Ziemia jest częścią układu słonecznego, w skład którego wchodzą:

• Słońce

• 4 planety wewnętrzne o niewielkich rozmiarach (Merkury, Wenus, Ziemia, Mars) zbudowane ze skał

• pas planetoid

• 4 planety zewnętrzne – ogromne gazowe kule (Jowisz, Saturn, Uran, Neptun)

• 5 planet karłowatych poza orbitą Neptuna

Podstawowe wymiary Ziemi:

• promień równikowy 6 378 km

• promień biegunowy 6 357 km

• promień średni 6 370 km

• obwód równikowy 40 077 km

• obwód biegunowy 40 009 km

• spłaszczenie 1 / 298,3

• objętość 1 083 mld km3

• powierzchnia 510 mln km2

• masa 6 * 1021 t

• powierzchnia mórz i oceanów - 71% pow. Ziemi

• powierzchnia lądów - 29% pow. Ziemi

Budowa wnętrza Ziemi: jądro płaszcz skorupa, oddzielone powierzchniami nieciągłości, gdzie zanikają, odbijają się lub załamują fale sejsmiczne.

Jądro Ziemi –składa się z metalicznego żelaza z dodatkiem niklu ma bardzo wysoką gęstość panuje tam ciśnienie rzędu 3,5 mln atmosfer •Jądro wewnętrzne (poniżej 5100 km głębokości) jest w stanie stałym, to prawdopodobnie krystaliczne żelazo i nikiel

•Jądro zewnętrzne (do głębokości ok. 5100 km), zanikają tu poprzeczne fale sejsmiczne, jest więc w stanie ciekłym; ciekły metal poruszając się wokół jądra wewnętrznego wywołuje efekt cewki elektrycznej i generuje pole magnetyczne Ziemi

Jądro oddzielone jest od wyższej warstwy powierzchnią nieciągłości Guttenberga.

Płaszcz Ziemi

płaszcz środkowy– mezosfera (400-650 km) następuje tu zmniejszenie gęstości z ok. 4,1g/cm3 w płaszczu dln do 3,5 g/cm3 w płaszczu grn. płaszcz dolny (650-2900 km) jest najsłabiej poznany; zbudowany ze skał o zwiększonej zawartości magnezu i żelaza i specyficznych strukturach spowodowanych ciśnieniem rzędu 140 GPa; ciśnienie i temperatura przekraczająca 1000stC może powodować powolne płynięcie skał i „wytrącanie” żelaza, które następnie spływa do jądra

płaszcz górny do głębokości 200 – 400 km:

astenosfera – plastyczna warstwa „obniżonych prędkości”

warstwa perydotytowa – skalna, należy do litosfery

Procesy termojądrowe zachodzące w płaszczu są motorem napędowym ruchów tektoniczny w tym wielkoskalowych ruchów kontynentów

Skorupa Ziemi-oddzielona od warstw niżej leżących strefą nieciągłości Moho jest inaczej zbudowana pod oceanami i pod kontynentami •skorupa oceaniczna jest cieńsza: osiąga od kilkuset m w osiowych strefach grzbietów śródoceanicznych do 7-15 km w brzeżnych strefach oceanów jest dwuwarstwowa: zbudowana z warstwy osadowej i bazaltowej

•skorupa kontynentalna jest grubsza: wynosi średnio 40 km, grubsza jest pod górami (do 70 km pod Himalajami – tzw. korzenie gór). jest trójwarstwowa: zbudowana z warstwy osadowej, granitowej i bazaltowej

Litosfera- to część Ziemi obejmująca skorupę ziemską i górną część płaszcza Ziemi (warstwę perydotytową) W odmienności do litosfery, znajdująca się pod nią astenosfera jest warstwą plastyczną

stopień geotermiczny liczba metrów głębokości, na którą przypada wzrost temperatury skał o 1 0C. Zależy on od budowy geologicznej obszaru :

•na obszarach starych masywów krystalicznych jest duży np. w Afryce Pd. Ok. 140m,

•na obszarach młodej górotwórczości jest mały, np. w Budapeszcie 15 m.

gradient geotermiczny wzrost temperatury skał (w 0C), przypadający na każde 100 m głębokości

Wpływ zmian temperatur powietrza na temperaturę przypowierzchniowych warstw ziemi

•Zmiany dobowe – do głębokości 1 m

•Zmiany sezonowe - do głębokości 5 - 8 m

•Zmiany roczne - do głębokości 15 - 20 m

Strefa termicznie neutralna której temperatura jest zbliżona do średniej rocznej temperatury powietrza w danym punkcie kuli ziemskiej.

