstały bezpośrednio przed nastaniem w Europie epoki lodowcowej.

Rzeźba alpejska cechuje się stromymi stokami porozcinanymi licznymi skalnymi żlebami, dolinami U- kształtnymi na których dnie występują progi i zagłębienia oraz ostrymi skalnymi graniami. Do istniejących wcześniej form terenu przeobrażonych przez siłę erozyjną lodowca należą m. in. kotły lodowcowe - cyrki lodowcowe (kary lodowcowe), które w wyniku zapełnienia wodą są już najczęściej jeziorami cyrkowymi (np. Czarny Staw pod Rysami w Tatrach). Do gór które posiadają rzeźbę alpejską można zaliczyć: Alpy, Tatry, Góry Skandynawskie, Kaukaz.

Klif, faleza, urwisko brzegowe, brzeg wysoki - stroma, często pionowa ściana brzegu morskiego lub jeziornego, utworzona wskutek procesu abrazji zachodzącego u jej podstawy na styku z platformą abrazyjną.

Ze względu na aktualność procesu abrazji wyróżnia się:

• klif żywy (klif czynny, klif aktywny) - położony w strefie oddziaływania fal i przez nie niszczony; tworzy ostro zarysowaną, często pionową krawędź z wyraźną niszą abrazyjną (podciosem brzegowym) u podstawy; w miarę pogłębiania się podciosu ma miejsce obrywanie się i cofanie brzegu;

• klif martwy - położony poza strefą oddziaływania fal, a więc nie podlegający już procesowi abrazji; zwykle pokryty grubą warstwą osadów stokowych;

• klif odmłodzony - klif martwy ponownie jednak podcinany przez fale wskutek obniżenia się wybrzeża, podniesienia poziomu wody, lub okresowo w czasie bardzo silnych sztormów.

Ze względu na ułożenie warstw skalnych wyróżnia się:

• klif strukturalny - utworzony w warstwach nachylonych w stronę lądu;

• klif ześlizgowy - utworzony w warstwach nachylonych w stronę morza lub jeziora; oprócz procesu abrazji modeluje go również osuwanie i ześlizgiwanie się materiału skalnego.




Klif żywy:
1 Nisza abrazyjna
2 Platforma abrazyjna
3 Powierzchnia akumulacyjna

Szery (Szer swe. - skjaer) - rój wysp przybrzeżnych, będących częściowo zanurzonymi barańcami. Występują u wybrzeży Finlandii i Szwecji.

Delta to ujście rzeki w postaci kilku odnóg, tworzących obszar nizinny o charakterze bagiennym (np. Żuławy Wiślane w Polsce), przypominający kształtem grecką literę Δ (delta). Pochodzi od nazwy nadanej przez starożytnych Greków ujściu Nilu, które rzeczywiście przypomina tę literę.

Powstawanie delt

Ujścia typu deltowego powstają w przypadku, gdy rzeka uchodzi do zbiornika wodnego (morza lub jeziora), który charakteryzuje się nieznacznymi wahaniami poziomu wody - w przeciwnym przypadku powstają estuaria. Silne prądy lub przypływy mogą unosić z sobą na pełne morze nawet bardzo znaczne masy mułu, nanoszonego przez rzeki i w ten sposób nie dopuścić do tworzenia się delt. Toteż delty tworzą się przede wszystkim w jeziorach, w morzach zamkniętych, pozbawionych przypływów i odpływów i silnych prądów, jak na przykład Morze Śródziemne i Morze Czarne, południowowschodnie części morza Bałtyckiego, Zatoka Meksykańska w swej północnej części, płytkie morza przybrzeżne oceanu Spokojnego w Azji, Zatoka Bengalska, Ocean Lodowaty wzdłuż brzegów Azji. Wyróżnia się delty wysunięte (wychodzące w morze) i wsteczne (wypełniające zatoki).




Budowa delty:
1. Równia aluwialna
2. Równia deltowa
3. Jezioro deltowe
4. Czoło delty
5. Prodelta

Największe delty

Największą deltę na świecie tworzy Ganges, połączony z Brahmaputrą; delta ta mierzy ponad 80 000 km². Na następnym miejscu plasuje się delta Missisipi (powyżej 30 000 km²), Orinoko (w Ameryce Południowej, 24 000 km²) i Nil (20 000 km²). Z rzek europejskich największą deltę ma Dunaj (4 000 km²). Pokłady, naniesione przez rzeki, sięgają nieraz wielkiej grubości. W delcie rzeki Pad dochodzą do 170 m, w delcie Nilu miejscami do 100 m, w delcie Rodanu również do 100 m. Szybkość, z jaką delty posuwają się w głąb morza, zależy nie tyle od ilości mułu, niesionego przez rzekę, ile od wyżej wyliczonych warunków tworzenia się delt. Tak na przykład rzeka Terek na Kaukazie sypie corocznie ok. 500 m nowego ujścia; potężna Missisipi ma lata, kiedy wysuwa się w zatokę Meksykańską również ok. 0,5 km, gdy w innych latach ogranicza się do 80 m. Słynna delta Nilu wzrasta zaledwie o 12 m rocznie. Z rzek europejskich pierwsze miejsce zajmuje Pad z 70 m. Ujścia deltowe posiadają również: Wisła, Wołga, Niger, Huang He.

Lido (z wł. Lido) - piaszczysty, wynurzony wał nadbudowany od strony morza przez fale, powoduje powstawanie laguny. Powstaje na wybrzeżach podlegających pływom morskim.

Termin ten jest stosowany głównie w odniesieniu do wybrzeży Adriatyku we Włoszech.

Mierzeja - przedłużenie zasadniczego lądu stałego, lub jego półwyspu, usypane przez morskie fale przybrzeżne, tworzące piaszczystą barierę oddzielającą zalew lub zatokę od morza. Tworzą ją jeden lub dwa półwyspy oraz ewentualnie znajdujące się w linii mierzei wyspy.

Schemat powstawania mierzei oraz jeziora przybrzeżnego

Przykładem nietypowej mierzei, zwanej kosą, która nie biegnie wzdłuż lądu, lecz wchodzi daleko w głąb morza, jest Mierzeja Helska, która z geograficznego punktu widzenia jest barierą dla Zatoki Puckiej.

Równina - wielkopowierzchniowa forma ukształtowania powierzchni Ziemi. Stanowi ją płaski lub prawie całkowicie poziomy (nachylenie do 3 st.) teren. Równiny mogą występować na obszarach nizin, wyżyn, lub gór (doliny rzek lub wierzchowiny), charakter równinny mają znaczne powierzchnie den oceanów.

Pochodzenie równin jest zróżnicowane, ze względu na genezę wyróżnia się:

• równiny strukturalne

• równiny akumulacyjne

• równiny denudacyjne

• równina aluwialna

Za największą równinę Ziemi można uznać Nizinę Amazonki (pochodzenia aluwialnego) o powierzchni ok. 3,5 mln km².

Równina aluwialna - płaski lub prawie całkowicie poziomy (nachylenie do 3 st.) teren ukształtowany w wyniku działalności rzecznej i zbudowany z osadów rzecznych. Największą równiną aluwialną jest Nizina Amazonki o powierzchni ok. 3,5 mln km².

Ruchy masowe (geologiczne ruchy masowe, ruchy grawitacyjne) - ruchy materiału skalnego (w tym osadów, zwietrzelin, a także gleby) skierowane w dół zbocza wywołane siłą ciężkości. W ruchy masowe zaangażowana jest tylko siła grawitacji, tzn. nie obejmują one ruchów spowodowanych prądem wody, ruchem lodowców oraz wiatrem. Ruchy masowe (transport materiału po stoku) odbywają się w zarówno z szybką prędkością, nagle i gwałtownie (np. osuwiska, obrywy), jak również w tempie bardzo wolnym i w sposób trudny do bezpośredniego zaobserwowania (np. spełzywanie).

Rodzaje ruchów masowych

osuwanie

• osuwisko obrotowe (zerwa)

• osuwisko ześlizgowe (zsuwa)

• spełzywanie (pełzanie) - najwolniejsze ruchy masowe

• soliflukcja (kongeliflukcja, geliflukcja) - spełzywanie odmarzniętej i nasyconej wodą wierzchniej warstwy gruntu

• odpadanie - ruchy masowe, w wyniku których tworzą się stożki piargowe

• obrywanie

• osiadanie

• spływanie

• ześlizgiwanie

• lawina - najgwałtowniejsze ruchy masowe

Czynniki

Podstawowe czynniki wpływające na charakter ruchów masowych:

• nachylenie powierzchni stokowej

• rodzaj oraz ułożenie skał

• miąższość zwietrzeliny

• przesycenie wodą warstwy przypowierzchniowej

• obecność oraz charakter pokrywy roślinnej i inne...

Osuwisko - nagłe przemieszczenie się mas ziemnych powierzchniowej zwietrzeliny i mas skalnych podłoża spowodowane siłami przyrody lub działalnością człowieka (podkopanie stoku lub jego znaczne obciążenie). Jest to rodzaj ruchów masowych, polegający na osuwaniu się materiału skalnego lub zwietrzelinowego po pewnej powierzchni. Ruch taki zachodzi pod wpływem siły ciężkości. Osuwiska są szczególnie częste w obszarach o sprzyjającej im budowie geologicznej, gdzie warstwy skał przepuszczalnych i nieprzepuszczalnych występują naprzemiennie.

Do zjawisk wywołujących osuwisko należą:

• wzrost wilgotności gruntu spowodowany długotrwałymi opadami lub roztopami,

• podcięcie stoku przez erozję, np. w dolinie rzecznej lub w wyniku działalności człowieka, np. przy budowie drogi,

• nadmierne obciążenie stoku, np. przez budownictwo,

• wibracje związane np. z pracami ziemnymi, ruchem samochodowym, eksplozjami,

• trzęsienia ziemi.

Osuwisko w Lachowicach

Główne elementy osuwiska to nisza osuwiskowa, zagłębienie w miejscu, w którym osunęła się ziemia, oraz jęzor osuwiskowy, miejsce, gdzie został przemieszczony ten materiał skalny.

Największe rozpoznane osuwisko na Ziemi znajduje się w Iranie. W Polsce osuwiska występują najczęściej w Beskidach (w 2001 roku osuwisko w Lachowicach zniszczyło 15 zabudowań mieszkalnych, osuwisko w Jachówce zagroziło osiedlu Straczkówka, osuwisko w Nowym Sączu zniszczyło kilka zabudowań mieszkalnych i gospodarczych, itd.), a także na zboczach Wisły oraz na bałtyckich klifach.

Osuwiska powodują rozmaite straty: degradację objętych nimi terenów i zniszczenie całej posadowionej na nich infrastruktury (budynki mieszkalne, sieć drogowa, kanalizacyjna, linie telekomunikacyjne, elektryczne, gazociągi, uprawy, lasy).

Pierwsza próba zliczenia osuwisk, przeprowadzona w końcu lat 60. wykazała istnienie na stokach karpackich ponad 3000 osuwisk. Dalsze prace doprowadziły do rozpoznania w Karpatach około 20 000 osuwisk. Na obszarze 6% powierzchni kraju, jaką stanowią Karpaty, występuje ponad 95% wszystkich osuwisk w Polsce. Ocenia się również, że w Karpatach występuje średnio jedno osuwisko na 5 km drogi jezdnej i na 10 km linii kolejowej.

Podział osuwisk ze względu na różne kryteria:

• asekwentne - tworzą się w jednorodnych, niewarstwowanych skałach (glinach, iłach)

• konsekwentne - powstają w wyniku ruchu mas skalnych po jakiejś powierzchni strukturalnej (wyróżnia się osuwiska konsekwentno-strukturalne, konsekwentno-zwietrzelinowe, konsekwentno-szczelinowe)

• insekwentne - tworzą się, gdy osunięcie nastąpi w poprzek powierzchni strukturalnych

• periodyczne - występują przy obfitych opadach

• chroniczne - są w ciągłym ruchu dopóki nachylenie stoku nie stanie się minimalne

• dolinne - występują w obszarach źródłowych rzek, gdzie erozja wsteczna zwiększa spadek terenu

• zboczowe - powstają na stokach podcinanych w wyniku erozji bocznej rzek

• zwietrzelinowe

• skalne.

Obryw - gwałtowne oderwanie się mas skalnych od stromego, urwistego stoku, częste przy trzęsieniach ziemi. Najczęściej przyjmuje formę lawiny kamiennej. U podnóża stoku powstaje bezładne gruzowisko. Przykładem są Wantule w Dolinie Miętusiej w Tatrach. U podnóża stoku lub ściany skalnej powstaje duże nagromadzenie bloków skalnych, tworzące bezładne blokowisko. Obryw to także nazwa materiału skalnego nagromadzonego w wyniku obrywu.

Obryw dzieli się na:

• obrywanie

• odpadanie

Oba zjawiska zachodzą bez kontaktu z podłożem ale różnią się wielkością materiału. Przy obrywaniu udział bierze wielka ilość materiału (np. duże skały przy zboczach gór) a przy odpadaniu mała (np. pojedyncze skały).

Odpadanie - proces degradacji zachodzący w obrębie ścian i stoków skalnych o nachyleniu powyżej 45 stopni, polegający na odrywaniu się od litego podłoża i spadaniu fragmentów zwietrzałej skały (wietrzenie mechaniczne). Intensywność odpadania zależy głównie od odporności skały i siły wietrzenia, jakiemu podlega skała. Odpadły od ścian materiał skalny gromadzi się u ich podnóża, tworząc stożki i hałdy usypiskowe.

Spełzywanie

Charakterystycznie wygięte przy ziemi pnie świadczą o spełzywaniu, Bieszczady

Spełzywanie (pełzanie) to najwolniejsze geologiczne ruchy masowe.

W zależności od rodzaju materiału na powierzchni, mówimy o spełzywaniu gleby lub spełzywaniu skały. Tempo poruszania się materiału pełzającego jest tym mniejsze, im głębiej się on znajduje; na pewnej głębokości ruch całkowicie ustaje. W rezultacie nie dochodzi do odsłonięć powierzchni podstawy skalnej. Tempo spełzywania jest na tyle niskie i jednostajne, że nie uszkadza pokrywy darniowej terenu. Głównym motorem spełzywania jest odsuwanie się cząstek warstwy powierzchniowej w czasie rozszerzania (np. po nasączeniu wodą) w kierunku prostopadłym do stoku, a następnie pionowe opadanie przy kurczeniu (np. wysychanie). W rezultacie każdy cykl rozszerzanie-kurczenie powoduje drobne przesunięcie cząstek w dół stoku o odległość tym większą, im bliżej powierzchni znajduje się cząstka.

Widocznym skutkiem spełzywania jest pochylenie płotów i słupów, a także drzew, które wyrastają z ziemi w kierunku spadku stoku i mają łukowato wygięte w kierunku pionu pnie.

Soliflukcja - jeden z procesów morfologicznych modelujących stoki w obszarach o klimacie zimnym, w warunkach peryglacjalnych (obszary polarne, wysokie góry). Zjawisko to polega na powolnym (do kilku cm na rok) pełzaniu wierzchniej warstwy gruntu.

Soliflukcji sprzyja sezonowe rozmarzanie powierzchniowej warstwy zwietrzeliny, która silnie nasączona wodą "ślizga się" po nadal zamarzniętej głębszej warstwie.

Ważną rolę w całym procesie odgrywa też działalność lodu włóknistego, sprzyjającego przemieszczaniu okruchów zwietrzeliny w dół stoku oraz częste zmiany temperatury, powodujące wielokrotne, naprzemienne odmarzanie i zamarzanie gruntu.

Soliflukcja jest częstym zjawiskiem w obszarze permafrostu.

Wieczna zmarzlina

Wieczna zmarzlina, ziemia zamarznięta co najmniej 15 dni w roku, ziemia zamarznięta mniej niż 15 dni w roku, linia ciągła - średni maksymalny zasięg pokrywy śnieżnej

Wieczna lub wieloletnia zmarzlina, zwana też czasem wieczną marzłocią lub marzłocią trwałą lub zlodowaceniem podziemnym lub (ang.) permafrostem - zjawisko trwałego utrzymywania się części skorupy ziemskiej w temperaturze poniżej punktu zamarzania wody niezależnie od pory roku. Powstaje w warunkach suchego i jednocześnie zimnego klimatu (o średniej temperaturze powietrza poniżej -11 stopni Celsjusza). Obejmuje około ⁴/₅ Alaski i ²/₃ Syberii.

