Geologia to nauka przyrodnicza zajmująca się badaniem budowy, własności i historii Ziemi oraz procesami geologicznymi, dzięki którym ulega ona przeobrażeniom. Geologia inżynierska to dział geologii zajmujący się badaniem środowiska geologicznego, jego zmienności i ewolucji dla potrzeb planowania przestrzennego oraz projektowania, wykonawstwa i eksploatacji obiektów budowlanych. Geosfery Ziemi to: - sial, czyli warstwy osadowa i „granitowa”, w której dominują krzem i glin; - sima (bazalty, perydotyty), gdzie obok krzemu i glinu istotną rolę odgrywają wapń, magnez i żelazo; - płaszcz (bardziej znaczący udział magnezu i żelaza); - jądro żelazisto-niklowe. Geosynkliny (gromadzenie się osadów w zbiorniku w wyniku denudacji obszarów sąsiednich, obniżanie się dna zbiornika przy rosnącej miąższości osadów, fałdowanie wskutek bocznych nacisków, właściwa orogeneza - wypiętrzanie pasma gór fałdowych). Orogen: Część centralna, wewnętrzna (internidy) zbudowana z osadów morskich, częściowo zmetamorfizowanych, ze znacznym udziałem skał magmowych oraz części zewnętrzne (eksternidy) zbudowane z terygenicznych osadów fliszowych. Izostazja - stan równowagi hydrostatycznej w jakim znajdują się płyty litosfery spoczywające w plastycznym podłożu płaszcza. Równowaga ta jest zakłócana np. przez gromadzenie się osadów, plutonizm, wulkanizm, czy np. powstawanie i topnienie lądolodów. Ruchy pionowe zmierzające do przywrócenia tej równowagi to ruchy izostatyczne. Ruchy epeirogeniczne - wypiętrzanie górotworu wskutek naruszenia równowagi hydrostatycznej w rejonach subdukcji, czy w geosynklinach. Teoria tektoniki płyt głosi, że: 1.Litosfera podzielona jest na poruszające się względem siebie sztywne płyty; 2.Granicami płyt są strefy rozrostu (ryfty), strefy subdukcji i uskoki transformacyjne; 3.Rozsuwanie się płyt odbywa się w strefach rozrostu, zbliżanie w strefach subdukcji. Trzęsienia ziemi: - hipocentrum: miejsce, w którym nastąpił wybuch; - epicentrum: rzut tego punktu na płaszczyznę Ziemi, gdzie jest najbardziej odczuwalne (obszar makrosejsmiczny) Procesy magmowe – intruzje: 1.Batolity; 2.Intruzje zgodne –wchodzące wzdłuż skał (-sille, -lakolity, -lopolity, -fakolity); 3.Intruzje niezgodne – wchodzące w poprzek skał (-dajki, -harpolity, -żyły kominowe) Podstawowe typy wulkanów: 1.Hawajski (tarczowy; rzadkie lawy zasadowe, częste, spokojne erupcje); 2.Stromboli (rytmiczne, częste, niewielkie i niezbyt gwałtowne erupcje obojętnych law i materiału piroklastycznego); 3. Merapi (kopułowe, rzadko wybuchające wulkany wylewające kwaśne lawy i spływy popiołowe); 4.Vulcano (wybuchy znacznych ilości średnio kwaśnej lawy i popiołu następują co kilkanaście lat); 5.Pliniusza (gwałtowny wybuch o ogromnej sile wyrzucający głównie popiół); 6. Pelėe (gwałtowny wybuch niszczący część stożka; tworzą się gorące chmury gazowo – popiołowe); 7. Perreta (wybuch bardzo gwałtowny połączony ze zniszczeniem stożka; przyczyną gwałtownych erupcji wulkanów typu 5 – 7 są gęste, kwaśne lawy). Planetarne formy strukturalne: baseny oceaniczne i cokoły kontynentalne. Fałdy składają się z: antykliny i synkliny. Typy fałdów: A. Pod względem geometrii: - symetryczne i asymetryczne;- stojące, pochylone, obalone (leżące), przewalone; B. Pod względem kształtu: normalne, izoklinalne, wachlarzowate, kuferkowe.; C. Fałdy dysharmonijne Złożone struktury fałdowe: Skiby i łuski; Antyklinoria i synklinoria; Płaszczowiny Nieciągłe deformacje tektoniczne: uskoki; Zręby i rowy tektoniczne; Powierzchnie i strefy uskokowe: lustra tektoniczne, rysy ślizgowe, druzgot i brekcja tektoniczna. Szczelinowatość skał: - Cios: planetarny (kontynentalny), termiczny, tektoniczny; kliważ. Główne jednostki tektoniczne Polski: A. Platforma prekambryjska; B. Paleozoidy (kalenidy i waryscydy na powierzchni oraz platforma paleozoiczna; C. Alpidy (zapadlisko przedgórskie i Karpaty). Krystalizacjia minerałów z magmy. Skalenie: plagioklazy, czyli glinokrzemiany wapnia i sodu (anortyt, albit); ortoklaz – glinokrzemian potasu. Kwarc: dwutlenek krzemu. Oliwiny: bezwodne krzemiany magnezu i żelaza. Amfibole, pirokseny: uwodnione glinokrzemiany metali. Biotyt: uwodniony glinokrzemian potasu, magnezu i żelaza (i in. miki). Podstawowe typy skał magmowych: plutoniczne, wulkaniczne, żyłowe. Wietrzenie - proces dominujący po okresie orogenezy i/lub wulkanizmu; proces przemian skały polegający na przystosowaniu się jej do warunków fizycznych i chemicznych panujących na styku litosfery z atmosferą, hydrosferą i biosferą. Proces wietrzenia prowadzi do rozdrabniania przypowierzchniowej części podłoża skalnego pod wpływem zmian fizycznych i chemicznych. Zmiany fizyczne powodują rozpad, zaś chemiczne rozkład skały. Charakter i tempo wietrzenia zależy od lokalnych warunków tzn. od: 