Teoria płyt kontynentalnych

Skorupa ziemska zbudowana jest z szeregu płyt, będących w stałym ruchu względem siebie. Płyty kontynentalne pływają po plastycznej masie astenosfery, w wyniku działania zjawiska konwekcji, czyli ruchu wznoszącego gorącej materii w obrębie astenosfery.W wyniku ściskania poziomo ułożonych warstw skał osadowych następuje pofałdowanie skał i ukształtowanie gór fałdowych. Wklęsłe części fałdów tworzą synkliny, wypukłe – antykliny. Góry fałdowe są najczęściej spotykanym rodzajem gór na świecie. Należą do nich przede wszystkim najmłodsze łańcuchy, powstałe w okresie wielkich fałdowań, które trwają do dziś. Dlatego też wysokość szczytów takich gór jak Himalaje (z Mount Everestem - najwyższym szczytem świata) czy Alpy (z Mount Blanc) ulega ciągłemu podnoszeniu. W czasie najmłodszych fałdowań starsze góry uległy odmłodzeniu. Siły pochodzące z wnętrza Ziemi, prowadzące do wypiętrzania się nowych łańcuchów górskich działały także na obszary nie będące bezpośrednio w strefach subdukcji oraz na terenach obejmujących starsze, zniszczone już łańcuchy. W ten sposób doszło do powstania pionowych pęknięć w warstwach skalnych, tzw. uskoków. Wzdłuż nich zostały wydźwignięte duże powierzchnie bloków skalnych. Efektem jest powstanie gór o stosunkowo stromych stokach i płaskich powierzchniach szczytowych, określanych mianem gór zrębowych. Budowę taką mają między innymi: Sudety, Góry Harz

Procesy geologiczne to zespół procesów fizycznych i chemicznych, które prowadzą do zmian w skorupie ziemskiej, w górnych partiach płaszcza i głębszych warstwach Ziemi. Przyczyną powstawania tych procesów jest energia pochodząca z wnętrza Ziemi (procesy endogeniczne) lub z zewnątrz Ziemi (procesy egzogeniczne).

Do procesów endogenicznych zaliczamy:

•magmatyzm – ogół procesów tworzenia i przemieszczania magm oraz powstawania ciał magmowych na i pod powierzchnią Ziemi;

•metamorfizm – zespół procesów powodujących przeobrażenie skał w wyniku działania temperatury i ciśnienia znacznie wyższych niż panujące na powierzchni Ziemi.

•diastrofizm (ruchy tektoniczne) – zespół procesów prowadzących do mechanicznych odkształceń (deformacji) skorupy ziemskiej

Procesy egzogeniczne to:

•wietrzenie – rozpad mechaniczny i rozkład chemiczny skał pod wpływem nasłonecznienia, oddziaływania wód i świata organicznego, zachodzący na powierzchni i w strefie przypowierzchniowej;

•erozja – mechaniczne niszczenia skał (połączone z usuwaniem powstających okruchów) przez wodę, lodowce, wiatr; uruchomiony erozją materiał skalny uderza o podłoże, ponad którym jest transportowany, intensyfikując jego dalsze niszczenie;

•powierzchniowe ruchy masowe – przemieszczanie w dół po stoku przypowierzchniowych partii podłoża (zwietrzeliny, osadów stokowych oraz fragmentów skał) pod wpływem działania siły ciężkości;

•sedymentacja – gromadzenie się osadów skupianego na miejscu dzięki działalności organizmów lub wytrącania podczas naturalnych procesów fizykochemicznych.

Wietrzenie, erozję oraz powierzchniowe ruchy masowe, wspólnie prowadzące do niszczenia powierzchni Ziemi określamy jako denudację. Denudację i sedymentację prowadzą do „wyrównywania” powierzchni, czyli gradacji (planacji).

Magma to gorąca, ruchliwa materia powstająca lokalnie w górnym płaszczu Ziemi wskutek stopienia skał. Jest więc ona stopem krzemianowym z rozpuszczonymi w nim gazami i przegrzanymi roztworami wodnymi. W ognisku magmowym może nastąpić różnicowanie się magmy – dyferencjacja, a w pewnych warunkach może nastąpić odmieszanie się magmy cięższej i lżejszej – likwacja

Procesy plutoniczne gdy magma zastyga głęboko pod powierzchnią Ziemi, tworząc intruzje skał magmowych głębinowych wciśnięte pomiędzy istniejące wcześniej formacje skalne.