Jej głębokość na tych obszarach, na których przetrwała od plejstocenu waha się w granicach od 150-300 metrów w północnej Kanadzie, do ponad 600 m we wschodniej Syberii. W miesiącach letnich wierzchnia warstwa gruntu - do około 2 metrów - ulega rozmarznięciu, wskutek czego staje się on często grząskim bagnem, w głąb którego nie może (z powodu zamarzniętych głębszych warstw) wsiąknąć nadmiar wody. Sytuacja ta utrudnia rozwój roślinności, uniemożliwiając m.in. zasiedlanie pokrytych wieczną zmarzliną obszarów drzewom o głębszym systemie korzeniowym, także z powodu niedostatecznej spoistości gleby w miesiącach letnich.

Wieloletnia zmarzlina ma charakter reliktowy. Jest pozostałością zlodowacenia, które w plejstocenie obejmowało znaczną część obszarów lądowych półkuli północnej. Zanikanie zmarzliny (podobnie jak zanikanie lodowców i lądolodów) jest, wbrew obiegowym opiniom, zjawiskiem naturalnym, nie indukowanym przez człowieka.

Bliższy prawdzie jest termin "wieloletnia zmarzlina", gdyż w przyrodzie nic nie jest wieczne. Jak mawiał jeden z polskich geografów "Wieczne jest tylko odpoczywanie, zmarzlina jest wieloletnia".




Marzłoć to warstwa gruntu, leżąca na różnych głębokościach, która co najmniej przez dwa kolejne lata zachowuje temperaturę niższą niż 0°C (poniżej punktu zamarzania). Rodzaje marzłoci:

• sucha - nie zawiera lodu jako materiału spajającego (np. skała)

• wilgotna - najczęściej spotykana, lód wypełnia wolne przestrzenie gruntu lub pory skał

Typy marzłoci (ze względu na zasięg warstwy odmarzającej):

• ciągła - grunt pozostaje zamarznięty na całym obszarze, przy średniej temperaturze roku poniżej -8°C

• nieciągła - z niezamarzniętymi "wyspami", przy średniej temperaturze roku od -4°C do -8°C

• sporadyczna - płaty marzłoci w niejednolicie zamarzającym gruncie, przy średniej temperaturze roku od -1°C do -4°C

Poziom amplitudy zerowej to głębokość, na której ustają wahania temperatury wiecznej marzłoci.

Warstwy w strefie marzłoci (od powierzchni w głąb gruntu, ich grubość może być różna):

• warstwa czynna - odmarzająca w lecie,

• pereletok - warstwa przejściowa, czasem odmarza, czasem pozostaje zamarznięta.

• marzłoć

• strop wieloletniej zmarzliny), "zwierciadło marzłoci", nieprzepuszczalny dla wody, odporny na ciśnienie

• spąg wieloletniej zmarzliny

• talik, na terenach sporadycznej i nieciągłej marzłoci - warstwa wewnątrz wiecznej marzłoci, rozmarzająca w lecie.

Odległość pomiędzy stropem a spągiem to miąższość wieloletniej zmarzliny

Żleb

Żleby z zalegającym śniegiem na północnych stokach Kamienistej w Tatrach

Żleby i stożki usypiskowe nad Morskim Okiem - Tatry Wysokie

Żleb - (również źleb) wklęsła forma ukształtowania terenu górskiego, stromościenne wcięcie w stoku czy ścianie, powstałe wskutek wietrzenia mechanicznego oraz erozyjnego działania gruzu skalnego, wód opadowych, roztopowych i lawin.

Żlebami, tak jak i kominami, prowadzą przeważnie najłatwiejsze drogi wspinaczkowe daną ścianą. Zarazem wiodą one terenem najczęściej mokrym i kruchym, a także są narażone na spadające kamienie, deszcz i lawiny. Żlebami często spływają z gór potoki, w żlebach zwykle też najdłużej zalega śnieg. Żleby mogą być trawiaste, kamieniste, piarżyste. Czasami mianem żlebu określa się wąskie doliny, nawet całkowicie zalesione, jak np. Staników Żleb w Tatrach.

Skalne miasto

Miasto skalne - Skały Adrszpasko-Teplickie

Skały

Skalne miasto, labirynt skalny - zespół skalnych form ukształtowania powierzchni Ziemi: skałek, ambon, baszt czy grzybów skalnych itp., skupionych w pobliżu siebie i oddzielonych wąskimi rozpadlinami.

Powstawanie miasta skalnego jest efektem degradacji terenu, następującego szczególnie wzdłuż sieci spękań, charakterystycznej zwłaszcza dla poziomo uwarstwionych piaskowców. Czynnikami wpływającymi na degradację są: obecność plastycznego podłoża powodująca osiadanie lub wyciskanie skał, wietrzenie mechaniczne, usuwanie zwietrzeliny przez wiatr lub wody deszczowe itp.

Najbardziej znane przykłady w Polsce to: Błędne Skały, Szczeliniec w Górach Stołowych; Skamieniałe Miasto na Pogórzu Ciężkowickim i inne.

W Czechach jednym ze słynniejszych skalnych miast są Skały Adrszpasko-Teplickie.

Wąwóz

Wąwóz w okolicy Kazimierza Dolnego

Wąwóz niedaleko Meilen (Zürich), Szwajcaria

Wąwóz - rodzaj głębokiej, suchej doliny okresowo odwadnianej, która cechuje się stromymi, urwistymi zboczami oraz niewyrównanym, wąskim dnem. Powstaje w średnio spoistych skałach (gliny, lessy, iły) wskutek erozji dennej wód okresowych lub epizodycznych i z czasem przekształca się w parów. Wąwozy mają długość do kilkunastu kilometrów i głębokość od kilku do stu metrów. Łączna długość wąwozów w Polsce wynosi ok. 35 000 km. Formy podobne do wąwozów mogą się również tworzyć w skałach krasowych (wapiennych, gipsowych)na skutek erozyjnej działalności wód płynących.

W Polsce wąwozy często występują na wyżynach (lessowe na Wyż. Lubelskiej, krasowe na Wyż. Krakowsko-Częstochowskiej) oraz w górach (np. wąwóz Kraków w Tatrach).

Parów - rodzaj doliny, która jest odwadniana okresowo lub epizodycznie, o płaskim dnie i urwistych, lecz nie stromych zboczach, które są pokryte trawą lub drzewami.

Parów powstaje zazwyczaj z przekształcenia wąwozu, będąc jego ostatnim stanem rozwoju. Parowy są powszechną formą dolinną klimatu umiarkowanego, zwłaszcza kontynentalnego. W Polsce są m. in. w Karpatach i na Wyżynie Małopolskiej.

Jar

Jar w Beskidzie Niskim

Suchy jar w Chruślicach, na terenie Nowego Sącza

Jar to forma ukształtowania terenu w postaci wydłużonego zagłębienia o wąskim dnie i stromych zboczach.

Powstaje najczęściej w wyniku erozyjnego działania wody. Może też być formą wykształconą poprzez aktywność osuwisk. Zwykle jary są niewielką formą terenu, związaną z korytem potoku, lub o suchym dnie, które jedynie okresowo wypełnia się wodą podczas opadów. Jary najczęściej występują w lasach, na terenach o pewnym spadku, co sprzyja postępowaniu erozji.Są naturalnymi składnikami krajobrazu.

Dolina

Przykład szerokiej doliny lodowcowej. Park Narodowy Jotunheimen, Norwegia.

Dolina - wklęsła forma terenu o wydłużonym kształcie otoczona ze wszystkich stron wzniesieniami i wyraźnie wykształconym dnie, najczęściej powstała w wyniku działalności rzek (erozja rzeczna) lub lodowców.

Rozróżniamy doliny:

• V-kształtne - przekrój w kształcie litery V - strome zbocza i wąskie dno, występują w górnym biegu rzek, powstają na skutek działania erozji wgłębnej

• U-kształtne - przekrój w kształcie litery U, występują w środkowym i dolnym biegu rzek, powstają na skutek działania erozji bocznej lub działania lodowca na dolinę V-kształtną

• Dolina płaskodenna

Typy zasilania terenów dolinowych 1. Wody powierzchniowe: opad atmosferyczny -> zasilanie ombrogeniczne (opadowe); spływ wód z wysoczyzny, wody powodziowe -> zasilanie fluwiogeniczne (wody powierzchniowe)

Dolina płaskodenna - dolina rzeczna o płaskim dnie, w obrębie którego mieści się koryto i terasy rzeczne.

Dolina ta powstaje na skutek erozji bocznej rzeki lub zasypania istniejącej doliny aluwiami. Dolina płaskodenna występuje we wszystkich strefach klimatycznych.

Przełom rzeki

Przełom Dunajca

Kanion Antelope na terenie Navajo Tribal Park w Arizonie w USA

Horseshoe Bend, Arizona

Przełom - odcinek doliny rzecznej o wąskim dnie i stromych zboczach, w którym ciek wodny (rzeka) pokonuje przeszkodę obecną na jej drodze (np. pasmo górskie lub inna wypukłość terenu)

Rodzaje przełomów:

• antecedentny (przetrwały) - powstaje, gdy na drodze rzeki zaczyna tworzyć się wypiętrzenie tektoniczne, a ruch wznoszący jest na tyle wolny, że erozja wgłębna wód nadąża z wcinaniem koryta rzeki w podłoże. Często przełomy te mają kręty , meandrowy przebieg, pokrywające się z biegiem rzeki przed rozpoczęciem procesu podnoszenia się terenu. (np. przełom Dunajca w Pieninach, przełom Hornadu w Słowackim Raju, przełom rzeki Kolorado, przełom Popradu przez Beskid Sądecki);

• odziedziczony - powstaje, gdy rzeka wykorzystuje dolinę lodowcową płynąc jednak w kierunku przeciwnym niż płynęła rzeka lodowcowa (np. Poznański Przełom Warty);

• strukturalny - ściśle związany z budową geologiczną obszaru, powstaje, gdy rzeka natrafia na osady o większej odporności co powoduje wyraźne przewężenie doliny;

• przelewowy - powstanie przez rozcięcie zapory spiętrzającej wodę rzeczną. Zaporę tę stanowić mogą wały morenowe, jęzory osuwiskowe, strumienie lawy lub jęzory spływów moren ablacyjnych bądź rygle skalne(np. rygiel Zmarzłego Stawu nad Czarnym Stawem Gąsienicowym).

• regresyjny - powstaje w wyniku erozji wstecznej źródeł rzeki (zobacz kaptaż), co doprowadza do przecięcia działu wodnego i połączenia się dwóch rzek.(np. przełom Lubrzanki w Górach Świętokrzyskich)

• epigenetyczny - powstaje, gdy rzeka rozwija się na powierzchni zbudowanej ze skał osadowych pokrywających ukrytą pod nimi starą rzeźbę. Rzeka wzdłuż swojego grzbietu odpreparowuje stare, odporne grzbiety. Przecinając je tworzy przełomy (np. przełom Dunaju przez Masyw Czeski, przełom Bobru poniżej Jeleniej Góry, przełom Soły przez Beskid Mały);

• pozorny - powstaje poprzez odpreparowanie rowu zapadliskowego na obszarze o rzeźbie zrębowej (np. przełom Renu, przełom Wisły koło Tyńca).

W Polsce przełomami rzecznymi są między innymi: Dolina Prądnika, przełom Dunajca przez Pieniny, przełom Popradu w Beskidzie Sądeckim, Poznański Przełom Warty przez morenę czołową stadiału poznańskiego. Jeden z najbardziej znanych przełomów rzecznych na świecie to Wielki Kanion Kolorado, a w Europie - przełom Verdon (fr. gorges du Verdon) w Prowansji.

Debrza

Debrza w okolicy Kazimierza Dolnego

Debrza - forma ukształtowania powierzchni ziemi: wąska, płytka, V-kształtna dolina sucha o znacznym i niewyrównanym spadku. Powstaje zazwyczaj na stromym zboczu w obrębie mało spoistego podłoża w wyniku erozyjnej działalności wód okresowych i spełzywania zboczy. W dalszym etapie rozwoju, w wyniku zasypywania osadami, a więc wypłycania, debrza może przechodzić w dolinę wciosową, parów lub wądół.

Wądół - forma ukształtowania powierzchni ziemi: niewielka dolina o płaskim i zwykle podmokłym dnie oraz stromych zboczach, odwadniana okresowo. Powstaje w wyniku przeobrażenia debrzy lub doliny wciosowej w wyniku akumulacji osadów na ich dnie. Forma często spotykana w Karpatach.

Rozłog, dolina nieckowata - rodzaj nieckowatej doliny o łagodnych zboczach, zazwyczaj niewielkim spadku dna i profilu poprzecznym bez żadnych załomów. Widoczne jest łagodne przejście od wypukłej wierzchowiny do wklęsłej doliny. Rozłogi powstają na obszarach zbudowanych ze skał małoprzepuszczalnych i mało zwięzłych (iły, gliny) w wyniku procesu spłukiwania, działalności ruchów masowych, zwłaszcza spełzywania, w pewnym stopniu też erozji wodnej. Rozróżniamy rozłogi żywe - holoceńskie i martwe - plejstoceńskie.

Rodzajem rozłogu jest niecka denudacyjna.

Holweg

Głębocznica w okolicy Kazimierza Dolnego

Holweg, głębocznica - forma ukształtowania powierzchni Ziemi przypominająca wąwóz, pochodzenia antropogenicznego. Działalność kół pojazdów, wozów konnych lub kopyt zwierząt gospodarskich niszczy roślinność i żłobi stoki. Erozja mechaniczna jest pogłębiana przez erozyjną działalność wód i wiatru. Holwegi powstają najczęściej w lessach i gliniastej zwietrzelinie. głębocznica w przeciwieństwie do wąwozu nie posiada odnóg

Dolina lodowcowa

Przykład szerokiej doliny lodowcowej. Park Narodowy Jotunheimen, Norwegia.

Dolina lodowcowa:

1. Inaczej: żłób lodowcowy

2. Dolina rzeczna utworzona przez lodowcowe wody roztopowe.

Gardziel dolinna - bardzo młoda dolina, wycięta w litych skałach, o zboczach w postaci ścian, a nawet miejscami przewieszek, o bardzo wąskim dnie, zajętymi niemal w całości przez koryto rzeki.

Padół - rodzaj wklęsłej formy powierzchni Ziemi, w postaci płytkiego zagłębienia o wydłużonym kształcie.

Padół, w przeciwieństwie do doliny, nie posiada jednolitego spadku w jednym kierunku, stąd bywa wykorzystywany na różnych swoich odcinkach przez różne cieki, np. Padół Słomnicki, położony na północ od Krakowa, jest odwadniany zarówno do Dłubni (na zachodzie), jak i do Szreniawy (na wschodzie).

Niecka - w geologii jest to łagodna synklina, o dużej powierzchni; w znaczeniu geomorfologicznym (rzeźba terenu) - niewielkie podłużne obniżenie terenu, powstałe na skutek przemian górnej warstwy skorupy ziemskiej. Odznacza się łagodnym profilem poprzecznym. Powstają wskutek spełzywania i spłukiwania materiału skalnego.

Rozróżniamy

1. niecka ablacyjna - formowana przez spłukiwanie i spełzywanie na obszarze bezleśnym

2. niecka denudacyjna - powstaje na rzeźbie peryglacjalnej

Kotlina - rozległa, niezbyt mocno wydłużona, wklęsła forma terenu, ze wszystkich stron otoczona wzniesieniami. Może być w postaci zamkniętej (bezodpływowej) lub otwartej. Kotliny powstają na skutek ruchów górotwórczych (czyli orogenezy) lub w wyniku erozji.

Terasy

Dolina przełomowa Warty w Poznaniu, poziom rzeki w dolnej strefie stanów niskich. Widoczna I terasa zalewowa, oraz kamienie wystające z dna

Niemal to samo miejsce, poziom rzeki w dolnej strefie stanów wysokich, I terasa niemal całkowicie zalana

Terasy - formy terenu powstałe w dolinie rzecznej wskutek erozyjnej działalności płynących wód. Formy występują w zespołach, tworząc w przekroju poprzecznym doliny charakterystyczny układ schodów.

Terasy występują w postaci spłaszczeń terenowych ciągnących się wzdłuż rzeki nad równiną zalewową. Posiadają zbliżony spadek i są oddzielone od siebie załomami. Każdy z nich świadczy o zmieniającym się z upływem czasu poziomie koryta rzeki.