1. warunków klimatycznych (głównie stosunków termicznych i wilgotności); 2. budowy podłoża skalnego (skład mineralny, ułożenie, porowatość, szczeliny); 3. ukształtowania terenu; 4. świata organicznego (głównie szaty roślinnej). Wietrzenie nie stwarza form lecz przygotowuje i warunkuje ich powstanie. Bez udziału wietrzenia i zwietrzeliny nie byłoby modelowania (niszczenia) powierzchni ziemi, czyli procesów denudacji i erozji. Przyczyny wietrzenia fizycznego: 1. zmiany w intensywności promieniowania słonecznego (insolacja); 2. przemienne zamarzanie i odmrażanie podłoża (kongelacja); 3. zmiany wilgotności (hydracja i dehydracja); 4. mechaniczne oddziaływanie organizmów. Woda opadowa zawierająca gazy pobrane z powietrza - główny czynnik wietrzenia chemicznego. Wietrzenie chemiczne zależnie od składu chemicznego skały i warunków środowiskowych powoduje: 1. rozpuszczanie, 2. utlenianie, 3. uwęglanowienie lub uwodnienie skały. Mikroczłony stoku: 1. stok właściwy, 2. urwisko, 3. spłaszczenie, 4. załom. Denudacja – proces „odsłaniania polegający na produkowaniu i przemieszczaniu pokrywy zwietrzelinowej, czy też skał nie zdiagenezowanych (gruntów)‏ pod wpływem siły ciężkości, przy współudziale wody, lodu, śniegu i organizmów. Na powierzchni nachylonej siła ciężkości (grawitacja) przejawia się w dwóch składowych: 1. równoległej do stoku, zgodnej ze spadkiem (siła odrywająca), 2. skierowanej prostopadle w głąb Ziemi (siła trzymająca). Rola siły odrywającej rośnie ze stromością stoku. Przeciwdziała jej zwięzłość i spoistość skały. Kąt naturalnego spoczynku (kąt zsypu) - kąt określający maksymalne nachylenie, przy którym materiał nie ulega jeszcze przemieszczaniu pod wpływem siły ciężkości. Skały zwięzłe nie mają właściwego sobie kąta naturalnego spoczynku. Mogą tworzyć nawet pionowe ściany: urwiska skalne. Kąt naturalnego spoczynku w gruntach (ich podatność na przemieszczanie) zależy od: struktury (ziarnista – żwiry, piaski, komórkowa – gliny, kłaczkowa – iły) i porowatości, wskaźnika plastyczności (grunty niespoiste, mało spoiste, spoiste i bardzo spoiste)‏, wilgotności (grunty mało wilgotne, wilgotne, mokre) i przepuszczalności. Kąt naturalnego spoczynku wynika z oporu (kąta) tarcia wewnętrznego i oporu spójności (kohezji), a mówiąc bardziej ogólnie – z oporu gruntu na ścinanie (wzór Coulomba: τf = σn tgφ + cu). Największy wpływ na przebieg i charakter ruchów masowych ma nachylenie stoku. Stoki strome są młode i zazwyczaj skaliste. Stoki połogie to stoki dojrzałe, okryte płaszczem zwietrzelinowym i/lub zbudowane ze skał luźnych. Na stokach młodych zachodzi odpadanie i/lub obrywanie, a na stokach dojrzałych osuwanie i/lub spełzywanie. Zwięzłość ośrodka – zapobiega rozpadowi skały. Skała - występujący w warunkach naturalnych skonsolidowany, scementowany lub w inny sposób ze sobą związany zespół minerałów. Zwięzłość (a także wytrzymałość) to cechy odróżniające pozytywnie skałę od gruntu. Równowagę stoku zaburzają: procesy wietrzenia; podcięcie stoku; zwiększenie obciążenia; zawilgocenie; trzęsienia ziemi. Typy osuwisk: asekwentne (w materiale quasi-jednorodnym); konsekwentne (wzdłuż granic litologicznych; zwietrzelinowe, warstwowe); insekwentne (w poprzek struktur geologicznych, w tym sufozyjne); subsekwentne – wtórne. Ze względu na materiał osuwiskowy wyróżniamy osuwiska: zwietrzelinowe, ziemne (gruntowe), skalne, mieszane. Osuwiska obrotowe (rotacyjne; zerwy) powstają wskutek osłabień głębszego podłoża i tworzenia się wklęsłych powierzchni poślizgu oraz wskutek podcinania zbocza. W rejonie osuwiska wyróżniamy niszę osuwiskową i jęzor osuwiska. Pomiędzy nimi może wystąpić rynna. Badanie stateczności skarp w gruntach niespoistych sprowadza się do wyznaczenia współczynnika stateczności n=tgφ/tgα (powyżej 1) . Metody obliczenia stateczności skarp w gruntach spoistych: Felleniusa, Bishopa, Janbu. Sprawdzanie stateczności dokonuje się dla wielu kołowych powierzchni poślizgu. Pełzanie polega na powolnym, niedostrzegalnym przemieszczaniu się materiału zwietrzelinowego pod wpływem siły ciężkości wywołane takimi cyklicznymi zjawiskami, jak: nasiąkanie i wysychanie, zamarzanie i odmarzanie, krystalizacja i rozpuszczanie (np. soli), a także działalnością flory i fauny. Spełzywanie może dotyczyć cienkiej warstwy gleby lub całej pokrywy zwietrzelinowej. Woda opadowa na stoku spływa powierzchniowo uczestnicząc w procesie spłukiwania albo nieznacznie przesiąka w strefę bardziej przepuszczalną (spływ śródpokrywowy). Pewna ilość wody przesiąka głębiej w grunt mniej przepuszczalny. Typy spłukiwania: rozproszone (w górnych partiach stoku, wspomaga procesy spełzywania), linijne (na środkowym odcinku stoku, łączenie się „nitek” wodnych w strugi i strumienie okresowe, może przejść w erozję wąwozową) i