W zależności od tego, w jakich utworach powstały terasy nazywane są erozyjnymi, erozyjno-akumulacyjnymi lub akumulacyjnymi:

• terasy erozyjne - terasy, które zostały w materiale miejscowym

• terasy akumulacyjne - terasy, które wycięte zostały w osadach rzecznych wcześniej akumulowanych przez rzekę

• terasy erozyjno-akumulacyjne - wykształciły się, erodując kolejno po sobie osady rzeczne i utwory podłoża

Powstanie teras wiąże się bezpośrednio ze zmianami podstawy erozyjnej, czyli ze zmianami wysokości, na której znajduje się ujście rzeki. Jej osiągnięcie jest równoznaczne z utratą dalszego pogłębiania koryta.

Przełęcz

Przełęcz w Tatrach

Przełęcz - forma ukształtowania terenu, wybitne, poprzeczne obniżenie w przebiegu grzbietu górskiego lub grani między sąsiednimi szczytami. Powstaje w wyniku procesu denudacji mniej odpornych skał budujących stoki.

Grań

Grań Ornaku i Starorobociańskiego Wierchu w Tatrach. Widok znad Smreczyńskiego Stawu

Grań - stromy i ostry grzbiet górski. Ostra krawędź utworzona przez stykające się zbocza. Grzbiet ostry, z wyraźną krawędzią, w której zbiegają się strome stoki. Ostra, często silnie poszarpana szczytowa patria pasma lub grzbietu górskiego.

Twardzielec

Twardzielec (monadnok) - forma ukształtowania powierzchni Ziemi - odosobnione wzgórze, wzniesienie, zbudowane ze skał odporniejszych na procesy niszczące powierzchnię Ziemi niż skały go otaczające.
Twardziel to izolowane wzgórze zbudowane ze skał twardszych niż występujące w bezpośrednim otoczeniu, a więc bardziej odpornych na procesy niszczące. Monadnoki są typowymi formami w krajobrazach poddanych długotrwałej denudacji, m.in. na powierzchniach zrównania.

W Polsce przykładem twardzielca jest Śnieżka (1 602 m n.p.m.) w Karkonoszach.

Nazwa monadnok pochodzi od wzgórza Monadnock w Stanach Zjednoczonych.

Ostaniec

Ostaniec (lub góra-świadek także nazywany mogotem lub humem) - wzniesienie powstałe w wyniku procesów wietrzenia. Wiatr napotykając na skały powoduje korazję. Pozostają tylko fragmenty skał, najbardziej odporne na niszczenie. Występują jako wyizolowane formy terenu, często o stromych, skalistych stokach, stanowiące pozostałość starszej powierzchni skalnej. Ostańce są często celem działalności wspinaczkowej.

Ostaniec koło Skarżyc na Jurze Krakowsko-Częstochowskiej potocznie nazywany Okiennikiem

Pogórze - teren górzysty, porozcinany dolinami rzecznymi, o wierzchowinie znajdującej się na jednym poziomie. Jest ona szczątkiem dawnej powierzchni zrównania, ścinającej sfałdowane skały.

Płaskowyż

Piaskowcowy płaskowyż u stóp gór Pirin, na wschód od Melnika, Bułgaria

Płaskowyż (plateau) - obszar wysoko położony o płaskiej lub lekko falistej powierzchni i o stromych stokach, będący fragmentem wydźwigniętej powierzchni zrównania. Płaskowyż jest słabo urozmaicony dolinami i wyraźnie zaznacza się wśród otaczających go niższych obszarów. W Polsce najczęściej występuje na obszarach wyżynnych (np. Płaskowyż Nałęczowski, Płaskowyż Rybnicki, Płaskowyż Jędrzejowski). Przykładem płaskowyżów na świecie może być Dekan w Indiach lub Kras położony na terenie Włoch i Słowenii.

Masyw górski - grupa gór posiadająca podobną rzeźbę, nie wykazująca żadnego uporządkowania grzbietów.

Pasmo górskie - pasmo wyżynne; grupa gór o wyraźnie wydłużonym grzbiecie górskim.

Łańcuch górski - teren górski o równolegle ułożonych pasmach wraz z kotlinami i przylegającymi doń pogórzami.

Na świecie wyróżnia się dwa podstawowe wielkie łańcuchy górskie: łańcuch okołopacyficzny oraz łańcuch alpejsko-himalajski. Pierwszy z nich składa się z dwóch łuków, ma przebieg południkowy, występują tam częste zjawiska wulkaniczne oraz trzęsienia ziemi.

System górski - zbiór łańcuchów górskich powstałych w wyniku wypiętrzenia skorupy ziemskiej w tym samym okresie geologicznym.

Góry fałdowe - rodzaj gór, powstających w wyniku fałdowania i zazwyczaj również wypiętrzania mas skalnych.

Fałdowanie jest to skomplikowany proces geologiczny polegający na bocznym ściskaniu poziomo ułożonych warstw skalnych, powstałych w geosynklinie, i wyciśniętych wskutek kolizji płyt kontynentalnych, wskutek czego powstają fałdy.

Jest to najczęściej spotykany rodzaj gór na świecie. Należą do nich między innymi Karpaty, Alpy, Andy, Himalaje, Atlas oraz Kordyliery.

Fałd

fałd

Fałd - to ciągła deformacja tektoniczna polegająca na wygięciu plastycznym warstw skalnych bez przerwania ich ciągłości, powstała na skutek fałdowania.
Prosty, normalny, symetryczny fałd należy do rzadkości.
Fałd składa się z dwu zasadniczych części: części wypukłej (antykliny) i części wklęsłej (synkliny, łęku). Części pośrednie pomiędzy łękiem a siodłem nazywają się skrzydłami fałdu.

Antyklina posiada w swoim jądrze utwory starsze, natomiast synklina posiada w swoim jadrze utrowy młodsze. Wewnętrzna część fałdu to jądro fałdu.

Klasyfikacje fałdów [edytuj]

Klasyfikacja geometyryczno-kinematyczna [edytuj]

Uwzględnia położenie skrzydeł względem powierzchni osiowej:

• fałdy stojące - fałdy zbudowane normalnie i symetrycznie o skrzydłach zapadających się pod prawie takim samym kątem w przeciwnych kierunkach na zewnątrz. Fałdy stojące są niesymetryczne , gdy kąty upadu skrzydeł są różne.

• fałdy pochylone - fałdy o jednokierunkowym upadzie obu skrzydeł pod kątem 90-60.

• fałdy obalone - fałdy o jednokierunkowym upadzie obu skrzydeł pod kątem 60-30.

• fałdy przewalone

• fałdy leżące - fałdy przy upadzie skrzydeł mniejszym niż 30 ^o.

^{Klasyfikacja ze względu na symetrię fałdu [edytuj]}

• ^{symetryczne - fałd, gdzie płaszczyzna osiowa dzieli fałd na dwie równe części, tzn. gdy kąt upadu na obie strony jest mniej więcej jednakowy.}

• ^{asymetryczne - są znaczne różnice upadu obu skrzydeł.}

^{Klasyfikacja ze względu na położenie osi fałdu [edytuj]}

• ^{fałdy pionowe}

• ^{fałdy poziome}

• ^{fałdy pochylone}

^{Klasyfikacja ze względu na rozmieszczenie w planie [edytuj]}

• ^{synkliny, antykliny}

• ^{brachysynkliny, brachyantykliny}

• ^{kopuły, niecki}

^{Klasyfikacja ze względu na stosunek promienia fałdu do wysokości fałdu [edytuj]}

• ^{fałdy szerokopromienne}

• ^{fałdy średnopromienne}

• ^{fałdy wąskopromienne}

^{Klasyfikacja geometryczno-morfologiczna [edytuj]}

• ^{fałdy zygzakowate}

• ^{fałdy hiperboliczne}

• ^{fałdy paraboliczne}

• ^{fałdy skrzynkowe}

• ^{fałdy półkoliste}

• ^{fałdy grzebieniowate}

• ^{fałdy wachlarzykowate}

^{Klasyfikacja ze względu na kąt pomiędzy skrzydłami [edytuj]}

• ^{fałdy normalne (kąt jest większy niż zero)}

• ^{fałdy izoklinalne (kąt jest równy zeru)}

• ^{fałdy wachlarzowe (kąt jest mniejszy od zera)}

^{Klasyfikacja strukturalna]}

• ^{fałdy koncentryczne}

• ^{fałdy symilarne}

• ^{fałdy dysharmonijne}

^{Genetyczna klasyfikacja fałdów :}

• ^{fałdy ze ścinania}

• ^{fałdy ze zginania}

• ^{fałdy ze spłynięcia}

Płaszczowina

Płaszczowina - nasunięcie o charakterze regionalnym, powstałe w wyniku przemieszczania warstw skalnych "odkłutych" od podłoża, na którym się osadziły na wiele kilometrów. Zbudowane ze skał osadowych, czasami też metamorficznych lub magmowych.

Niejasny jest mechanizm powstawania płaszczowin. Trudno sobie wyobrazić, aby mogły powstać w wyniku silnych nacisków bocznych, gdyż przemieszczone mniej więcej poziomo na odległość znacznie większą od miąższości płaszczowiny (od kilku do ponad 200 km) warstwy skalne powinny być najbardziej zafałdowane w miejscu, gdzie były te naciski (czyli z tyłu). Tymczasem największe deformacje obserwuje się w partii czołowej, podobnie jak w osuwisku. Być może płaszczowiny są efektem działania tektoniki grawitacyjnej.

Przykładem gór o budowie płaszczowinowej są w Europie Karpaty oraz Alpy. W Karpatach płaszczowiny skierowane są (idąc wzdłuż łańcucha z zachodu na wschód i południe) ku północnemu zachodowi (na pograniczu Czech i Słowacji), ku północy (w Polsce), ku północnemu wschodowi i wschodowi(na Ukrainie), ku wschodowi, południowemu wschodowi i południowi (w Rumunii).

Orogeneza - (ruchy orogeniczne, górotwórczość, ruchy górotwórcze) - powstawanie gór z przyczyn tektonicznych.

Współcześnie uważa się, że powstawanie gór zachodzi na granicach płyt tektonicznych, gdy w strefie kontaktu naprężenia prowadzą do wyniesienia jednych bloków skalnych ponad inne (jako fałdy lub uskoki), lub gdy zachodzą intensywne procesy magmatyczne - powstające wtedy góry mają charakter wulkaniczny. Przez lata przyjmowano, że prekursorem łańcucha górskiego jest geosynklina, czyli zagłębienie terenu gromadzące osady, które zostają następnie ściśnięte i wypiętrzone. Dziś odchodzi się od tego prostego obrazu w kierunku złożonej klasyfikacji możliwych warunków orogenez, wśród których tylko niektóre pasują do założeń dawnej teorii geosynkliny. Niektóre istotne aspekty związane ze współczesnymi wynikami geologii poruszone są również w artykułach: geosynklina, terran.


Zarys teorii geosynkliny [edytuj]

Wczesne stadium formowania geosykliny [edytuj]

Dominuje tu subsydencja i poszerzanie obszaru geosynkliny. Występują wylewy szczelinowe skał zasadowych (lawa poduszkowa), intruzje (dajki, sille, skały plutoniczne synorogeniczne (wczesnoorogeniczne) i piroklasty, głębokomorskie osady (formacja łupkowo-szarogłazowa). Stadium kończy się powstaniem wyniesień i rozczłonkowaniem systemu geosyklinalnego.

Dojrzałe stadium przedorogeniczne [edytuj]

Geosyklina ulega stopniowemu skróceniu, co czasami pociąga za sobą transgresje morskie na platformę kontynentalną (powstaje formacja wapienna), tworzą się także archipelagi wysp i rowy, co zmienia reżim sedymentacyjny geosynkliny, dochodzi do formowania się głębokomorskiego osadu, jakim jest flisz. Wulkanizm szczelinowy zastępuje wulkanizm centralny (formacja porfirytowa - porfiry, andezyty), zwiększa się udział piroklastów. Pod koniec stadium dochodzi synorogenicznych intruzji batolitowych formacji granodiorytowej.

Ogólna inwersja i powstawanie gór fałdowych [edytuj]

Fałdy konsedymentacyjne, struktury grawitacyjne, nasunięcia. Powstają wyniesione obszary lądowe - wyspy. Formuje się dolna molasa (inaczej szlir - molasa morska), powstają osady ilaste i piaszczyste (drobne). W lagunach molasy tworzą się w zależności od klimatu osady węglonośne albo ewaporaty.

Właściwa faza orogeniczna [edytuj]

Wzrasta prędkość ruchów wznoszących. Występuje obniżanie rowów przedgórskich i wypełnianie ich molasą górną, która albo jest czysto lądowa, albo zawiera duży procent osadów lądowych (aluwia, zlepieńce, osady fluwioglacjalne). Molasa górna jest produktem niszczenia szybko wynurzanego górotworu. Subformacją molasy górnej mogą także być wapienie muszlowe - osad morski. Molasa górna często zawiera złoża bituminów. Spękaniami górotworu wydostaje się magma - powstają stratowulkany (formacja andezytowo-liparytowa). Występuje wulkanizm subsekwentny, finalny. Najintensywniej rozwija się tektonika grawitacyjna i formują się nasunięcia. Na końcu dochodzi do zupełnego wynurzenia górotworu i zaniku molas w wyniku wypełnienia zbiornika segymentacyjnego.


W trakcie orogenezy dochodzi do:

• sfałdowania osadów w obrębie geosynkliny

• wypiętrzenia osadów w postaci łańcuchów gór fałdowych

• na kratonach orogeneza powoduje powstawanie pionowych przemieszczeń prowadzących do powstania gór zrębowych.

Teoria wędrówki płyt tektonicznych

Tektonika płyt (teoria wędrówki płyt tektonicznych; z gr. τέκτων tekton - "budujący") - teoria geologiczna, stanowiąca współczesne rozwinięcie teorii Wegenera. Zaczęła się kształtować w latach 50. i 60. XX wieku i wkrótce zrewolucjonizowała wiedzę o ewolucji oblicza Ziemi.


Podstawowe założenia [edytuj]

Podstawowym założeniem teorii płyt tektonicznych jest stały promień Ziemi. Ponieważ w czasie geologicznym płyty kontynentalne powoli, ale stale się powiększają, a od triasu datuje się rozwój płyt oceanicznych, więc muszą istnieć strefy w których te ostatnie są niszczone - są to tzw. strefy subdukcji.

W budowie zewnętrznych warstw Ziemi wyróżnia się dwie główne części o odmiennych właściwościach fizycznych: litosferę i astenosferę. Zewnętrzna litosfera jest chłodniejsza i bardziej sztywna, podczas gdy leżąca głębiej astenosfera - cieplejsza i bardziej plastyczna.

Teoria tektoniki płyt przyjmuje, że litosfera nie jest ciągła, lecz składa się z kilkunastu sztywnych płyt tektonicznych, zwanych też krami, które przemieszczają się pod wpływem ruchów konwekcyjnych plastycznej astenosfery.

Miejsca gdzie stykają się płyty tektoniczne znane są jako granice płyt tektonicznych. Ich konfiguracja nawiązuje do przebiegu takich zjawisk geologicznych jak trzęsienia ziemi, a także do przebiegu stref sejsmicznych oraz występowania takich form topograficznych jak góry, wulkany, rowy oceaniczne czy grzbiety śródoceaniczne.

Płyty tektoniczne dzieli się na kontynentalne i oceaniczne, które różnią się między sobą gęstością właściwą. Ich zachowanie się na powierzchni astenosfery opisuje teoria izostazji.

Granice płyt tektonicznych [edytuj]




Schemat przedstawiający różne rodzaje granic płyt tektonicznych

Wyróżnia się trzy główne rodzaje granic płyt tektonicznych ze względu na sposób, w jaki płyty poruszają się względem siebie. Dla każdej z nich charakterystyczne są pewne zjawiska na powierzchni ziemi.

Rodzaje granic płyt tektonicznych:

• granice rozbieżne - gdy ruch płyt odbywa się w kierunku przeciwnym do ich wspólnej granicy. W miejscach rozchodzenia się płyt w ryftach grzbietów śródoceanicznych wciska się magma, wynoszona ku górze z wnętrza astenosfery. Zastygając, rozsuwa je, a jednocześnie tworzy nowe fragmenty dna morskiego, które wobec tego są o wiele młodsze niż same płyty. Mamy wówczas do czynienia ze zjawiskiem spreadingu, czyli rozszerzania dna morskiego.

• granice zbieżne - gdy płyty poruszają się ku sobie. Wówczas jedna z nich pogrąża się pod drugą w tzw. strefie subdukcji. Zapadająca się płyta ulega pochłonięciu w górnym płaszczu. Produkty powstałe podczas jej stopienia są źródłem wulkanizmu na powierzchni górnej płyty, tworząc tzw. łuk magmowy.

• granice przesuwcze - gdy ruch 2 płyt zachodzi równolegle do granicy między nimi. W tym przypadku litosfera nie jest ani tworzona, ani pochłaniana. Takimi granicami są uskoki transformacyjne przecinające grzbiety śródoceaniczne. Czasami sięgają one na obszar litosfery kontynentalnej, jak np. uskok San Andreas w Kalifornii.

Mechanizmy powodujące ruch płyt [edytuj]

Według teorii Artura Holmesa, którą wysunął na początku lat 30-tych XX w., przyczyną dryfu kontynentów są działające w płaszczu Ziemi prądy konwekcyjne. Twierdził on, że kontynenty są unoszone przez płaszcz dzięki działającym w nim prądom. W miejscach gdzie działają prądy wstępujące, skorupa kontynentu rozrywa się i pęka, a jej fragmenty oddalają się od siebie. W miejscach gdzie działają prądy zstępujące zachodzi ściskanie i powstają łańcuchy górskie oraz rowy oceaniczne. Temu hipotetycznemu wyjaśnieniu przeczy odkryte później głębokie zakorzenienie kontynentów - do 300-400 km, co wyklucza działanie prądów konwekcyjnych. Ponadto w tej hipotezie działalność jednych prądów powodowała by przesuwanie innych, czyli ich nierównoważność. Przykładowo pod grzbietem śródatlantyckim działają prądy powodujące odsuwanie się Afryki od Ameryki i pchające ją na wschód; równocześnie prądy działające pod grzbietem na Oceanie Indyjskim powodujące odsuwanie się Afryki od Australii i Antarktydy, pchające ją na zachód; prądy te powinny schodzić się pod Afryką powodując tam kompresję; tymczasem Afryka w tym miejscu ulega rozpadowi - pęka wzdłuż systemu Wielkich Rowów Afrykańskich i rozchodzi się w kierunku obu grzbietów oceanicznych. Grzbiety te oddalają się od siebie, co się więc dzieje z prądami, które miałyby być przyczyną rozsuwania kontynentów, a rozsuwają same siebie! Podobnie wokół całej Antarktydy istnieją grzbiety oceaniczne pod którymi powinny istnieć prądy konwekcyjne pchające ją we wszystkich kierunkach równocześnie. Oczywiście, argument ten często stosowany przez zwolenników tektoniki płyt jest bardzo uproszczony, gdyż tempo spreadingu w różnych partiach ryftu jest niejednakowe i trudno oczekiwać, że w rozpatrywanym ciele będzie panował jednolity stan naprężeń. Obecnie trudno jest stwierdzić, czy ilość skorupy oceanicznej konsumowana w procesie subdukcji odpowiada ilości nowej skorupy powstającej w procesie spreadingu, istnieją również kontrowersje dotyczące mechanizmu powstawania prądów konwekcyjnych w płaszczu Ziemi i prawideł kierujących ich ruchem.

Obecnie uznaje się, że głównymi mechanizmami ruchu płyt są:

• grawitacyjny ześlizg płyty (ang. gravity sliding) od grzbietu oceanicznego ku rowowi oceaniczemu; jest on możliwy dzięki temu, że płyta staje się w miarę oddalania od rowu śródoceanicznego coraz bardziej gęsta, coraz grubsza i położona w związku z tym coraz niżej;

• wciąganie przez subdukowaną płytę (ang. slab pull): pogrążająca się w strefie subdukcji płyta wciąga resztę płyty za sobą; sprzyjają temu zachodzące w tonącej płycie przemiany, m.in. uwalnianie wody i przemiany fazowe bazaltu w eklogit, dodatkowo obciążające zanurzone skały;

• rozpychające siły w grzbiecie (ang. ridge push) odgrywają prawdopodobnie mniejszą rolę; co prawda sam proces powstawania skorupy oceanicznej ma charakter odśrodkowy, energia kinetyczna dajek i diapirów jest jednak raczej niewielka.

Ważniejsze płyty tektoniczne [edytuj]

Mapa płyt tektonicznych

Zobacz więcej: Płyty tektoniczne

• Płyta Afrykańska

• Płyta Antarktyczna

• Płyta Australijska

• Płyta Euroazjatycka

• Płyta Pacyficzna

• Płyta Południowoamerykańska

• Płyta Północnoamerykańska

Z mniejszych płyt najważniejsze są Płyta Indyjska, Płyta Arabska oraz Płyta Nazca.

Subdukcja - w teorii tektoniki płyt, proces polegający na wciąganiu lub wpychaniu jednej płyty litosferycznej (płyty oceanicznej) pod drugą (oceaniczną lub kontynentalną). Strefy subdukcji są jednym z rodzajów granic zbieżnych (konwergentnych, kolizyjnych) płyt litosfery.

Ponieważ w strefach spreadingu znajdujących się pod grzbietami oceanicznymi cały czas powstaje nowa skorupa ziemska, to zakładając stały promień Ziemi (a więc również jej powierzchnię), musiano przyjąć istnienie jakichś stref w których musi ona być niszczona. Wyznaczono do tego celu znane wcześniej strefy Benioffa wzdłuż których koncentrują się hipocentra trzęsień ziemi.

Wyróżnia się trzy typy stref subdukcji:

• typ andyjski - kra oceaniczna wciągana jest pod krę kontynentalną. Strefę kolizji wyznacza głębokomorski rów oceaniczny. W pewnej odległości od strefy powstaje orogen kolizyjny, w którym dochodzi do silnego sfałdowania osadów zdzieranych płyty oceanicznej, występuje intensywny wulkanizm oraz liczne trzęsienia ziemi. Strefy subdukcji tego typu występują we wschodnim obramowaniu Oceanu Spokojnego, u wybrzeży Ameryki Południowej: Rów Atakamski, Andy.

• typ japoński - kra oceaniczna jest również wciągana pod krę kontynentalną, ale subdukcja związana jest z wytworzeniem się łuków wyspowych i basenu marginalnego (załukowego), posiadający skorupę oceaniczną. Strefę kolizji podobnie jak w typie andyjskim wyznacza rów oceaniczny. Tak samo obszar ten charakteryzuje się dużą aktywnością wulkaniczną i sejsmiczną. Strefy tego typu występują w zachodnim obramowaniu Oceanu Spokojnego, wzdłuż wybrzeża Azji. Strefa kolizji jest oddalona od kontynentu - za łukiem wysp,, który jest zbudowany wyłącznie ze skał wulkanicznych, lub jak w przypadku Japonii jest oderwanym fragmentem kontynentu azjatyckiego, znajduje się strefa rozciągania, zbudowana wyłącznie ze skorupy oceanicznej:

Rów oceaniczny	Łuk wyspowy	Basen marginalny
Rów Filipiński	Filipiny	Morze Południowochińskie
Rów Nansei-Shoto	Wyspy Riukiu	Morze Wschodniochińskie
Rów Japoński	Wyspy Japońskie	Morze Japońskie
Rów Kurylsko-Kamczacki	Kuryle	Morze Ochockie
Rów Aleucki	Aleuty	Morze Beringa

• typ mariański - w tym przypadku kra oceaniczna wciągana jest pod inną krę oceaniczną, jednocześnie następuje kolizja dwóch łuków wyspowych, względnie łuku wyspowego i podmorskiego grzbietu. Strefy tego typu występują w zachodnim obramowaniu Oceanu Spokojnego: Rów Kermadec, Rów Tonga, Rów Mariański, Rów Bonin.

Zdarte z płyty dolnej osady gromadzące się na czole płyty górnej tworzą tzw. pryzmę akrecyjną.

Góry zrębowe

Góry zrębowe - góry powstałe na skutek naprężeń w skorupie ziemskiej, wywołane działaniem sił tektonicznych wyzwalanych w czasie zderzeń płyt litosfery, które prowadzą do pękania i przemieszczania mas skalnych wzdłuż linii spękania, czyli uskoków. Trwająca miliony lat aktywność sejsmiczna, połączona z ruchem płyt, może przesuwać masy skalne wzdłuż uskoków o setki kilometrów w poziomie i kilka kilometrów w pionie. Przykładem gór zrębowych są Sudety, Góry Smocze, Harz, Wogezy, Tien-Szan.

Góry wulkaniczne

Góry wulkaniczne - góry, które powstały w wyniku działalności wulkanicznej, zbudowane są zatem ze skał wulkanicznych, piroklastycznych, lawy oraz popiołów wulkanicznych. Mają postać stożków lub kopuł z obniżeniami kraterowymi. Niektóre góry wulkaniczne w wyniku wyjątkowo silnej erupcji ulegają częściowemu zniszczeniu - powstaje rozległe zagłębienie zwane kalderą. W jej obrębie, lub na brzegach powstają młodsze stożki wulkaniczne z kraterami. Przykłady takich gór: Kibo i Mauna. Na lądach tworzą najczęściej pojedyncze stożki rozrastające się dookoła krateru. Tylko w wyjątkowych wypadkach, kiedy kilka wulkanów bezpośrednio sąsiaduje ze sobą, możliwe jest powstanie pasma gór wulkanicznego pochodzenia. Zupełnie inaczej wygląda rozwój rzeźby na dnie oceanu. Procesy wulkaniczne wytwarzają tam olbrzymie grzbiety górskie. Te pasma gór wulkanicznych noszą nazwę grzbietów śródoceanicznych.

Maar

Maar

Maar - rodzaj krateru wulkanicznego powstającego w czasie erupcji eksplozywnej, w wyniku działania gazów uwalnianych z magmy lub pary z nagrzanych wód gruntowych. Brak jest wykształconego stożka wulkanicznego, powstaje jedynie niezbyt wysoki wał materiału okruchowego (z lokalnych skał niewulkanicznych, czasem materiału piroklastycznego). W obrębie maaru może wykształcić się jezioro wulkaniczne tzw. jezioro maarowe.

Krater wulkaniczny

Krater wulkaniczny Sunset Crater, Arizona

Krater wulkaniczny Mount Kaguyak, Alaska

Krater wulkaniczny - lejkowate zagłębienie o średnicy do kilkuset metrów na szczycie stożka wulkanicznego lub jego zboczach. Przez krater wydobywają się lawa i gazy wulkaniczne wraz z cząstkami wulkanicznymi i pyłami, które są szkodliwe dla ludzi. Wklęsła forma w kształcie kotła na wierzchołku góry wulkanicznej, w miejscu gdzie na powierzchni wychodzi komin wulkaniczny, którym wydobywają się gazy wulkaniczne i lawa. Wulkan jest miejscem na powierzchni Ziemi, z którego wydobywają się (bądź też wydobywały się kiedyś) produkty wulkaniczne. Wulkany powstają wtedy, gdy nastąpi wyłom w skorupie ziemskiej i zacznie z niego wypływać magma w postaci lawy lub materiał skalny zostanie wyrzucony w powietrze. Każda erupcja wulkaniczna spowodowana jest przez gwałtownie rozszerzające się gazy zawarte w magmie. Wulkany występują jako pojedyncze wzniesienia lub, rzadziej, tworzą górskie kompleksy wulkaniczne. Obecnie na świecie jest ok. 850 wulkanów z czego prawie połowa znajduje się pod wodą. Największym skupiskiem wulkanów jest pacyficzny pierścień ognia. Tworzy go duża liczba wulkanów, które nękają ludzi mieszkających wokól Oceanu spokojnego. Tam też dochodzi do częstych trzęsień ziemi.

Diatrema - kanał doprowadzajacy magmę do szczytu wulkanu.

Kaldera

Zdjęcie kaldery Santorynu

Kaldera - to wielkie, przeważnie koliste zagłębienie w szczytowej części wulkanu, w którym znajduje się nowy stożek z kraterem, np. Monte Somma jest krawędzią kaldery, w której mieści się stożek Wezuwiusza. Kaldery powstają wskutek gwałtownej eksplozji, niszczącej górną część stożka wulkanicznego (np. Krakatau), albo wskutek osiadania spowodowanego zapadaniem się stropu komory pomagmowej wraz z środkową częścią stożka wulkanicznego (Hawaje).

Jedną z największych na świecie (o średnicy 10 km) jest kaldera Santorynu w Grecji (na zdjęciu obok).

Kras (geologia)

Formy krasowe

Kras (procesy krasowe, krasowienie) - procesy rozpuszczania skał przez wody powierzchniowe i podziemne, jeden z rodzajów wietrzenia chemicznego. Krasowieniu podlegają przede wszystkim wapienie, a także dolomity, gips, sól kamienna.

Mianem krasu określa się również formy powierzchni Ziemi powstałe w wyniku powyższych procesów, a także obszar, na jakim te procesy i formy występują. Szczegółowo zjawiskiem krasu zajmuje się krasologia. Nazwa pochodzi od płaskowyżu Kras w Słowenii, gdzie występują klasyczne przykłady tego zjawiska.

Reakcja krasowienia [edytuj]

Woda nasycona dwutlenkiem węgla (pochodzącym z atmosfery oraz z gnijących szczątków organicznych) wsiąka w ziemię łącząc się ze znajdującym się tam węglanem wapnia (CaCO₃). W wyniku reakcji tworzy się wodorosól - wodorowęglan wapnia Ca(HCO₃)₂. Następnie woda wraz z rozpuszczoną solą przepływa do jaskini, gdzie w wyniku odwrotnej reakcji wytrąca się węglan wapnia tworząc nacieki.

CaCO₃ + H₂O + CO₂ → Ca(HCO₃)₂

Ca(HCO₃)₂ → CaCO₃↓ + H₂O + CO₂

Proces rozpuszczania przebiega dosyć szybko. Tempo to możemy określić licząc ilość wapieni rozpuszczonych w jednostce czasu. Intensywność rozpuszczania zależy od:

• klimatu, ilości opadów (zachodzi szybciej w klimacie wilgotnym)

• zawartości dwutlenku węgla w wodzie

• wysokości n.p.m. (na wysoko położonych obszarach woda krąży dłużej, więc intensywniej rozpuszcza skały)

• ukształtowania powierzchni (im bardziej płaski obszar, tym więcej wody wsiąka w głąb).

Formy krasowe [edytuj]

Żłobki krasowe

Nacieki jaskiniowe

Formy powierzchniowe:

• rynienki, żłobki i żebra - powstają na skutek działania płynącej wody opadowej

• lej krasowy - płytkie, okrągłe lub eliptyczne zagłębienie, o średnicy do kilkuset m

• uwał - zagłębienie bezodpływowe powstałe z połączenia kilku lejów krasowych

• polje (polja) - rozległa kotlina, o powierzchni do kilkuset km², powstała przez połączenie wielu uwałów i lejów krasowych

• mogoty i humy - ostańce sterczące na poljach

• ponor - miejsce, gdzie wody strumieni, potoków czy rzek wpływają pod powierzchnię terenu

• wywierzysko - źródło krasowe, miejsce w którym wody podziemne wypływają na powierzchnię

• doliny krasowe.

Formy podziemne:

• jaskinia krasowa

• studnia krasowa - korytarz jaskiniowy o rozwinięciu pionowym, gdy poznawany był od dołu nazywany jest kominem jaskiniowym

• podziemne jeziora.

Wewnątrz jaskiń występują formy naciekowe: stalaktyty, stalagmity, stalagnaty, draperie naciekowe, perły jaskiniowe i inne.

Występowanie krasu [edytuj]

Około 7 % kontynentów zajmują skały krasowiejące. Obszarem występowania najbardziej typowych zjawisk krasowych są Góry Dynarskie i płaskowyż Kras (m.in. ze słynnymi jaskiniami: Postojną i Škocjańską). W Europie kras występuje również m.in. na obszarze Irlandii (Park Narodowy Burren), Słowacji (tzw. Słowacki Kras), Moraw (tzw. Morawski Kras). Na świecie jest obecny m.in. na Bliskim Wschodzie (góry Antyliban), w Ameryce Północnej (np. płaskowyże Ozark i Cumberland, Jaskinia Mamucia, Park Narodowy Nahanni), w Chinach, na Półwyspie Indochińskim, Borneo i na Nowej Zelandii.

W Polsce formy krasowe można zaobserwować głównie na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej i w Tatrach Zachodnich (Dolina Kościeliska), a w mniejszym stopniu również w Pieninach (Pieniński Pas Skałkowy), Górach Świętokrzyskich (Jaskinia Raj) i Sudetach (Masyw Śnieżnika z Jaskinią Niedźwiedzią).