pokrywowe. Największe rozmiary spłukiwanie osiąga na stokach odsłoniętych, np. zajętych przez pola uprawne. Przeciwdziała temu oranie wstęgowe i tarasowanie. Intensywność spłukiwania zależy ponadto od: nachylenia stoku, jego długości, kształtu, budowy (w tym przepuszczalności) podłoża oraz klimatu. Dwa podstawowe elementy stoku: stromy, wypukły – degradowany i usypiskowy (wklęsły) – agradowany. Klasyfikacja czterostopniowa: 1. stok wstępujący (rosnący) albo korona (wierzchowina); dominujący proces - spełzywanie; 2. urwisko albo stok swobodny; ruchy masowe, erozja; 3. usypiska, jęzory osuwiskowe; intensywne wietrzenie, redepozycja; 4. pedyment, gdzie występują zmyw bruzdowy i pokrywowy oraz spełzywanie. Zależnie od warunków klimatycznych dominują procesy cofania się, albo spłaszczania stoku. 2. lessy - żółta skała złożona z bardzo drobnego (frakcja 0,003 – 0,1 mm) pyłu kwarcowego i węglanu wapnia, o wysokiej (ok. 60%) porowatości. Pył, z którego zbudowane są lessy wywiewany jest zwykle z obszarów pustynnych. Lessy europejskie tworzyły się w okresie zlodowaceń, gdy wiatry wywiewały drobny materiał ze strefy peryglacjalnej. Etapy rozwoju torfowisk: 1. Jezioro. Intensywny rozrost roślin wodnych. 2. Zarastanie jeziora roślinami wodnymi, obumieranie ich przy brzegach, wejście mchów i małych drzew. 3. Zarośnięte lasem (olcha) torfowisko niskie. 4. Odwodnienie torfu i obumieranie drzew. 5. Powstanie warstwy torfu drzewnego, ekspansja mchów, rozwój torfowiska wysokiego. Wybrzeże - pas graniczny lądu i morza obejmujący części nawodną i podwodną. Do niego ogranicza się morfogenetyczna działalność mórz i oceanów. Elementami wybrzeża są: zabrzeże znajdujące się nad wodą zraszane rozpryskiem, brzeg – pas pomiędzy zasięgiem fal sztormowych, a najniższym poziomem wody, gdzie wydzielamy: nadbrzeże z wałami i terasami burzowymi i podbrzeże - aktywną strefę przemieszczania się osadów oraz przybrzeże, czyli pas zawsze znajdujący się pod wodą, gdzie rozwijają się rewy i rynny przybrzeżne oraz platformy depozycji. Platforma abrazyjna - rodzaj powierzchni zrównania znajdującej się w większości pod wodą, powstałej na skutek niszczenia klifowego brzegu morza (jeziora) przez uderzające o brzeg fale (przybój) i unoszony przez nie piasek lub grubszy materiał skalny. Proces taki nosi nazwę abrazji. Platforma abrazyjna tworzy płaską powierzchnię lekko nachyloną od lądu w kierunku morza. Materiał pochodzący z abrazji albo przemieszcza się wzdłuż brzegu w określonym kierunku (pod wpływem prądu morskiego lub panującego kierunku wiatrów) tworząc na innych odcinkach wybrzeża mierzeje, albo też osadza się przy końcu platformy abrazyjnej tworząc jej przedłużenie - platformę akumulacyjną. Typy wybrzeży morskich: niskie i wysokie. Podział genetyczno-morfologiczny wybrzeży: 1. skierowe; liczne małe wysepki jako efekt zatopienia silnie zmutonizowanego obszaru polodowcowego; 2. dalmatyńskie; zatopione pasma górskie; 3. lagunowe; za piaszczystym wałem lub rafą; 4. riasowe, powstałe przez zatopienie dolnych odcinków szerokich dolin rzecznych; 5. fiordowe, powstałe w wyniku zalania długich i głębokich dolin polodowcowych; 6. limanowe; z lejkowatymi, odcinanymi wałami piaszczystymi ujściami rzek; 7. zalewowe, utworzone poprzez częściowe odcięcie zatoki; 8. Wyrównane, mierzeje odcinają zatoki morskie, tworząc jeziora, np. Jez. Łebsko, Jamno. Facja to zespół cech litologicznych, paleontologicznych i ekologicznych osadu. O zmienności facjalnej mówimy analizując cechy różnych osadów tego samego wieku. Jest ona charakterystyczna dla osadów morskich, gdzie w pobliżu brzegów spotyka się zwykle skały okruchowe, na szelfie częste są skały węglanowe, podczas gdy w głębinach oceanów dominują muły. Metamorfizm jest to zespół procesów prowadzących do zmiany skał, ich struktury, tekstury składu mineralnego oraz chemicznego. Typowym środowiskiem metamorfizmu jest wnętrze skorupy ziemskiej. Struktura to sposób wykształcenia składników skały. Struktury skał magmowych: 1. holokrystaliczna, szklista, hipokrystaliczna, 2. fanero- (jawno-)krystaliczna, afanitowa, porfirowa Struktury skał osadowych: 1. okruchowych – psefitowa, psamitowa, aleurytowa, pelitowa; 2. chemicznych – grubo-, średnio-, drobno- i bardzo drobnoziarnista. Skały metamorficzne są zawsze w pełni krystaliczne. Skały mogą być równo- lub nierówno-ziarniste. Opisuje się też struktury specjalne. Tekstura jest to sposób przestrzennego rozmieszczenia składników w skale. Rodzaje metamorfizmu: termiczny (kontaktowy; przykłady: marmur, kwarcyt), dynamiczny (dyslokacyjny; przykłady: łupek, mylonit), regionalny (przykłady: gnejs, amfibolit), metasomatyczny (przykłady: serpentynit, dolomit), kompleksowy. Metamorfizm izochemiczny, a allochemiczny, progresywny, a regresywny. Ultrametamorfizm- proces przeobrażania skał związany z częściowym ich przetopieniem pod wpływem wysokiej temperatury oraz wysokiego ciśnienia, zachodzący na dużych głębokościach, na granicy strefy metamorfizmu regionalnego i magmatyzmu. Przykładem skały ultrametamorficznej jest migmatyt. Strefy metamorfizmu: EPI, MEZO, KATA. Kategorię geotechniczną ustala się w zależności od rodzaju warunków gruntowych oraz czynników konstrukcyjnych charakteryzujących możliwości przenoszenia odkształceń i drgań, stopnia złożoności oddziaływań, stopnia zagrożenia życia i mienia awarią konstrukcji, jak również od wartości zabytkowej lub technicznej obiektu i zagrożenia środowiska. Pierwsza , obejmuje niewielkie obiekty budowlane o statycznie wyznaczalnym schemacie obliczeniowym, w prostych warunkach gruntowych, dla których wystarcza jakościowe określenie właściwości gruntów, takie jak: 1- lub 2 - kondygnacyjne budynki mieszkalne i gospodarcze, ściany oporowe i rozparcia wykopów, jeżeli różnica poziomów nie przekracza , wykopy do głębokości i nasypy do wysokości wykonywane zwłaszcza przy budowie dróg, pracach drenażowych oraz układaniu rurociągów. Druga obejmuje obiekty budowlane w prostych i złożonych warunkach gruntowych, wymagające ilościowej oceny danych geotechnicznych i ich analizy, takie jak: fundamenty bezpośrednie lub głębokie, ściany oporowe lub inne konstrukcje oporowe, utrzymujące grunt albo wodę, wykopy, nasypy, oraz budowle ziemne, przyczółki i filary mostowe oraz nabrzeża, kotwy gruntowe i inne systemy kotwiące. Trzecia kategoria geotechniczna, która obejmuje: nietypowe obiekty budowlane niezależnie od stopnia skomplikowania warunków gruntowych, obiekty budowlane posadawiane w skomplikowanych warunkach gruntowych, obiekty zabytkowe i monumentalne. Rodzaje warunków gruntowych: Proste warunki gruntowe - występujące w przypadku warstw gruntów jednorodnych genetycznie i litologicznie, równoległych do powierzchni terenu, nie obejmujących gruntów słabonośnych, przy zwierciadle wody poniżej projektowanego poziomu posadawiania oraz braku występowania niekorzystnych zjawisk geologicznych. Złożone warunki gruntowe - występujące w przypadku warstw gruntów niejednorodnych, nieciągłych, zmiennych genetycznie i litologicznie, obejmujących grunty słabonośne, przy zwierciadle wód gruntowych w poziomie projektowanego posadawiania i powyżej tego poziomu oraz przy braku występowania niekorzystnych zjawisk geologicznych. Skomplikowane warunki gruntowe - występujące w przypadku warstw gruntów objętych występowaniem niekorzystnych zjawisk geologicznych, zwłaszcza zjawisk i form krasowych, osuwiskowych, sufozyjnych, kurzawkowych, glacitektonicznych, na obszarach szkód górniczych, przy możliwych nieciągłych deformacjach górotworu oraz w centralnych obszarach delt rzek.	Kontrasty petrograficzne (różna odporność podłoża) są w klimacie suchym podkreślane, w wilgotnym – zacierane. Rozwój stoku może być prosty lub złożony. Procesy stokowe prowadzą do peneplenizacji. Rzeka, czy ogólniej ciek to masa wody płynącą w naturalnym korycie pod wpływem siły ciężkości. W zależności od ilości wody i długości cieku umownie rozróżniamy: strugi, strumyki i strumienie (na niżu), albo potoki (w górach) od właściwych rzek. Cieki zasilane są ze źródeł i przez wody deszczowe/roztopowe. Rozróżniamy cieki stałe oraz okresowe (zasilane opadami w porze deszczowej lub wodami roztopowymi latem) i epizodyczne (uaktywniające się w czasie ulew). Cieki od wód spływających po stokach odróżnia obecność koryta. Obszar zalewany podczas powodzi nosi nazwę łożyska. Zasób energii kinetycznej rzeki: E=mv^2/2 . Zużycie energii wody płynącej na pokonywanie tarcia zewnętrznego (o dno, brzegi, roślinność, lód, powietrze) i wewnętrznego (ruch turbulentny, lepkość) powoduje zróżnicowanie prędkości rzeki w przekroju koryta. Główny, najszybszy prąd nosi nazwę nurtu. Erozja to mechaniczne niszczenie skał przez czynniki zewnętrzne, takie jak woda, lodowce, wiatr lub organizmy żywe. Skutkiem erozji są wklęsłe formy rzeźby terenu. W przeciwieństwie do procesów stokowych działalność rzek nie prowadzi bezpośrednio do zrównania powierzchni ziemi, lecz do rozczłonkowania form utworzonych przez siły wewnętrzne i inicjowania procesów stokowych, a to ułatwia i przyspiesza zrównywanie. Woda płynąca żłobi podłoże za pomocą niesionego rumowiska, gdy transportuje go mniej, niż mogłaby unieść tzn. gdy obciążenie jest mniejsze od nośności rzeki. Przebieg i rozmiary dennej i bocznej erozji rzecznej zależą od: 1. prędkości płynięcia (masy, spadku) i rodzaju ruchu wody (eroduje rzeka o ruchu turbulentnym) oraz częstotliwości wezbrań; 2. ilości i jakości wleczonego materiału, odporności podłoża oraz spadku i przebiegu koryta. Erozja denna - wiry pionowe powodują lokalne