Żłobek krasowy - forma krasu powierzchniowego, rodzaj podłużnej bruzdy o głębokości do 2 m, szerokości do kilkudziesięciu centymetrów i długości do kilkunastu metrów. Żłobki krasowe powstają na pochyłych powierzchniach skał krasowiejących w wyniku rozpuszczającej działalności wód pochodzących z opadów lub topnienia śniegu, ułożone są zgodnie z kierunkiem spływu wody. Występują zazwyczaj seryjnie - sąsiednie żłobki odgradza żebro krasowe.

Lapiaz

Lapiaz w Kantabrii w Hiszpanii

Lapiaz - drobne formy rzeźby na powierzchni skał krasowiejących, utworzone w wyniku ich rozpuszczania przez spływające wody deszczowe i wody pochodzące z topnienia śniegu (tzw. wody proniwalne). Typowymi formami tej rzeźby są żebra krasowe i żłobki krasowe.

Żebro krasowe - forma krasu powierzchniowego, rodzaj podłużnego grzbietu czy garbu wypreparowanego na powierzchni skał krasowiejących rozdzielającego sąsiadujące żłobki krasowe.

Lej krasowy, lejek krasowy, werteb krasowy, wertep krasowy - forma ukształtowania powierzchni ziemi: okrągłe lub eliptyczne zagłębienie terenu, o głębokości zazwyczaj mniejszej niż średnica, często z podziemnym odwodnieniem. Leje krasowe powstają w wyniku rozpuszczania skał krasowiejących przez wodę, przy mniejszym lub większym udziale osiadania lub zapadania się stropów kanałów krasowych. Wskutek połączenia dwóch lub więcej lejów krasowych tworzy się uwał.

Polja - to duże kotlinowate zagłębienia o wyrównanym dnie, ograniczonym ze wszystkich stron wyraźnymi zboczami utworzonymi ze skał wapiennych. Polja zajmują powierzchnię od 2 do 200 km², a ich głębokość wynosi średnio od 100 do 800 m. Polja mają dno płaskie, wyścielone namułami rzecznymi o bardzo dużej urodzajności. Namuły te są osadem wód zalewających okresowo znaczne powierzchnie polji, co ma miejsce przeważnie po roztopach. Woda dostaje się do polja jednymi otworami (dostarczającymi wodę), a odpływa innymi (chłonącymi wodę), tzw. ponorami. Oprócz polji okresowo nawadnianych znane są polja suche oraz polja stale wypełnione wodą (w przypadku niedrożnych szczelin chłonnych). W Polsce kotliny krasowe typu polji spotykamy jedynie w obszarach gipsowych Niecki Nidziańskiej .Kotliny tego typu można spotkać również na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej. Przykładem może być Kotlina Kroczyc, która jest odmłodzonym, małym poljem centralnym w początkowej fazie tworzenia.

Mogot (ostaniec krasowy) - forma krasu powierzchniowego będąca kopiastym, stromościennym pagórem, zbudowana ze skał wapiennych, które nie uległy rozpuszczeniu przez wodę. Występuje w klimacie ciepłym i wilgotnym. Mogoty wznoszą się na równinach Jamajki, Kuby, Chin.

Jaskinia

Jaskinia - naturalna pusta przestrzeń w skale o rozmiarach umożliwiających jej penetrację przez człowieka. Najliczniejsze są jaskinie krasowe, grawitacyjne, tektoniczne, lodowcowe, wietrzeniowo erozyjne lub pseudokrasowe. Odkrywanie (eksploracja), dokumentowanie oraz naukowe badanie jaskiń to speleologia.

Opisując jaskinie podaje się zwykle następujące informacje:

• długość - suma długości wszystkich poznanych korytarzy, studni i kominów jaskini,

• rozciągłość - to największa odległość między skrajnymi punktami znanymi w jaskini wyznaczonymi w rzucie pionowym,

• głębokość - różnica wysokości pomiędzy najwyżej położonym otworem jaskini a jej dnem - to jest miejscem znajdującym się w niej najniżej;

• deniwelacja - różnica wysokości pomiędzy najniższym i najwyższym punktem znanym w jaskini; jeśli najwyższym jej punktem jest otwór wtedy deniwelacja jest równa głębokości jaskini, zwykle dla uproszczenia całą deniwelację jaskini określa się terminem głębokość

• wysokość otworów - wysokość na jakiej znajduje się wejście do jaskini względem poziomu morza,

• wysokość otworów nad dnem doliny - wysokość otworu względem punktu w dolinie, ponad którym wznosi się jaskinia,

• ekspozycja otworów - kierunek, w który zwrócony jest otwór jaskini (np. N, NW, SE),

Rodzaje jaskiń [edytuj]

Podział jaskiń ze względu na genezę powstania:

Otwór jednego z typów jaskiń pierwotnych - jaskini lawowej - tzw. tunelu lawowego, Idaho, USA

Tunel lawowy w Hawajskim Wulkanicznym Parku Narodowym. Ślad na ścianie po prawej wskazuje poziom płynącej przez pewien czas lawy

• Jaskinie pierwotne - powstające jednocześnie ze skałą, w której występują. Najczęstszym typem są jaskinie powstające w czasie krzepnięcia lawy wulkanicznej, np. przez jej wypłynięcie spod zakrzepłej już powierzchniowej skorupy - są to jaskinie lawowe, próżnie po dużych pęcherzach gazów wulkanicznych. Zalicza się do nich również jaskinie powstajające w rafach koralowych wraz z ich rozwojem i inne.

• Jaskinie wtórne - powstające w wyniku późniejszych, różnorakich procesów geologicznych zachodzących w skałach. Wśród nich można wyróżnić:

• Krasowe - najpospolitsza typ jaskiń, powstają one w wyniku procesów krasowych, czyli chemicznego i mechanicznego oddziaływania wody na skały krasowiejące. Ten rodzaj jaskiń odznacza się często bogatą szatą naciekową.

• Pseudokrasowe - wykazujące pewne podobieństwo morfologiczne do jaskiń krasowych, z tym że rola wody w ich powstawaniu była inna, polegała np. na wymywaniu mniej odpornego materiału skalnego. Dość często mianem jaskiń pseudokrasowych określa się wszystkie rodzaje jaskiń wtórnych, które powstały w wyniku procesów innych niż krasowe.

• Tektoniczne - powstałe w wyniku ruchów tektonicznych.

• Grawitacyjne - powstające w ruchów masowych: spełzywania, osuwania, obrywów, itp.

• Wietrzeniowe-erozyjne - efekt procesów wietrzenia i erozji, np. jaskinie wymywane przez fale morskie.

• Lodowcowe - powstałe w wyniku działania wód podlodowcowych.

Jaskinie mogą odznaczać się genezą złożoną, wykształcić się pod wpływem kilku czynników.

Podział jaskiń ze względu na mikroklimat:

• statyczne

• dynamiczne - ciepłe lub zimne.

Stalaktyt

Młode stalaktyty w jaskini Beke na Węgrzech

Stalaktyty w jaskiniach Jenolan w Australii

Stalaktyt, sopleniec - naciek jaskiniowy zazwyczaj w kształcie silnie wydłużonego sopla, narastającego od stropu jaskini krasowej ku dołowi wskutek wytrącania się węglanu wapnia z kapiącej wody lub - w przypadku jaskini lodowej - jej zamarzania. Specyficzną formą są stalaktyty makaronowe. Stalaktyty przyrastają bardzo wolno, maksymalnie ok. 1 mm rocznie. Stalaktytowi odpowiada zazwyczaj stalagmit w dnie jaskini, w wyniku ich połączenia powstaje kolumna zwana stalagnatem.

Stalagmit

Stalagmit w jaskini Baradla między Aggtelek i Jósvafő na Węgrzech

Stalagmit - naciek jaskiniowy w postaci słupa, stożka, guza itp., narastającego od dna jaskini krasowej ku górze wskutek wytrącania się węglanu wapnia z kapiącej ze stropu wody - w przypadku jaskini lodowej - jej zamarzania. Stalagmitowi odpowiada zazwyczaj stalaktyt w stropie jaskini, w wyniku ich połączenia powstaje kolumna zwana stalagnatem.

Stalagnat - naciek jaskiniowy w formie kolumny, słupa itp., powstający w wyniku połączenia stalagmitu w dnie jaskini krasowej z odpowiadającym mu stalaktytem w stropie jaskini.

Lodowiec

Lodowiec górski w paśmie Tien-Shan, ok. 4500 m n.p.m.

Czoło lodowca Grossglockner w Alpach

Brama lodowca Schlatenkees w Wysokich Taurach w Austrii.

Lodowiec jest wolno płynącą rzeką lodu powstałego z przekształcenia pokładów wiecznego śniegu. Lodowce są największym rezerwuarem wody słodkiej na Ziemi, i drugim po oceanach wody w ogóle. W górnej części lodowca powstaje cyrk lodowcowy z którego wypływający lodowiec rzeźbi U-kształtną dolinę lodowcową, zaś z niesionego materiału odkładana jest morena.

Gromadzący się śnieg - pod wpływem panującej temperatury, przy dużej wilgotności powietrza i pod wpływem ciśnienia nadległych warstw śniegu - zmniejsza swą objętość, częściowo krystalizuje i stopniowo przekształca się wpierw w firn a następnie w lód firnowy i lodowcowy.

Lodowce powstają tam, gdzie ukształtowanie terenu sprzyja gromadzeniu się dużej ilości śniegu, a jednocześnie jest zbyt chłodno, aby cały zgromadzony śnieg nie stopił się w ciągu lata. Warunki takie panują przede wszystkim w strefie podbiegunowej oraz wysokich górach wszystkich stref klimatycznych, powyżej granicy wiecznego śniegu. Przebieg tej granicy na Ziemi zależy od klimatu oraz ukształtowania terenu. Najwyżej sięga w strefie międzyzwrotnikowej, w klimacie zwrotnikowym suchym, ze względu na wysoką temperaturę u podnóża gór i skąpe opady śniegu. Obniża się tam, gdzie opady śniegu są obfitsze (w strefie klimatu równikowego oraz zwrotnikowego morskiego). Obniża się również wraz ze spadkiem temperatury w umiarkowanych szerokościach geograficznych. Najniżej sięga tam, gdzie niskiej temperaturze towarzyszą duże opady śniegu. W wysokich szerokościach geograficznych schodzi do poziomu morza. Ilość zgromadzonego śniegu zależy również od ukształtowania powierzchni, np. na ostrych szczytach i graniach, jak choćby w Tatrach, nie ma warunków do gromadzenia się dużych ilości śniegu. Powstawaniu lodowców sprzyjają płaskie grzbiety i dolinne spłaszczenia.

Miejsce gromadzenia się śniegu, powstawania firnu i lodu lodowcowego, czyli miejsce narodzin i zasilania lodowca nazywa się polem firnowym. Gdy grubość nagromadzonego lodu przekroczy 50 m, to wywierane przezeń ciśnienie sprawia, że staje się on plastyczny i zaczyna płynąć. Warstwy cząsteczek lodu lodowcowego są ze sobą względnie słabo związane i gdy ciśnienie będzie większe od tych sił wiążących, to górne warstwy lodu zaczynają płynąć szybciej niż warstwy dolne. Tarcie między lodowcem a podłożem oraz ciepło geotermalne Ziemi zwiększa ilość wody między lodowcem a podłożem, co działa jak smar. Lodowiec spływa w postaci jęzorów lub pokryw zaczyna, poniżej granicy wiecznych śniegów, wykorzystując doliny górskie i inne obniżenia. Jęzor lodowcowy kończy się mniej lub bardziej stromą bramą lodowcową, którą wypływają wody z topniejącego lodu. Jeżeli dostawa lodu przewyższa ablację i czoło lodowca przesuwa się ku przodowi - następuje transgresja lodowca. Gdy dopływ nowego lodu jest równoważony stratami wywołanymi ablacją, to czoło lodowca nie zmienia zasięgu, mówimy wtedy o postoju lodowca. Gdy dostawa nowego lodu jest mniejsza niż ablacja, zmniejsza się zasięg lodowca - mówimy wtedy o regresji lub cofaniu się lodowca. Dzięki takiemu mechanizmowi ruchu lodowce mogą występować poniżej granicy wiecznego śniegu, nawet w klimacie ciepłym.

Podział lodowców [edytuj]

Lodowce można podzielić najprościej na

• lodowce górskie

• lodowce kontynentalne (lądolody)

lub pod względem termiki:

• lodowce zimne (lodowce polarne)

• lodowce ciepłe (lodowce umiarkowane)

• lodowce mieszane, politermalne (subpolarne).

Lodowce zimne [edytuj]

Lodowiec na Grenlandii.

Ich temperatura jest niższa od temperatury topnienia lodu. Składają się z lodu stałego (bez wody). Taki lodowiec jest "przymarznięty" do podłoża. Siła z jaką lód jest związany z podłożem jest większa niż siła wiążąca lód, więc lodowce zimne poruszają się za pomocą względnego przemieszczania warstw lodu (warstwa przygruntowa jest nieruchoma). Efektem tego jest prawie całkowity brak erozji w przypadku lodowców zimnych - lodowce antarktyczne prawie nie zawierają rumoszu skalnego.

Lodowce ciepłe [edytuj]

Lodowce ciepłe to lodowce, które w całej objętości (z wyjątkiem zmieniającej się wraz ze zmianami pór roku temperatury warstwy powierzchniowej) mają temperaturę topnienia. Lodowce takie są nasączone wodą w całej objętości. Temperatura takiego lodowca spada wraz z głębokością, bo wraz z głębokością spada temperatura topnienia lodu. Ciepło geotermalne topi lodowiec od spodu (w tempie rzędu 0,5 cm rocznie) i lodowiec przesuwa się, ślizgając się po warstwie wody.

Lądolód Antarktydy jest (w dominującej części) lodowcem zimnym. Większość pozostałych lodowców jest typu ciepłego.

Nunatak

Nunataki na wschodnim wybrzeżu Grenlandii

Nunatak (kalaallisut: nunataq) - wzgórze, szczyt wznoszący się nad powierzchnię lodowca i otoczony zewsząd przez pokrywę lodową.

Nunataki występują w obszarach pokrytych lądolodem - na Grenlandii, Antarktydzie) lub w silnie zlodowaconych górach np. na Spitsbergenie. Mają z reguły postać ostrych i poszarpanych skał i masywów skalnych, który jest wynikiem intensywnego wietrzenia mrozowego. Po ustąpieniu lądolodu odznaczają się w krajobrazie silnym kontrastem z obłymi formami terenu, znajdującymi się poniżej dawnej powierzchni lodu.

Słowo "nunatak" zostało zaczerpnięte z języka Inuic z terytoriami "Kalaallit Nunaat", w którym oznacza "czarną skałę" - obrazując kontrast, jakim ciemny skrawek lądu odznacza się na tle śniegu. Jest obecnie używane w większości europejskich języków, w językach Europy zachodniej przynajmniej od lat 80. XIX w.

Przykładem Nunataku na terenie Polski była, w czasie zlodowacenia krakowskiego, góra Ślęża.

Field - rozległy płaskowyż, powstały w wyniku trwających setki milionów lat procesów denudacyjnych, które zniszczyły pierwotną rzeźbę i zrównały powierzchnię terenu. Na powierzchni zrównania rozwinęła się czasza lodowca typu norweskiego. Fieldy opadają stromo do fiordów.

Muton (geologia)

Muton, baraniec - forma ukształtowania powierzchni ziemi: rodzaj pagórka, wyniosłości skalnej o wysokości od kilkunastu centymetrów do kilkudziesięciu metrów, powstająca w wyniku procesu mechanicznego niszczenia podłoża skalnego wywoływanego przez działalnośc lodowca . Mutony odznaczają się charakterystycznym podłużnym kształtem, co związane jest z kierunkiem ruchu lodowca (zob. rysunek).

Mutony występują zazwyczaj gromadnie na terenach objętych zlodowaceniem (Finlandia, południowa Szwecja, w Polsce m.in. w Tatrach).

Cyrk lodowcowy

Śnieżne Kotły, Karkonosze.

cyrk lodowcowy (kar lodowcowy) - półkoliste lub owalne zagłębienie otoczone z trzech stron stromymi stokami (ścianami), a z czwartej ryglem skalnym.

Powstaje w obszarze pola firnowego. Dno cyrku lodowcowego może być nachylone, schodowe lub płaskie. Cyrk lodowcowy po ustąpieniu lodowca często zostaje zajęty przez jezioro cyrkowe. Cyrk lodowcowy ma najczęściej kształt misy.

W Polsce kotły polodowcowe występują w Tatrach i Karkonoszach. Mniej wyraźne nisze niwalne - na Babiej Górze i Śnieżniku. Najpopularniejsze i największe w Polsce to Morskie Oko i Czarny Staw.

Pradolina

Pradolina - element rzeźby terenu stanowiący szerokie obniżenie o płaskim dnie. Powstała w czasie cofania się lądolodu na jego przedpolu w wyniku działalności wód z topniejącego lodowca i wód rzecznych płynących z południa, które połączywszy się utworzyły ogromne rzeki, płynące w kierunku zachodnim, zgodnie z ogólnym nachyleniem kontynentu europejskiego.

Powstawanie pradoliny [edytuj]

Pradolina powstaje na przedpolu lądolodu, a płynąca w niej rzeka ma bieg równoległy do czoła lądolodu. Rzeki płynące pradolinami odprowadzały zarówno wody roztopowe od lądolodu, jak i wody rzeczne płynące z południa. Jako że rzeki te transportowały bardzo dużą ilość materiału, ich koryto miało charakter roztokowy (tj. akumulacja przeważała nad erozją, rzeka była płytka, miała wiele niestabilnych, równorzędnych koryt porozcinanych licznymi niezarośniętymi wyspami śródrzecznymi).

W takich warunkach wody płynące pradolinami dość dobrze się nagrzewały i w strefie klimatu peryglacjalnego skutecznie erodowały w podłożu scementowanym przez wieloletnią zmarzlinę (erozja termiczna), co powodowało systematyczne poszerzanie doliny. Szerokość pradoliny może przekraczać kilkanaście kilometrów, a głębokość - kilkadziesiąt metrów.

Typy pradolin [edytuj]

Pradoliny dzielimy na:

• konsekwentne - powstają w momencie gdy ogromne masy wody pochodzące z topniejącego lodowca odpływają najkrótszą drogą do morza;

• subsekwentne - powstają w pewnej odległości od czoła lodowca w wyniku połączenia sił wód płynących od czoła lodowca (wody proglacjalne) i wód ekstraglacjalnych, na powierzchni, która była nachylona przeciwnie do kierunku ruchu lodowca.

Pradoliny Niżu Środkowoeuropejskiego [edytuj]

Na Niżu Środkowoeuropejskim wyróżnia się pradoliny:

• Podkarpacką,

• górnej Wisły,

• Wrocławsko-Magdeburską,

• Barycko-Głogowską,

• Warszawsko-Berlińską

• Toruńsko-Eberswaldzką,

• Kaszubską,

• Pomorską.

• Drwęcy.

Ich dna są przeważnie dość płaskie, a zbocza strome.

Lądolód

Lądolód - lodowiec kontynentalny - pokrywa lodowa o dużej miąższości (do kilku kilometrów), zajmująca obszar powyżej 50 tysięcy km².


Występowanie [edytuj]

Obecnie lądolód występuje tylko na Antarktydzie (13 mln km²) i Grenlandii (1,7 mln km²), oraz Islandii.

Dla porównania lądolód plejstoceński przekroczył 30 mln km² powierzchni, a suma powierzchni wszystkich współczesnych lodowców (poza Antarktydą i Grenlandią) wynosi niewiele więcej niż 0,5 mln km² (w Kanadzie - 200 tys., w Himalajach - 33 tys., w USA - 75 tys. km²).

Charakter lądolodu [edytuj]

Tworzy lekko wypukłą tarczę zbudowaną ze śniegu i lodu, rozpływającą się na boki pod wpływem własnego ciężaru.

Lądolód może osiągać miąższość do 4000 m.

Formowanie się lądolodu [edytuj]

Poniższy opis przedstawia początek formowania lądolodu, a także każdego lodowca. Poszczególne fazy można opisać następująco:

• wskutek panujących warunków klimatycznych śnieg nie topi się całkowicie i ulega nagromadzeniu, a pod ciężarem warstw górnych warstwy dolne ulegają sprasowaniu do postaci firnu, by w końcu stać się lodem firnowym,

• gdy miąższość pokrywy lodowej zbliża się do 50 metrów, lodowiec zaczyna się rozszerzać na boki ("postępować"),

• jeśli zimny klimat się utrzymuje, miąższość warstw sprasowanego lodu rośnie, a lodowiec rozszerza się promieniście lub bocznie na zewnątrz od miejsca o najwyższym ciśnieniu,

• ciężar nagromadzonych mas lodu może też powodować ślizganie się lodowca po podłożu.

Formy polodowcowe [edytuj]

działalność erozyjna [edytuj]

• rynny polodowcowe - są to zagłębienia uformowane przez wody podlodowcowe

• jezioro rynnowe - rynna polodowcowa wypełniona wodą

• pradolina - rozległe doliny uformowane przez wody polodowcowe płynące równolegle do czoła lądolodu

działalność akumulacyjna [edytuj]

• morena czołowa - powstaje w trakcie postoju lądolodu i tworzy równoległe do czoła lodowca pasy wzniesień

• morena denna - powstaje pod lodowcem, pozostawia po sobie falistą równinę zbudowaną z glin, piasków i żwirów

• sandry - piaszczysto-żwirowe stożki napływowe tworzące rozległe równiny

• jezioro morenowe - zagłębienia międzymorenowe wypełnione wodą

• kemy i ozy - piaszczysto-żwirowe pagórki o różnych kształtach związane z akumulacyjną działalnością wód podlodowcowych

• eratyki lub głazy narzutowe - duże skały naniesione przez lodowiec rozbite wzdłuż równych płaszczyzn na części w wyniku erozji, w większości są to granity czerwone (rapakiwi).

Kem - forma ukształtowania powierzchni ziemi: garb, pagórek lub stoliwo o wys. od kilku do kilkunastu metrów i średnicy kilkuset metrów, o kształcie stożka lub z płaskim wierzchołkiem i stromymi zboczami. Tworzą go warstwowo ułożone piaski, mułki i żwiry osadzane w szczelinach i zagłębieniach w obrębie lądolodu, martwego lodu, bądź między sąsiednimi lobami lodowca przez wody roztopowe (kem fluwioglacjalny) lub wody stojące (kem limnoglacjalny). Wyznacznik deglacjacji arealnej lodowca. Jest przeciwną formą ukształtowania do ozu

Oz (od szw. ås) — wał lub silnie wydłużony pagórek o wysokości najczęściej kilkunastu metrów i długości nawet kilkudziesięciu kilometrów, wyniesiony wskutek osadzania piasku i żwiru przez wody płynące pod lodowcem lub w jego szczelinach. Jest długim, wijącym się wałem lub ciągiem pagórków. Ozy powstają podczas postoju lub cofania się lądolodu w czasie deglacjacji. Często tworzą się w dnach rynien subglacjalnych. W Polsce występują m. in. na Pojezierzu Dobrzyńskim, w okolicach Grójca, w okolicach Poznania oraz na Pomorzu (jednym z większych zespołów ozów jest rezerwat przyrody Ozy Kiczarowskie koło Stargardu Szczecińskiego). Bardzo ciekawym przykładem na Pojezierzu Suwalskim jest oz turtulski. Największym ozem na świecie jest Punkaharju w Finlandii.

Morena:
1. Materiał skalny składający się z przemieszanych frakcji różnej wielkości (bloki skalne, głazy, żwiry, piaski, pyły) transportowanych i osadzanych przez lodowiec, pochodzących głównie z niszczenia jego podłoża, ze zboczy wznoszących się ponad powierzchnię lodowca jak również przynoszonych przez lawiny i wiatr.

2. Forma ukształtowania powierzchni Ziemi o charakterze akumulacyjnym - wzniesienie (różnego rodzaju pagóry, wzgórza, ciągi wzgórz, wały itp.) utworzone z materiału skalnego osadzonego przez lodowiec lub przemieszczonego pod jego naciskiem.

Sandr - rozległy, bardzo płaski stożek napływowy zbudowany ze żwirów i piasków osadzonych i wypłukanych przez wody pochodzące z topnienia lądolodu. Powstaje podczas recesji lub postoju lądolodu na jego przedpolu. Przykładem pola sandrowego w Polsce mogą być np. Bory Tucholskie czy Bory Dolnośląskie.

Drumlin

Drumlin

Profil i plan drumlina

Drumlin - forma ukształtowania powierzchni ziemi pochodzenia glacjalnego. Jest to niskie, owalne wzgórze (długość do około 1 km, wysokość 5 - 60 m) o podłużnym, asymetrycznym profilu (bardziej stromy stok występuje od strony, z której nasuwał się lądolód).

Drumliny zbudowane są zwykle z gliny lodowcowej, osadów fluwioglacjalnych, niekiedy zawierają materiał skalny lub materiał podłoża wyciśnięty przez lodowiec. Powstawały prawdopodobnie z materiału deponowanego przez lądolód (morena) przekształconego później w wyniku nacisku lodu, detersji oraz działalności wód lodowcowych.

Drumliny występują zazwyczaj gromadnie, ułożone wachlarzowato lub równolegle do siebie, tworząc pole drumlinowe.

Największe w Europie pole drumlinowe znajduje się w okolicy wsi Grzędzice we wschodniej części Równiny Pyrzycko-Stargardzkiej (województwo zachodniopomorskie). Najbardziej znanym obszarem w Polsce z polem drumlinowym jest Obszar Chronionego Krajobrazu Drumliny Zbójeńskie.

Wał morenowy - pasmo wzgórz, o wysokości do kilkuset metrów n.p.m., ciągnące się wzdłuż linii postoju, zasięgu lądolodu. Tworzy się przez osadzanie materiału niesionego przez lądolód. W Polsce najlepiej zachowane wały możemy spotkać na terenie pojezierzy.

Mniejsze wały morenowe powstają wzdłuż linii postoju lodowców górskich.

Rynna polodowcowa to wydłużone obniżenie terenu powstałe na skutek erozyjnej działalności wód podlodowcowych (subglacjalnych). W przegłębieniach rynny polodowcowej często występują długie i wąskie jeziora rynnowe.

Pustynia

pustynia piaszczysta - Sahara (Libia)

Pustynia - teren pozbawiony zwartej szaty roślinnej na skutek małej ilości opadów (do 200 mm), wysokich temperatur powietrza (średnie około +30°C, ekstremalne do +50°C, nocą dochodzą do 0°C; najwyższa temperatura - to 57,8°C) i znacznych ich amplitud dobowych, charakteryzujący się stałym deficytem wilgotności oraz silnym nasłonecznieniem.


Roślinność jest uboga, ale wiele roślin przystosowało się do tak skrajnych warunków klimatycznych poprzez skrócenie okresu wegetacyjnego na okres pory deszczowej, gromadząc wodę (tzw. sukulenty i efemery), wydłużając system korzeniowy, tak by sięgał do zasobów wody podziemnej na znacznych głębokościach, czy wytwarzając kutykulę - cienką warstwę kutyny, która zabezpiecza przed nadmierną utratą wody. Roślinność taka nie zajmuje jednak więcej niż 10% powierzchni. Większe płaty roślinności występują w oazach.

Kolejność powstawania: piaszczysta, żwirowa, skalista

Pustynie właściwe występują głównie w strefie zwrotnikowej: w Afryce północnej i południowej, na Bliskim Wschodzie, w Ameryce Południowej i centralnej Australii, a także w strefie podzwrotnikowej, np. w Azji Środkowej czy Ameryce Północnej. Wyróżnia się również pustynie lodowe w strefie polarnej (Antarktyda, Grenlandia, Arktyka).


Typy pustyń [edytuj]

Słona pustynia Dasht-e Kavir w Iranie

Ze względu na materiał budujący wyróżnia się następujące typy pustyń:

• skalista (inna nazwa - pustynia kamienista)

• kamienista (hamada, reg) (np. znaczna część Sahary i Tybetu oraz część Gór Skalistych),

• żwirowa (serir) (np. część Sahary, większa część Pustyni Gibsona oraz część pustyń w Australii),

• piaszczysta (erg) (np. Wielka Pustynia Wiktorii i Wielka Pustynia Piaszczysta, (Wielki Erg Zachodni i Wielki Erg Wschodni, Kyzył-Kum i Kara-Kum, Atacama, Ar-Rub al-Khali, Wielki Nefud),

• ilasta (kewir, takyr, plaja), występują na Wyżynie Irańskiej

• słona (np. Salar de Uyuni w Boliwii).

• Odmiennym typem pustyni jest lodowa.

Ze względu na miejsce istnienia wyróżnia się następujące typy pustyń:

• górzysta

• wyżynna

• nizinna

Pustynie według położenia geograficznego [edytuj]

pustynia Namib

Azja [edytuj]

• Gobi, Takla Makan, Kyzył-Kum, Kara-Kum, Mujun-Kum, Saryjesik Atyrau, Registan, Thar, Thal, Lota, Wielka Pustynia Słona (Iran), Syryjska, Wielki Nefud, Mały Nefud, Ar-Rub al-Khali, Ałaszan, Ordos (Chiny), Dasht-e Kavir (centralny Iran), Dasht-e Lut (płd.-wsch. Iran), Pustynia Syryjska, Negew, Kavir-e Namak

Afryka [edytuj]

Sahara, Wielki Erg Zachodni, Wielki Erg Wschodni, Libijska, Zachodnia, Arabska, Nubijska, Al Hamada Al Hamra, Kalahari, Namib, El-Dżafur

Ameryka Północna [edytuj]

Wielka Pustynia Słona (USA), Mojave, Bolsón de Mapimi, Anza-Borrego, Sonora, Zatoki Kalifornijskiej

Ameryka Południowa [edytuj]

Patagońska, Atacama, Sechura

Australia [edytuj]

Wielka Pustynia Piaszczysta, Tanami, Simpsona, Gibsona, Wielka Pustynia Wiktorii, Mała Pustynia Piaszczysta, Strzeleckiego

Europa [edytuj]

Tabernas (płd.-wsch. Hiszpania), Błędowska (płd. Polska), Starczynowska (płd. Polska)

Wydma

Wydmy w południowej Francji

Ruchome wydmy w Słowińskim Parku Narodowym

Wydma na pustyni w Maroku

Wydmy w Lubiatowie, woj. pomorskie

Wydma to piaszczyste wzniesienie o różnym kształcie, usypane przez wiatr.

Powstawanie wydm jest ściśle związane z transportem i akumulacją materiału piaszczystego. Piasek pędzony wiatrem blisko powierzchni lub wleczony po niej zatrzymuje się za takimi przeszkodami jak głazy, zarośla czy nierówności gruntu - gromadząc się wówczas tworzy wydmę.

Większość wydm cechuje asymetria stoków.

Nakładające się wydmy tworzą nieregularne, rozległe formy poprzeczne do kierunku wiatru - pola wydmowe.

Rodzaje wydm [edytuj]

Rozróżnia się następujące rodzaje wydm, w zależności od:

• ich położenia:

• wydmy nadmorskie,

• wydmy śródlądowe,

• ich dynamiki:

• wydmy wędrujące (ruchome, tworzące się),

• wydmy ustalone (nieruchome, porośnięte przez roślinność),

• wydmy ustalane (w trakcie zatrzymywania i porastania przez roślinność),

• ich kształtu:

• wydmy paraboliczne,

• barchany,

• poprzeczne,

• podłużne,

• gwiaździste,

• wały wydmowe,

• pola wydmowe.

Wydma paraboliczna

Wydma paraboliczna - jeden z typów pojedynczych wydm. Charakteryzuje się tym, że ma kształt łuku, o ramionach skierowanych pod wiatr. Mniej ubita miękka część, znajduje się na kierunku przeciwnym niż kierunek dominującego wiatru. Jej centralna część jest ruchoma. Wędrówka wydm na terenie Polski odbywa się z prędkością około 6-20 m/rok. Największą wysokość wydmy paraboliczne osiągają w miejscu zagięcia łuku, w tzw. czole.

Cechy charakterystyczne:

• ma kształt asymetrycznego łuku o długich ramionach zwróconych pod wiatr,

• zbocze wydmy zwrócone w stronę wiatru jest łagodne, a zbocze nachylone w kierunku przeciwnym jest strome.

• pomiędzy ramionami często występują misy deflacyjne zazwyczaj wypełnione wodą

Wydma paraboliczna

Barchan (wydma)

Barchan, wydma sierpowata - rodzaj ruchomej wydmy o półksiężycowatym kształcie i ramionach wysuniętych zgodnie z kierunkiem wiatru (w stronę zawietrzną), charakterystyczny dla pustyń piaszczystych, pozbawionych roślinności (Sahara,Kalahari). Wąskie ramiona przemieszczają się szybciej niż część centralna wydmy. Barchany często łączą się ze sobą, tworząc długie piaszczyste wały, które noszą nazwę wydm wałowych. Ciągną się one nieraz setki kilometrów. Powstają w klimacie suchym, stok dowietrzny jest łagodny i zbity, stok odwietrzny stromy i luźny.