przegłębianie (eworsję) dna rzeki: tworzenie się mis, kotłów i rynien eworsyjnych. Pogłębianie dna wskutek szorowania materiałem rumowiskowym to abrazja. Pewną rolę odgrywa zjawisko kawitacji (implozje próżni). Gdy rzeka opada cząstki wody spływają w kierunku nurtu i prąd zstępujący powoduje żłobienie (erozję denną) w najgłębszym miejscu koryta i akumulację przy brzegach. W rzekach wzbierających dominuje erozja przy brzegach. W rzekach o przebiegu krętym nurt znajduje się zawsze przy brzegu wklęsłym. Wody przemieszczane są tam prądem zstępującym i powodują podcinanie tego brzegu (erozja boczna). Prąd przydenny deponuje niesiony materiał w stronę brzegu wypukłego. Koryto rzeki o wyrównanym profilu ma zwykle w jej dolnym biegu pokrywę aluwialną, która jest stale na nowo formowana: rozmywana i redeponowana. Ławice piasku przemieszczane podczas wezbrań są następnie stabilizowane w dość regularnych odstępach. Na ławicach zbudowanych z osadów grubszych woda płynie szybciej (bystrza), w zagłebieniach (plosa), gdzie osiada drobniejszy osad – wolniej, albowiem równowaga rzeki (między jej siłą i obciążeniem) jest chwiejna. Przy przepływie wolniejszym wyróżniamy fazy: zmarszczek, wydm ze zmarszczkami i wydm, a przy przepływie szybszym fazy: płaskiego dna, fal stojących i antywydm. Ruch rumowiska rzecznego (ziarna i okruchy skalne): 1. wleczeniu i toczeniu (trakcja); 2. przemieszczaniu skokowym (saltacja); 3. przemieszczaniu w zawieszeniu (suspensja). Ruch dużych mas rumowiskowych jest rezultatem: 1. dużej liczby przemieszczeń indywidualnych połączonych z segregacją materiału; 2. stopniowemu przemieszczaniu materiału w formie ławic wydmowych (segregacja oraz warstwowanie skośne); 3. raptownego przerzucania całego ładunku rumowiska, bez segregacji. Z biegiem rzeki zmniejsza się udział materiału grubszego (otoczaki), a rośnie – drobniejszego (piaski, mady). Dwa zakola (prawe i lewe) tworzą meander . W obrębie meandru nurt przerzuca się spod jednego brzegu wklęsłego na przeciwny. Na odcinku wklęsłym następuje nie tylko podcinanie brzegu, ale i pogłębianie koryta. Rzeka roztokowa (dzika, warkoczowa) – charakteryzują ją: duże wahania przepływu, obciążenia i prędkości. Rozgałęzia się na odcinkach, gdzie dostawa rumowiska jest większa niż możliwość jego odprowadzania. Ma szerokie, płytkie koryto. Jest typowa dla krajobrazu młodego. Zachodzi w niej na przemian intensywna erozja i akumulacja osadów (piaski, żwiry). Rzeki meandrujące cechuje ustabilizowany reżim hydrologiczny, stosunkowo głębokie, zwarte koryto, wyrównany spadek i niedociążenie materiałem rumowiskowym. To stadium rozwoju rzeki uważa się za „dojrzałe”. Erozja i akumulacja ogranicza się do przekształcania zakoli i poszerzania doliny. Dominuje transport w zawiesinie i akumulacja osadów zawierających znaczne domieszki frakcji ilastej i pylastej (mady). Dorzecze rzeki meandrującej charakteryzuje duża retencyjność.. Formy depozycji:1. sedymentacja (stopniowe opadanie cząstek i ich stabilizacja na dnie; efekt „płatków śniegu”); 2. akrecja (zwalnianie procesu wleczenia aż do stabilizacji; przykład: imbrykacja); 3. inkursja (gromadzenie się cząstek w zagłębieniach, zwłaszcza między większymi okruchami); 4. dekantacja, czyli wytrącanie się z zawiesiny. O prędkości płynięcia wody, z której zdeponowany został osad informuje jego uziarnienie i warstwowanie. W okresie powodzi rzeka płynie szybciej nad głębokim korytem niż w obrębie łożyska o płytszym, często nierównym lub zarośniętym dnie (rola tarcia). W przypadku gwałtownych wezbrań - materiał gruby (żwiry, piaski) i drobny (namuły); łagodna powódź skutkuje zwykle osadzaniem się mad (namułów) organicznych. W polskich rzekach w facji korytowej dominują osady grubsze, w powodziowej - drobnoziarniste. Formy akumulacji rzecznej: Stożkiem napływowym nazywamy promieniste nagromadzenie osadów rzecznych w korycie rzeki. Stożki powstają w miejscach gwałtownego spadku nachylenia podłużnego profilu rzeki. Stożki napływowe łącząc się ze sobą tworzą pedymenty fluwialne (w przypadku rzek górskich) oraz, w przypadku dużych rzek, których stożki mają małe nachylenie – równiny aluwialne albo rzeczno - rozlewiskowe. Rola klimatu w procesach akumulacyjnych: W klimacie zimnym dostawa zwietrzeliny przez procesy stokowe jest duża. Rzeka nie jest w stanie odprowadzić tego materiału. Dolina jest zasypywana. Spadek obciążonych rzek jest duży. W klimacie wilgotnym dostawa materiału z zarośniętych zboczy jest mniejsza. Jest on odprowadzany na duże odległości, segregowany. Następuje erozyjne pogłębianie koryta w biegu górnym i akumulacja w biegu dolnym. Największe rozmiary akumulacja osiąga przy ujściu rzeki do zbiornika wodnego. Jeśli materiał nie trafia od razu w głębiny przybrzeżne tworzą się delty: płaskie stożki