Wydma poprzeczna (wałowa) - występujący nad morzem wał wydmowy, ustawiony w poprzek do kierunku najsilniejszego wiatru o bardzo asymetrycznych zboczach. Może osiągnąć do 15 km długości i do 1,5 km szerokości. Wydmy te występują pojedynczo lub w szeregach. Spotykana są w klimacie wilgotnym.

Wydma podłużna - wydma w postaci długiego (do setek kilometrów) wału o przebiegu równoległym do kierunku dominujących wiatrów.

Jej umiejscowienie jest stałe, a piasek jest przesypywany na przemian z jednej strony na drugą. Wydmy podłużne tworzą regularne grzbiety równoległe do siebie i są oddzielone obniżeniami wolnymi od piasku; osiągają do 100 metrów wysokości.

Półpustynia - teren o bardzo skąpej roślinności, pokrywającej od 10 do 50% powierzchni. Występują tu gatunki przystosowane do warunków dotkliwej suszy - podobnie jak w obszarach pustynnych są to suchorosty i sukulenty. Obszary półpustynne występują głównie w strefach brzeżnych pustyń.

Ued lub wadi(s) (arab. wadi = "dolina") - suche formy dolinne występujące na obszarach suchych, pustynnych, które wypełniają się w czasie pory deszczowej, tworząc niekiedy wartkie i szerokie rzeki. Doliny uedów zostały najprawdopodobniej wyżłobione w okresie trzeciorzędu i czwartorzędu, kiedy to zasięg pustyń był znacznie mniejszy, a klimat - wilgotniejszy.

Erg (pustynia)

Issaouane Erg

Erg - pustynia piaszczysta w północnej części Afryki z masami lotnego piasku oraz licznymi barchanami, na której znajdują się piaszczyste wydmy, lub tzw. piaskami zamarłymi (pokrytymi skorupą solną lub wapienną). Występuje m.in. na Saharze (Wielki Erg Zachodni i Wielki Erg Wschodni na terenie Współrzędne geograficzne: 32°N 0° Algierii.).

Hamada - (arab.) pustynia kamienista, zwłaszcza na Saharze, pokryta odłamami i okruchami skalnymi, często także czarną skorupą żelazistą. To szczególnie dziki i niesprzyjający człowiekowi krajobraz. Bardzo duże różnice temperatury powietrza pomiędzy dniem, a nocą, sprawiają, że na pustyni lite skały kruszą się. Pękają na kawałki o ostrych krawędziach i w rezultacie powstają rumowiska gruzu skalnego.

Serir - (arab.) to pustynia żwirowa lub piaszczysto-żwirowa u podnóży wyżyn lub gór. Występuje tutaj bruk deflacyjny. Pustynie piaszczysto-żwirowe są rozpowszechnione w Azji Centralnej, na Saharze (Kalanszo), Półwyspie Arabskim i w Australii (Pustynia Simpsona oraz Pustynia Gibsona).To płaskie obszary, z których wiatr wywiał piasek. Pokryte są warstwą zaokrąglonych kamyków.

Plaja

Plaja (playa), Takyr, Kewir - rodzaj pustyni, której powierzchnię pokrywa stwardniały, spękany ił, silnie zasolony, z wykwitami węglanu wapnia, gipsu i soli kamiennej. Tylko wyjątkowo po deszczach zamienia się on w grząskie błoto lub dno chwilowego jeziora.

Kewir - inna nazwa plai stosowana w odniesieniu do pustyni azjatyckiej. Kewir w Iranie zwany jest Takyrem, na Saharze Sabkha, w północnej Afryce - shatt, a w Ameryce Północnej - Playa.

Terasa, forma rzeźby powierzchni Ziemi występująca powszechnie w dolinach (terasa rzeczna), a także nad brzegami mórz (terasa morska) i jezior (terasa jeziorna). Terasa jest zasadniczo formą równinną, całkowicie poziomą lub (częściej) lekko nachyloną w kierunku osi doliny lub brzegu akwenu.

Powstanie terasy jest efektem naprzemiennego występowania dwóch rodzajów procesów morfologicznych: najpierw erozji bocznej rzeki lub abrazji, tworzących powierzchnię równinną, a następnie, po obniżeniu podstawy erozyjnej (dna doliny, poziomu morza lub jeziora) - procesów wcinania się koryta rzeki (erozja wgłębna) lub obniżenia poziomu morza, wskutek czego powstaje krawędź ograniczająca powierzchnię terasy.

Efektem kilkakrotnych zmian poziomu podstawy erozyjnej jest schodowe występowanie kilku poziomów terasy, oddzielonych od siebie mniej lub bardziej wyraźnymi progami. Ze względu na budowę terasy i procesy, które doprowadziły do jej powstania, wyróżniamy różne rodzaje teras, m.in.:

1) abrazyjne, powstałe na skutek niszczenia przez fale morskie i unoszony przez nie materiał brzegów, zbudowanych ze skał litych,

2) erozyjne, powstałe na skutek erozji (bocznej, a następnie wgłębnej) rzeki w skale litej,

3) akumulacyjne, powstałe w efekcie wypełnienia dna doliny osadami aluwialnymi, a następnie wcięcia się w nie koryta, przy czym rozcięcie nie dochodzi do skały litej w podłożu (jest to najczęściej występujący rodzaj terasy na obszarze Polski).
Terasy powstałe w podobny sposób, ale z korytem, które rozcięło całą warstwę aluwiów i wcięło się w litą skałę, nazywane są terasami akumulacyjno-erozyjnymi. Odrębnymi rodzajami teras akumulacyjnych są terasy kemowe, powstające pomiędzy krawędzią topniejącego lodowca a zboczem doliny, oraz terasy sandrowe, powstałe w wyniku cofania się czoła lodowca, z którego wypływa rzeka osadzająca sandr. Terasa dawniej nazywana była tarasem, także obecnie niektórzy geografowie używają tego określenia.




deglacjacja

proces polegający na stopniowym zanikaniu lub zmniejszaniu się powierzchni lodowca. Deglacjacja zachodzi najczęściej na skutek ocieplania się lub zmniejszania wilgotności klimatu, w efekcie przyrost masy lodowej z gromadzącego się śniegu "nie nadąża" za topnieniem lodowca. Wyróżnia się:

1) deglacjację frontalną, polegającą na powolnym cofaniu się czoła lodowca, ten rodzaj deglacjacji jest typowy dla większości lodowców górskich,

2) deglacjację arealną, polegającą na topieniu się lodowca równomiernie od góry, w efekcie czego w strefie brzeżnej lodowca powstają, przykryte warstwą moreny, płaty zamierającego i martwego lodu. Deglacjacja arealna zachodziła w trakcie wycofywania się z obszaru Polski kolejnych lądolodów w okresie plejstocenu.

Z procesem deglacjacji wiąże się powstawanie różnorodnych osadów polodowcowych (glin zwałowych, piasków rzeczno-lodowcowych), które tworzą charakterystyczną rzeźbę glacjalną (m.in. ozy, sandry w deglacjacja frontalnej i kemy w deglacjacji arealnej).

Deglacjacja, cofanie się lodowca - proces polegający na stopniowym zaniku lub zmniejszaniu się powierzchni lodowca i odsłanianiu się zlodowaconego terenu, głównie wskutek zmian klimatu.

Wyróżnia się:

• deglacjację frontalną - powolne cofanie się czoła lodowca (w wyniku przewagi topnienia nad napływem nowego lodu) bez utraty jego zwartości; charakterystyczna dla lodowców górskich;

• deglacjację aeralną - powierzchniowe zanikanie lodowca, zachodzące równomiernie od góry; lodowiec nie zachowuje swojej zwartości, pozostają bryły martwego lodu zazwyczaj pokryte moreną powierzchniową.

Z cofaniem lodowca wiąże się powstawanie różnorodnych osadów polodowcowych (glina zwałowa, piaski fluwioglacjalne) i form ukształtowania powierzchni ziemi (wzgórz morenowych, ozów, kemów, sandrów i in.).

Pingo - pagór mrozowy, formy powierzchni ziemi, występujące w obszarach polarnych, na skutek zamarzania wody gruntowej. Powstający lód zwiększa swoją objętość i powoduje pęcznienie nadległej warstwy gruntu. W efekcie powstaje pagór, w którego wnętrzu znajduje się jądro lodowe. Szczególnie duże formy powstają w miejscu niewielkich zbiorników wodnych, przemarzających do dna. Pinga mogą mieć różne rozmiary, największe posiadają do kilkuset m średnicy i do 80 m wysokości. Formy o podobnej genezie, ale niższe i o wydłużonym kształcie, noszą nazwę bugrów.

Lodowce i lądolody - powstanie, działalność, formy rzeźby.
Lodowce - to wielkie nagromadzenia lodu pozostałego z przeobrażenia śniegu tworząc się na powierzchni lądu powyżej granicy wiecznego śniegu. Lodowce istnieją przez dłuższy okres czasu
i znajdują się w ciągłym ruchu. Lodowce dzielą się na:
górskie - składają się z dwóch części: górnej zwanej polem firnowym¬ (miejsce gromadzenia śniegu i jego przekształcenie w lód), oraz dolnej zwanej jęzorem lodowcowym (lodowcowe rzeki płynące dolinami górskimi). Części te dzieli granica wiecznego śniegu. Wśród lodowców górskich wyróżnia się:
. typ alpejski - z pola firnowego spływa jeden jęzor wypełniający dolinę, np. lodowce Kaukazu, Andów;
. typ norweski - z pola firnowego spływają jęzory lodowcowe w doliny wielokierunkowo, np. w Górach Skandynawskich;
. typ podgórski - poszczególne lodowce z oddzielnych pół firnowych łączą się u podnóży gór w jeden lodowiec, np. lodowiec Alaski.
kontynentalne - lądolody.¬
Granica, powyżej której panują warunki, w których więcej śniegu przybywa w skutek opadów, niż go ubywa wskutek tajania nazywa się linią lub granicą wiecznego śniegu. Granica ta w strefie międzyzwrotnikowej wynosi ponad 5 km n.p.m., a nad biegunami obniża się do poziomu morza. Lodowce powstają tam, gdzie ukształtowanie terenu umożliwia gromadzenie dużych ilości śniegu i szadzi, która w skutek tam panujących temperatur nie są stopione w cieplejszych temperaturach (okresach). Na skutek coraz większej ilości nagromadzonego śniegu (pod wpływem niskiej temperatury, dużej wilgotności powietrza i ciśnienia) przekształcają się w firn, następnie w zbity lód lodowcowy.
Ruch lodowców - lód w rzekach, jeziorach i innych zbiornikach jest sztywny i kruchy. Tymczasem lód lodowcowy pod wpływem ciśnienia wywołanego własnym ciężarem, a także nachyleniem podłoża, zachowuje się jak ciało i powoli spływa. Szybkość ruchów lodowców jest różna i wynosi od kilkudziesięciu centymetrów do kilku metrów na dobę. Poruszający lodowiec, porusza i przekształca rzeźbę terenu.
Działalność lodowców - miała w przeszłości i ma obecnie wielki wpływ na kształtowanie rzeźby terenu. Ponadto lodowce stanowią olbrzymią rezerwę wody słodkiej. Charakterystycznymi formami rzeźby terenu powstałymi na wskutek niszczącej działalności lodowców górskich są:
. dolina V - kształtna (dolina lodowcowa) - przekształcona działalnością lodowca;
. kory (cyrki, kotły lodowcowe) - tu gromadzi się śnieg, lód, które tworzą zagłębienia.
Lądolody - zwane lodowcami kontynentalnymi, tworzą olbrzymie pokrywy lodowcowe o wypukłym kształcie. Lód rozprzestrzenia się we wszystkich kierunkach. Góry lodowe - tylko 1/7 swej masy występuje ponad powierzchnię wody, a znoszone przez prądy morskie niosą zagrożenie dla żeglugi, np. katastrofa zatonięcia statku Tytanic w 1912r. Największym zlodowaconym obszarem jest Antarktyda, gdzie pokrywa lodowa ma prawie 14 mln km2 i dochodzi do 4000 m grubości. Szybkość przesuwania się lądolodu z prędkością 500 m rocznie. Innym lodowcem kontynentalnym, pokrywającym całą największą wyspę świata jest Grenlandia. Pokrywa on powierzchnię 18 mln km2, a grubość pokrywy dochodzi do 2100 m.
Czapy lodowe - zwane też lodowcami fieldowymi, powstają na wysoko położonych płaskowyżach i składają się z wypukłego pola firnowego, od którego spływają jęzory lodowcowe w różne strony. Jęzory są krótkie, szybkość przesunięcia to ok. 300 m na rok, np. lodowiec Jastedal w Norwegii - 40 km długości i 20 km szerokości.
Lodowce górskie - składają się z pola firnowego i jęzora lodowcowego. Pole firnowe leży powyżej linii wieloletniego śniegu, tam gdzie gromadzi się śnieg jęzor lodowcowy spływa poniżej linii wieloletniego śniegu. Wielkość jęzora zależy od dopływu lodu z pola firnowego i od intensywności topnienia. Do lodowców górskich zaliczamy, np. Aletsch w Alpach.

Wpływ zlodowaceń na rzeźbę powierzchni Polski.
Zlodowacenie (glacjał), to okres znacznego powiększenia zasięgu lądolodów na Ziemi.
W czasie zlodowacenia lądolody pokrywały znaczne obszary kontynentów, wielkie zlodowacenia występowały w prekambrze, karbonie i permie oraz w czwartorzędzie.


Ukształtowanie powierzchni Polski zależy od dwóch zasadniczych czynników:
. czynników endogenicznych:
- alpejskie ruchy górotwórcze, które miały wpływ m.in. na: utworzenie Karpat, powstanie zapadliska przedkarpackiego, nierównomierne Wydźwignięcie Sudetów.
. czynników egzogenicznych:
- niszczenie struktur geologicznych przez procesy erozyjne (mocniejsze niszczenie skał mniej odpornych na erozję)
- akumulacja materiałów polodowcowych w plejstocenie (np. gliny, piaski, lessy, eratyki)
- działalność morza oraz akumulacyjna działalność wiatru i rzek na wybrzeżu morskim.