napływowe powstające u wylotów koryt rzecznych do zbiorników wodnych. Wyróżnia się: - delty schowane (w estuariach czy zatokach); - delty wysunięte. Delta rośnie przede wszystkim pod wodą. Na płyciznach woda płynie coraz wolniej i tempo akumulacji rośnie. Szybkość rośnięcia delty zależy od ilości przynoszonego materiału, konfiguracji dna oraz działalności zbiornika wodnego (falowanie, prądy, pływy). Rzeka agradująca zasypuje swoją dolinę. Jeśli płynie po równinie akumulacja w korycie doprowadza do opuszczania go, zmieniania biegu. Takie rzeki stwarzają zagrożenie, są więc obwałowywane. Przerwanie wałów powoduje katastrofalne powodzie. Rzeka regredująca rozcina własne osady. Powstają terasy akumulacyjne. Działalność rzek i procesów denudacyjnych tworzy rzeźbę fluwialno – denudacyjną. W krajobrazie dominują doliny rzeczne i wzniesienia międzydolinne. Dolina rzeczna to podłużne obniżenie powstałe wskutek erozyjnej działalności wody płynącej, pochylone w kierunku zgodnym ze spadkiem rzeki. W każdej dolinie wyróżniamy dno formowane przez procesy fluwialne przy pewnym udziale procesów stokowych oraz zbocza kształtowane przez procesy stokowe (denudacyjne) odprowadzające zwietrzelinę. Rzeka może pogłębiać, poszerzać lub zasypywać dno swojej doliny. Rozwój doliny postępuje w górę rzeki. Doliny proste ukształtowane są podobnie na całej długości, złożone składają się z odcinków o różnym ukształtowaniu. Typy dolin rzecznych: 1. Gardziel (wycinane przez bystre i obfite w wodę potoki o dużej sile erozyjnej w skałach o dużej odporności); 2. Jar (dolina rzeczna o wąskim dnie i bardzo stromych zboczach; wycinana jest w obszarach o budowie płytowej i/lub tektonicznie odmładzanych, najczęściej w klimacie kontynentalnym); 3. Kanion (wysoki jar z zaznaczonymi terasami denudacyjnymi w skałach o na przemian dużej i małej odporności;); 4. Wcios (ostry, prosty lub rozwarty; obszary górskie lub wyżynne; wąskie dno i strome zbocza rozwarte na kształt litery V); 5. Dolina płaskodenna erozyjna (skrzynkowa lub wannowa); 6. Dolina płaskodenna agradacyjna (wciosowa lub wannowa); 7. Dolina nieckowata (w tym z obrzeżeniami i tropikalna; jest efektem długiej degradacji zboczy dolin płaskodennych; na stokach dominuje spłukiwanie; stadium zgrzybiałe rozwoju doliny); 8. Dolina wklęsło denna (dno nachylone jest w kierunku rynny cieku i ma cechy sedymentów; zbocza dość strome i lekko wypukłe; dużą rolę odgrywają wietrzenie i procesy zboczowe dostarczające materiał do rzeki). Doliny płaskodenne - stadium dojrzałe rozwoju doliny;płaskie dno; zbocza o różnym, zwykle niewielkim nachyleniu; w dnie mieści się koryto rzeki, terasa zalewowa, niekiedy terasy nadzalewowe. Terasy rzeczne – fragmenty dawnych, rozciętych den dolinnych. Terasy skaliste zaznaczają się na zboczach dolin jako spłaszczenia o różnych rozmiarach i stopniu zachowania. Na spłaszczeniach zalega często pokrywa osadów rzecznych. Jej ewentualny brak może być spowodowany całkowitym rozkładem i usunięciem tego materiału albo przykryciem przez osady stokowe. Terasy osadowe bywają nazywane akumulacyjnymi, gdyż powstały w pokrywie akumulacyjnej. O ile na miano tarasy osadowej akumulacyjnej OA może zasługiwać terasa najwyższa, o tyle równiny pozostałych są efektem erozji bocznej. Są to więc terasy osadowe erozyjne (OE). Wiek osadów rozciętych terasami rośnie z głębokością, czyli formy (terasy) młodsze wycięte są w osadach starszych. Przełom - odcinek doliny, w którym rzeka przedziera się przez spiętrzone na jej drodze wzniesienie. Powyżej i poniżej przełomu rzeka zwykle płynie spokojnie, wijąc się w obrębie szerokiej doliny, zaś w przełomie, gdzie dno doliny jest wąskie, a zbocza strome, jej spadek jest większy. Rozróżnia się przełomy: przelewowy; regresyjny; epigenetyczny; antecedentny; odziedziczony oraz formy przypominające przełomy, takie jak: przełom strukturalny; przełom pozorny.	Opis i analiza terasy i utworów ją budujących (położenie, uławicenie, warstwowanie, uziarnienie, obtoczenie, zwietrzenie, skład petrograficzny lub mineralogiczny) prowadzi do ustalenia ich genezy, co w połączeniu z oznaczeniem wieku osadów stwarza podstawy stworzenia modelu budowy geologicznej. Dla poznania pochodzenie osadów, warunków sedymentacji, długości transportu, kierunku i szybkości płynięcia wody, a także ówczesnych warunków klimatycznych badamy: wielkość, kształt, stopień obtoczenia, zmatowienia i zwietrzenia otoczaków oraz kierunek ich osi dłuższej i nachylenie. Badania mineralogiczne – rodzaj i jakość ziaren (piaski) - polegają na oddzieleniu minerałów lekkich (kwarc, skalenie, łyszczyki, węglany) od ciężkich (turmalin, oliwin, granat, cyrkon, piryt itp.), oznaczeniu stosunku jednych do drugich i udziału poszczególnych minerałów. Badania petrograficzne – rodzaj i jakość ziaren (żwiry) - prowadzą do rozróżnienia żwirów jedno- i wieloskładnikowych, odpornych lub nie odpornych na wietrzenie i obróbkę mechaniczną. Badania morfometryczne – charakter ziaren (żwiry) - mierzenie kształtu ziaren, stopnia zaokrąglenia i ogładzenia, spłaszczenia oraz rozmiarów i dalszej analizie porównawczej. Badania morfoskopijne - charakter ziaren (piaski) - oznaczanie ich uziarnienia i analiza udziału poszczególnych frakcji oraz oznaczenie stopnia obtoczenia i zmatowienia ziaren. Powierzchnie zrównania powstają wskutek niszczącej lub budującej działalności akumulacji rzecznej, eolicznej, lodowcowej, morskiej, czy wulkanicznej oraz procesów stokowych (denudacji). Wyróżniamy: - penypleny (prawierównie; są efektem niszczenia obszaru przez procesy erozyjne i denudacyjne oraz akumulacji); - pedypleny; - panpleny; - powierzchnie (równiny) abrazyjne. Wysoczyzny - niewysokie, rozległe wyniesienia pomiędzy płytko wciętymi dolinami. Grzbiety górskie - wzniesienia wysokie pomiędzy głębokimi dolinami. Wyżyny(działy wyżynne) - formy pośrednie. Dalsze rozczłonkowanie wysoczyzny skutkuje powstaniem płatów wysoczyznowych, grzęd i pagórków. Na obszarze wyżynnym odpowiadają im płaskowyże, działy, garby i pagóry. Grzbiety górskie mogą mieć postać stoliw (np. Góry Stołowe), grzbietów spłaszczonych (np. Karkonosze), grzbietów zaokrąglonych (typowe w Sudetach i Beskidach), grzbietów ostrych (np. Tatry Zachodnie) bądź grani (np. Tatry Wysokie, Alpy, Himalaje). Koncepcja cyklu geomorfologicznego (Davisa): *Młodość: wczesna: zanik jezior, środkowa: zanik wodospadów, późna: wyrównanie spadku głównych rzek; *Dojrzałość: wczesna: początek obniżania się wzniesień, kaptaże, środkowa: doliny o szerokości meandrów, maksimum fragmentacji rzeźby, późna: grzbiety z przecięcia zboczy dolin, zaokrąglanie grzbietów, dostosowanie rzeźby do struktury geologicznej, coraz łagodniejsze stoki, *Starość: wyrównanie spadku (prawie) wszystkich rzek, dna dolin znacznie szersze od strefy meandrowania, zanik wpływu struktury, gruba pokrywa zwietrzelinowa. Ruchy tektoniczne i działalność wulkaniczna jako przyczyny ożywienia procesów erozyjnych i denudacyjnych powodujące odmłodzenie krajobrazu. Rozwój rzeźby w obszarach o budowie płytowej: kaniony, zrównania antyplanacyjne („staircase”), płaskowzgórza, małe stoliwa (mesa), pagóry i pojedyncze skałki (ostańce). Rzeźba krawędziowa (na terenach zbudowanych ze słabo nachylonych warstw skalnych) - typową formą są progi strukturalne na wychodniach skał o dużej odporności. Odległości między progami zależą od nachylenia warstw skalnych oraz miąższości i odporności skał. Rzeźba obszarów sfałdowanych może być zgodna z przebiegiem synklin i antyklin bądź niezgodna (odwrócenie rzeźby). Skały osadowe. Dwie główne grupy skał osadowych: 1. okruchowe (klastyczne), 2. organogeniczne i chemogeniczne. Podział skał okruchowych według uziarnienia: 1. gruz, żwir - brekcja, zlepieniec (konglomerat); 2. piasek (grubo-, średnio-, drobno- ziarnisty) – piaskowiec; 3. muł (pył) -mułowiec; 4. ił - iłowiec. Do skał organogenicznych i chemogenicznych zaliczamy: * sk. węglanowe, w tym: wapienie (różnego typu), margle i dolomity, *sk. krzemionkowe, *sk. siarczanowe (gips, anhydryt), *sole kamienne i potasowo-magnezowe, *palne sk. organogeniczne (węgle, ropa naftowa, gaz ziemny, asfalt, torf), *sk. piroklastyczne (tufy). Spośród skał osadowych zdiagenezowanych (zwięzłych) należy wyróżnić: *skały bardziej odporne - wapienie, dolomity, piaskowce, zlepieńce, gipsy, pokrywy skał wulkanicznych *skały mało odporne - iły, iłołupki, margle, tufy, a także niektóre piaskowce i wapienie. Woda atakuje wszystkie skały powodując wietrzenie chemiczne, natomiast rozpuszcza skały solne, gipsowe i węglanowe. Większą zdolność rozpuszczania skał gipsowych i węglanowych ma woda zawierająca dwutlenek węgla. Pobiera go z powietrza, z pokrywy roślinnej, z pokrywy humusowej i z podłoża skalnego. Niewielka część dwutlenku węgla łączy się z wodą tworząc kwas węglowy: CO2 + H2O = H2CO3, a ten przekształca węglan wapnia w łatwo rozpuszczalny dwuwęglan wapnia: H2CO3 + CaCO3 = H2Ca(CO3)2, przy czym jest to reakcja odwracalna. Zjawiska krasowe - związane z rozpuszczaniem wapieni (a także innych soli), prowadzące do powstania charakterystycznych form (form krasowych) w rozpuszczanych skałach Strefy hydrograficzne w skrasowiałym wapieniu: 1. strefa perkolacji, rozpuszczania i zapadania; 2. strefa rzek podziemnych; 3. strefa freatyczna, rozpuszczania. Warunek konieczny powstania lodowca: przewaga opadu śniegu nad jego topnieniem. Sytuacja taka ma miejsce powyżej granicy wiecznego śniegu. Śnieg ulega przekształceniu w lód firnowy, następnie w lodowcowy o rosnącej gęstości. Pod ciężarem mas firnowych lód nabiera cech