Polska jest krajem nizinnym, obszary poniżej 300 m n.p.m. stanowią 91,3% powierzchni, średnia wysokość 173 m n.p.m. Najwyższym punktem są Rysy w Tatrach Wysokich - 2499 m n.p.m., najniżej położonym punktem jest teren wsi Raczki Elbląskie -1,8 m p.p.m., a powierzchnia Polski jest nachylona z południa na północny-zachód. Na obszarze Polski występują cztery podstawowe, główne strefy morfogenetyczne: młode góry Karpaty z kotlinami podgórskimi (Podkarpacie Pn.), stare góry Sudety z wyżynami: Śląsko-Krakowską, Małopolską (z Górami Świętokrzyskimi), Lubelsko-Lwowską (z Roztoczem), staroglacjalne obszary Nizin Środkowopolskich i Sasko-Łużyckich (z Wysoczyznami Podlasko-Białoruskimi i Polesiem) oraz młodoglacjalne obszary pobrzeży i pojezierzy Południowobałtyckich i Wschodniobałtyckich.
Zlodowacenie pozostawiło różnorodne formy na terenie Polski, które najlepiej zachowały się w strefie rzeźby młodoglacjalnej. Formy te dzielimy ze względu na ich powstanie, czyli na
- formy powstałe przed czołem lądolodu (moreny czołowe, sandry, pradoliny),
- formy powstałe na terenie objętym lądolodem (moreny denne, drumliny, ozy, kemy, zagłębienia wytopiskowe),
- formy powstałe przez działalność lodowców górskich (kotły lodowcowe, doliny U-kształtne, wygłady lodowcowe, wały moren czołowych i bocznych),
- formy utworzone w warunkach klimatu peryglacjalnego (pokrywy lessowe, wydmy i niecki deflacyjne).
Do charakterystycznych form krajobrazu polodowcowego na Niżu Polskim powstałych przed czołem lądolodu należą moreny czołowe. Są to ciągi pagórków i wzgórz o wysokości od kilku do kilkudziesięciu metrów, które powstały wzdłuż czoła lądolodu w czasie jego dłuższego postoju. Tworzyły się one najczęściej w wyniku intensywnej akumulacji glin zwałowych oraz głazów, żwirów i piasków bezpośrednio przy krawędzi lądolodu - moreny czołowe akumulacyjne. Niektóre moreny czołowe ukształtowały się wskutek wyciśnięcia lub pchnięcia osadów przez czoło lądolodu - moreny czołowe spiętrzone. Wzgórza moren czołowych tworzą największe i najwyższe wzniesienia na Niżu Polskim (np. Wieżyca, Dylewska Góra, Szeskie Wzgórza). Wypływające spod lądolodu i spływające z jego powierzchni wody roztopowe akumulowały na przedpolu moren czołowych materiał żwirowo-piaszczysty, tworząc sandry. U wylotu bram lodowcowych powstawały stożki sandrowe, które w miarę oddalania się od czoła lądolodu zrastały się ze sobą. tworząc rozlegle i płaskie równiny sandrowe. Do bardziej znanych sandrów na Niżu Polskim należą m.in.: sandr tucholski, dobrzyński, kurpiowski, augustowski. W zespole form związanych z lądolodami skandynawskimi, uwzględnić należy również typowe dla krajobrazu Niżu Polskiego pradoliny. Są to szerokie doliny o płaskim dnie, biegnące mniej więcej równolegle do krawędzi lądolodu. Zbierały one wody roztopowe spływające równinami sandrowymi z północy oraz wody rzeczne dopływające z południa. Wody te, jako szerokie rzeki płynęły ku zachodowi, tworząc wielkie doliny. Do największych takich dolin należą Pradolina Warszawsko - Berlińska i Pradolina Toruńsko - Eberswaldzka.
Do form powstałych pod lądolodem zaliczamy m.in. faliste równiny moreny dennej, które powstały w wyniku osadzania materiału niesionego przez lądolód (akumulacji gliny zwałowej ). Na obszarze objętym zlodowaceniem Wisły spotkać można specyficznie wykształcony krajobraz polodowcowy, składający się z niewysokich, owalnych pagórków i wzgórz, wydłużonych zgodnie z kierunkiem ruchu lądolodu, zwanych drumlinami. Występują one w skupieniach, tworząc niewielkie zespoły lub duże pola drumlinowe m.in. między Stargardem Szczecińskim a Nowogardem, w okolicy Gniewu, na Wysoczyźnie Elbląskiej oraz na Pojezierzu Dobrzyńskim (w okolicach Zbójna). Zbudowane są z gliny zwałowej lub osadów wodnolodowcowych pokrytych cienką powłoką gliny zwałowej. Drumliny tworzyły się pod lądolodem głównie w wyniku erozji glacjalnej starszych osadów lodowcowych i akumulacji gliny zwałowej. Podczas wycofywania się lądolodu jego brzeżne części często traciły kontakt z lodem aktywnym (ruchomym) i podlegały stagnacji. Takie płaty stagnujących mas lodowych topniały powoli, a w istniejących w nich tunelach i szczelinach krążyły wody roztopowe, osadzając utwory wodnolodowcowe. Po wytopieniu się stagnującego lodu na miejscu wypełnionych osadami tuneli i szczelin lodowych powstały wałowe lub pagórkowate wzniesienia, zbudowane z materiału warstwowanego i w taki właśnie sposób wytworzyły się ozy (czyli pagórki w kształcie długich, falistych wałów lub ciągi wzgórz niejednokrotnie o długości sięgającej od kilku do kilkunastu kilometrów, zbudowane z piasków i żwirów, osadzonych przez wody płynące w tunelach lodowych, np. oz bukowsko-mosiński na południe od Poznania) i kemy (są to przeważnie okrągławe lub wydłużone pagórki i wzgórza o wysokości od kilku do kilkudziesięciu metrów, zbudowane ze żwirów, piasków i mułków osadzanych w szczelinach i rozpadlinach lodowych, najczęściej powstają przy zanikaniu lądolodów). Cechą charakterystyczną rzeźby lodowcowej, która tworzyła się w stagnującym lodzie, a także niektórych obszarów sandrowych (tzw. "dziurawych sandrów"). jest występowanie licznych zagłębień wytopiskowych (wytopisk). Powstały one w wyniku wytopienia się zagrzebanych w osadach lodowcowych brył lodowych. Istniejące w nich jeziora noszą nazwę jezior wytopiskowych, które w przypadku kolistego kształtu i stosunkowo dużej głębokości są dość powszechnie nazywane oczkami polodowcowymi lub jeziornymi.
W czasie, kiedy na północną i środkową Polskę nasuwały się lądolody skandynawskie, w Tatrach i Karkonoszach rozwijały się lodowce górskie. Efektem ich działalności są charakterystyczne dla zlodowacenia górskiego formy polodowcowe, w tym m.in.: kotły lodowcowe, przeważnie wypełnione wodami jezior (np. Czarny Staw w Tatrach), szerokie doliny U-kształtne
(np. Dolina Rybiego Potoku w Tatrach), wygłady lodowcowe (w Dolinie Pięciu Stawów Polskich w Tatrach), wały moren bocznych i czołowych.
Formy utworzone w warunkach klimatu peryglacjalnego miały następujący przebieg. Wraz z narastaniem czasz lądolodów na ich przedpolu rozwijała się rozległa strefa peryglacjalna (o szerokości do ok. l tys. km), w której panował klimat subarktyczny. Zimny klimat peryglacjalny byt przyczyną intensywnego wietrzenia mrozowego skał i wzmożonych procesów denudacyjnych, które zachodziły w warunkach zamarzniętego podłoża - wieloletniej zmarzliny. Latem powierzchniowa warstwa zmarzliny rozmarzała, tworząc tzw. warstwę czynną. W warunkach pełzania całej warstwy czynnej, na obszarze poza zasięgiem zlodowacenia Wisły zniszczeniu i złagodzeniu uległy formy polodowcowe i fluwialne. Zniknęły zagłębienia bezodpływowe na powierzchni moreny dennej, a wzgórza moren czołowych, kemów i ozów zachowały się w formach szczątkowych. W warunkach peryglacjalnych dużą rolę odgrywała też działalność wiatru. Wiejące od czoła lądolodu wiatry wywiewały drobne cząstki z osadów wodnolodowcowych oraz glin zwałowych i akumulowały je w południowej części kraju w postaci pokryw lessowych. Less jest osadem pylastym, składającym się z ziaren o wielkości od 0.05 do 0.01 mm. Jest to przeważnie pył kwarcowy, zawierający znaczną domieszkę węglanu wapnia. Less osadził się na Wyżynie Lubelskiej, w obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich, w Niecce Nidziańskiej oraz na Nizinie Śląskiej. Miąższość pokładów lessu sięga miejscami nawet do 30 m. U schyłku ostatniego zlodowacenia w wyniku akumulacyjnej działalności wiatru powstały wydmy śródlądowe. Występują one przede wszystkim na piaszczystych terenach pradolin (np. kotliny dolinne: Gorzowska, Toruńska, Warszawska) i rozległych równinach sandrowych (np. sandr tucholski) w postaci najczęściej wydm parabolicznych i prostych oraz

nieregularnych pagórków.

Piargi, ogólna nazwa kamienistych usypisk, powstałych w efekcie gromadzenia się materiału odpadłego ze ścian skalnych. Piargi występują bądź w obrębie ścian skalnych (np. w żlebach), bądź u ich podnóża, gdzie tworzą stożki, hałdy i pokrywy usypiskowe. Składają się z materiału o różnej frakcji, od żwiru, przez kamienie po wielkie bloki, pochodzące z obrywów skalnych.

Piargi są efektem stopniowej degradacji ścian skalnych. O dużej dynamice procesów niszczenia świadczy występowanie piargu ruchomego, łatwo zsuwającego się w dół, natomiast występowanie piargów utrwalonych, często porośniętych trawą, krzewami lub lasem jest świadectwem małej intensywności procesów degradacji.

Piargi występują powszechnie w górach wysokich, w Polsce m.in. w Tatrach.

FORMY I OSADY GLACIFLUWIALNE

czyli formy znajdujące się w obrębie den dolinnych, jak:

- równiny terasowe z pokrywami różnowiekowych utworów glacifluwialnych

- rynny wód marginalnych

- rynny wód proglacjalnych

- pokrywy stożków glacifluwialnych

 

Wody proglacjalne: pochodzą z topnienia lodowców i posiadały działalność erozyjną i akumulacyjną.

1. formy erozyjne:

- rynny marginalne - towarzyszące wałom moreny bocznej

- rynny proglacjalne - znaczące dawne odpływy wód lodowcowych, dziś przeważnie martwe, a także miały duże znaczenie w poszerzaniu den, niezlodowaconych odcinków dolinnych, ciągnących się w przedłużeniu żłobów lodowcowych.

 

Do utworów i form akumulacji rzeczno-lodowcowej należą pokrywy żwirowe, wchodzące w skład teras stożków glacifluwialnych. Pokrywy żwirowe, złożone są z grubych otoczaków, dobrze otoczonych, świeżych, nie zwietrzałych.

W odcinkach niezlodowaconych pokrywy te zajmują cale dna dolin, zaś w odcinkach zlodowaconych są włożone w rynny o różnej szerokości i głębokości, wycięte w morenie dennej przez wody proglacjalne cofających się.

 

W dolinach tatrzańskich terasy z okresu górnoplejstoceńskiego zachowały się głównie w części zachodniej (mniejszy zasięg lodowców). Wyższe pokrywy żwirowe spoczywające na coraz wyższych cokołach skalnych są wiązane ze starszymi okresami lodowcowymi.

  Procesy peryglacjalne znacznie przemodelowały w okresach glacjalnych rzeźbę niezlodowaconych obszarów tatrzańskich. - - obszary grzbietowe znajdujące się ponad lodowcami, przez przeobrażenie stoków w postaci rozczłonkowania małymi dolinami, żlebami i rozległymi pokrywami złożonych ze stożków usypiskowych, które okrywają zbocza żłobów lodowcowych i dolin fluwialnych.

- część reglowa Tatr,

 

Procesy erozyjne w Tatrach w okresach glacjalnych:

- wietrzenie mrozowe,

- odprowadzanie w Tatrach Wysokich materiału zwietrzelinowego żlebami w kierunku lodowców (moreny boczne), a następnie w kierunku den dolinnych (stożki piargowe). Doprowadziło to do niszczenia, cofania stoków i zróżnicowanego degradowania grani.

- przemieszczanie w Tatrach Zachodnich pokryw mikrogeliwacyjnych doprowadzające do wygładzenia i cofania stoków oraz obniżania grzbietów w miejscach przecięcia się degradowanych zboczy.

- formowanie żlebów w obrębie stoków skalnych i rynien korazyjnych w obrębie utworów pokrywowych.

- gromadzenie u wylotów żlebów grubych i drobnych okruchów piargowych wchodzących w okresach glacjalnych w skaład moren bocznych.

- usypywanie w okresach deglacjacji u wylotów żlebów stożków piargowych, u podnóża słabo rozczłonkowanych ścian hałd piargowych, a u wylotu rynien korazyjnych stożków koluwialnych.

- niwacja, doprowadzająca do powstania i rozwoju nisz-zagłebień niwacyjnych, pogłębiania żlebów i gromadzenia mas lawinowych.

- działalność wód proglacjalnych i proniwialnych, doprowadzająca do stopniowego poszerzania i pogłębiania den dolinnych i depozycji osadów żwirowych, a wiec powstawania teras.

 

W okresach glacjalnych plejstocenu powierzchnia Tatr, poza obszarami zlodowaconymi, była modelowana przez procesy, jakie panują dzisiaj w piętrach: bardzo zimnym (powyżej 3400 m), zimnym (2200-3400 m), umiarkowanie zimnym (1850-2200 m) i bardzo chłodnym (1550-1850 m).

piętro klimatyczne	okres dzisiejszy	okres glacjalny
bardzo chłodne	1550-1850 m	poniżej 1100 m
umiarkowanie zimne	1850-2200 m	1100-1500 m
zimne	2200-3400 m	1500-2000 m
bardzo zimne	powyżej 3400 m	powyżej 2000 m

 

W okresach glacjalnych procesem panującym w Tatrach było wietrzenie mrozowe, polegające na odprowadzeniu materiału zwietrzelinowego. M.in. degradacji podlegała pokrywa roślinna wraz z pokrywa glebową co doprowadzało do odsłonięcia się podłoża skalnego, w związku z tym wietrzenie mrozowe wnikało głównie w głąb szczelin, spękań, itp.

W Tatrach Wysokich: wyższych, bardziej stromych, głębiej rozciętych i bardziej skalistych panowało wraz z wietrzeniem odpadanie oraz przemieszczanie grubych okruchów, ukierunkowane głównie żlebami.

W Tatrach Zachodnich: niższych, mniej stromych, słabiej rozciętych i mniej skalistych panowało w części metamorficznej, panowało obok wietrzenia przemieszczanie pokrywy zwietrzelinowej, stąd stoki gładkie. W węglanowej części Tatr Zachodnich wapienie dostarczały okruchów grubych, podlegających krasowaniu, natomiast dolomity drobnego, ostrokrawędzistego gruzu.

 

Formy erozyjne z okresu zlodowaceń:

1. Żleby: ponacinane ściany i zbocza skalne o nachyleniu powyżej 40°. Nawiązują do spękań, wzdłuż których najszybciej postępowało wietrzenie mrozowe, a następnie pogłębianie w skutek odpadania i przemieszczania grawitacyjnego okruchów przy współudziale wody płynącej i lawin śnieżnych.

2. Stożki piargowe: rozpościerają się u wylotu żlebów i są o różnych rozmiarach, w zależności od wielkości obszaru dostarczającego okruchy. Mają kształt trójkątny i są przeważnie dobrze wykształcone. ich wysokość w Tatrach wynosi od 50 do 260 m, a nachylenie ok. 50 m.

3. Hałdy usypiskowe: są u podnóży nierozczłonkowanych ścian skalnych. Cechują je nieuporządkowane nagromadzenie okruchów skalnych o różnych rozmiarach, odpadłych od ściany (np. nagromadzone bloki u podnóży czoła grzęd i ostróg skalnych międzyżlebowych).

4. Stoki i zbocza gładkie: panują w metamorficznych Tatrach Zachodnich, poza kotłami lodowcowymi, oraz w części reglowej poza wciosami. Zostały one wygładzone przez procesy soliflukcyjne, które powtarzały się w każdym glacjale i doprowadziły do wygładzenia form zboczowych, ale nie całkowitego wyrównania.

W Tatrach Wysokich powierzchnie stoków gładkich powstawały w skutek bocznego rozwoju żlebów, ich poszerzania, doprowadzającego przez niszczenie grzęd międzyżlebowych do wyrównania stoku, podlegającego następnie degradacji soliflukcyjnej (np. połud.-wsch. stok Koziego Wierchu).

5. Rynny korazyjne: są to zagłębienia o głębokości do 10 m i spadku do 30°. Przy działalności erozyjnej cieków okresowych, towarzyszy grawitacyjne przemieszczanie utworów zwietrzelinowych. Rynny są wycięte w pokrywie zwietrzelinowej lub morenowej (bocznej), a ich dna pogłębiane w czasie ulew sięgają czasem po litą skałę.

6. Dolinki wciosowe: o głębokości ponad 10 m i spadku poniżej 25° reprezentują bardziej zaawansowany stopień rozwoju zboczowych form dolinnych w Tatrach Zachodnich. Odwadniane są okresowo, u wylotów znajdują się stożki napływowe. Dolinki te były pogłębiane i formowane w okresie górnego plejstocenu.











Usypisko, usypiskowy stok, forma powierzchni Ziemi powstająca w górach, u podnóży stoków urwistych, na skutek akumulacji materiału skalnego pochodzącego z niszczenia stoków położonych powyżej.

Nachylenie usypiska (do 45°) zależy od rodzaju, wielkości i szorstkości materiału, z którego jest zbudowane. Prawidłowością jest to, że bezpośrednio u podnóża stoku urwistego osadza się materiał drobniejszy (piasek, kamienie), materiał grubszy zaś (większe kamienie, bloki i głazy), mający w trakcie zsuwania się większą energię kinetyczną, osadza się najdalej, w dolnej części usypiska. Wyróżniamy usypiska:

1) żywe lub aktywne, do których współcześnie dostarczany jest materiał,

2) zamarłe albo utrwalone, ze stałą pokrywą roślinną (lasem, kosodrzewiną, łąkami alpejskimi).

Ze względu na kształt usypiska dzieli się na:

1) hałdy usypiskowe, o kształcie nieregularnym,

2) stożki usypiskowe, o regularnym trójkątnym kształcie, powstające u wylotów żlebów.

W Polsce usypiska powszechnie występują w Tatrach, spotyka się je również w Karkonoszach, Beskidzie Wysokim i Pieninach.

---