plastycznych. Uplastyczniony lód wyciskany jest poza granicę wiecznego śniegu. Pokonując przeszkody język lodowcowy pęka. Tworzą się szczeliny i seraki. Elementy lodowca górskiego: 1. pole firnowe; 2. granica wiecznego śniegu; 3. pole seraków na stromym progu skalnym; 4. szczeliny poprzeczne; 5. ogiwy (pasma letnie i zimowe); 6. morena środkowa; 7. jęzor lodowca; 8. wrota lodowca; 9. rzeka lodowcowa; 10. morena czołowa; 11. morena boczna; 12. starsze moreny boczne; 13. starsza morena czołowa; 14. skalne ściany cyrku lodowcowego; 15. szczeliny brzeżne; 16. morena powierzchniowa. Bilans mas lodowcowych: W zależności od zasilania części lodowca znajdujące się poza granicą wiecznego śniegu mogą transgredować, stagnować lub cofać się. Mówimy wtedy odpowiednio o reżimie (bilansie) dodatnim, zrównoważonym lub ujemnym. Proces topnienia lodowca nosi nazwę ablacji, natomiast cofania się – deglacjacji. Rozróżniamy deglacjację frontalną i arealną. Morena - materiał rozmieszczony w lodowcu górskim. Rozróżniamy morenę: powierzchniową, wewnętrzną, boczną, środkową i denną. Moreną nazywamy też utworzone z osadów lodowcowych formy morfologiczne. Lodowiec transportuje materiał opadający ze ścian skalnych (zwietrzelina, obrywy), nawiewany oraz wyorywany i zdzierany przez spód, boki i czoło lodowca. Charakterystycznym elementem krajobrazu przeobrażonego przez lodowiec jest U-kształtny żłób lodowcowy powstały z przekształcenia V-kształtnego wciosu. Rotacyjny ruch mas lodowych prowadzi do powstania przegłębionego kotła lodowcowego. Prędkość lodowców: Lodowce górskie poruszają się z prędkością ok. 100 – 300 m/rok, duże lodowce kopułowe ok. 1 km/rok, a lądolody – kilka kilometrów na rok. AKUMULACYJNA DZIAŁALNOŚĆ LODOWCÓW: Morena czołowa spiętrzona jest efektem działalności lodowca transgredującego. Może to być: morena końcowa albo morena przekroczona. Lodowiec stagnujący buduje morenę czołową akumulacyjną. Efektem deglacjacji arealnej jest pagórkowata morena strefy czołowej. Oprócz moren czołowych tworzą się wały moren bocznych i szczelinowych oraz moreny: denna i ablacyjna. Kemy, drumliny. Wody topniejącego lodowca mogą stagnować na jego powierzchni, bądź spływać po niej tworząc odpowiednio jeziora i rzeki supraglacjalne. Dostając się w głąb lodowca wody te tworzą rzeki inglacjalne, natomiast płynąc pod jego dnem, wzbogacone wodami nadtapianego spągowi lodowca) - rzeki subglacjalne. Wody opuszczające lodowiec (proglacjalne) stagnują w zagłębieniach na przedpolu lodowca jako jeziora proglacjalne, albo odpływają jako rzeki proglacjalne: marginalne, bądź frontalne. Ozy (tunel subglacjalny lub rynna sura glacjalna wypełniaja się osadami, które po deglacjacji tworzą wał ozu). Pradoliny. Zlodowacenia plejstoceńskie na terenie Polski (*południowopolskie: zlodowacenie Sanu 2 – interglacjał Ferdynandowski, zlodowacenie Sanu 1 – interglacjał Augustynowski, zlodowacenie Narwi; *środkowopolskie: zlodowacenie Odry – interglacjał Mazowiecki; *północnopolskie: zlodowacenie Wisły, Bałtyckie – interglacjał Eemski). Deglacjacja lobu Odry. Holocen - W holocenie powstały osady rzeczne: żwiry, piaski, muły, mady, jeziorne: kreda jeziorna, gytie, torfowiskowe - torfy i namuły torfiaste, eoliczne - wydmy, a także: gliny zboczowe oraz gleby. Działalność niszcząca wiatru: - wywiewanie luźnego materiału; - żłobienie i/lub szlifowanie skał ziarnami unoszonymi przez wiatr. Deflacja - proces wywiewania drobnych cząstek gruntowych z podłoża. Efektem deflacyjnej działalności wiatru na równinach zbudowanych z materiału różnoziarnistego jest bruk deflacyjny. Korazja - procesy żłobienia, ścierania i polerowania powierzchni skalnych przez wiatr niosący piasek. Efektem żłobienia skały przez wiatr są takie formy, jak grzyby skalne, czy graniaki, natomiast szlifowania: wygłady eoliczne. Transport eoliczny ziaren mineralnych zachodzi poprzez: 1. przemieszczanie po powierzchni (pełznięcie powierzchniowe) w wyniku popychania przez wiatr lub ziarna uderzające; 2. ruch skokowy (saltację) o długości skoku zależnej od siły wiatru i jego turbulencji (przemieszczenia > 75% masy piasku); 3. unoszenie (suspensję), co dotyczy transportu drobniejszych cząstek (< 0,2 mm). Formy akumulacji eolicznej: 1. wydmy piaszczyste - rozwijają się przede wszystkim na obszarach pustynnych i piaszczystych wybrzeżach morskich, ale spotyka się też wydmy śródlądowe (nadjeziorne, nadrzeczne, sandrowe). Charakterystyczną cechą wydm jest asymetria stoków. Stoki dowietrzne są dłuższe i słabiej nachylone (5 – 12%), stoki odwietrzne krótkie i strome (20 – 33%). Skutkiem zwiewania piasku na stoku dowietrznym i odkładania na odwietrznym jest wędrówka wydmy. Badanie wydm ułatwia różny charakter warstwowania, obecność poziomów wietrzeniowych i roślinnych, gleb kopalnych itp.