Wyróżniamy intruzje:

• zgodne – żyły pokładowe (sille), lakkolity, lopolity, fakolity

• niezgodne – dajki, żyły kominowe, batolity

Procesy wulkaniczne polegają na wylewaniu się magmy (lawy) na powierzchnię Ziemi (lub dno morskie) gdzie następuje jej zastygnięcie. W wyniku tych procesów powstają skały magmowe wylewne

Występowanie wulkanów często wiąże się ze strefami aktywności tektonicznej – strefami subdukcji oraz ryftami

W zależności od miejsca zastygania stopu magmowego, skały magmowe dzielimy na:

1.Głębinowe (plutoniczne, abisalne, intruzywne) – jeżeli magma zastyga głęboko pod powierzchnią ziemi, w warunkach podwyższonego ciśnienia i powolnej utraty temperatury tworzą się skały o strukturach jawnokrystalicznych, pełnokrystalicznych;

2.Wylewne (wulkaniczne, ekstruzywne) – gdy magma wylewa się na powierzchnię ziemi zastyga bardzo szybko i tworzące się skały charakteryzują struktury szkliste lub półkrystaliczne;

3.Żyłowe (hipabisalne) – powstają w warunikach pośrednich w żyłach, kominach wulkanicznych.

W zależności od pierwotnego składu magmy, dzielimy skały magmowe na:

•kwaśne (>65%wag krzemionki)

•obojętne (53-65%wag krzemionki)

•zasadowe (44-53%wag krzemionki)

•ultrazasadowe (<44%wag krzemionki) Im bardziej kwaśna skała tym więcej zawiera minerałów jasnych (kwarc, skalenie, mika jasna)

Metamorfizm- to zespół procesów zachodzących w warunkach podwyższonego ciśnienia i temperatury, prowadzących do przeobrażenia wcześniej istniejących skał (zarówno magmowych, osadowych jak i metamorficznych). Przeobrażenie to przejawia się w zmianie pierwotnych struktur i tekstur skał, a także zmianie ich składu mineralnego a czasem chemicznego. Najważniejszymi czynnikami metamorfizmu są:

•Temperatura – do ok. 8000C, zależy od gradientu geotermicznego (głębokości) lub odległości od ogniska magmowego

•Ciśnienie statyczne wynika z ciężaru hydrostatycznego nadległych skał

•Ciśnienie dynamiczne – STRESS – ma charakter kierunkowy powodowane jest ruchami tektonicznymi

•Składniki ciekłe i gazowe – w procesach metamorficznych bierze udział para wodna, odgrywająca rolę rozpuszczalnika

Rodzaje metamorfizmu:

•m. termiczny – zachodzi w sąsiedztwie ognisk magmowych, pod wpływem temperatury intrudującej magmy, ma charakter lokalny;

•m. dyslokacyjny – przebiega w strefach fałdowych, gdzie skały podlegają silnemu stressowi przy niewielkiej temperaturze, ma charakter lokalny;

•m. regionalny – przebiega po pogrążeniu skał na dużą głębokość, gdzie panuje duże ciśnienie hydrostatyczne i temperatura, obejmuje wielkie obszary;

•metasomatoza – gdy któryś z powyższych procesów przebiega z dopływem roztworów i gazów, które indukują różne reakcje chemiczne, powodujące częściowe, lub całkowite zastąpienie istniejących minerałów nowymi;

•ultrametamorfizm – to zespół procesów pomiędzy metamorfizmem a granityzacją, czyli przetopieniem skał.

Diastrofizm -Zespół procesów, które prowadzą do ruchów i deformacji skorupy ziemskiej. Należą do nich:

poziome ruchy skorupy ziemskiej – dryf kontynentów;

trzęsienia ziemi;

pionowe ruchy skorupy ziemskiej - epejrogeneza;

ruchy orogeniczne prowadzące do powstawania łańcuchów górskich.

Trzęsienia ziemi

To gwałtowne i krótkotrwałe ruchy skorupy ziemskiej, wywołane przesunięciami mas skalnych w litosferze. Mogą powstawać w wyniku:

zapadania stropów nad pustkami w przypowierzchniowej strefie skorupy ziemskiej, np. zapadania stropów jaskiń lub tąpnięć (ok3%);

gwałtownych erupcji wulkanów, lub przemieszczaniem się magmy w skorupie, a także z zapadaniem stropów opróżnionych komór magmowych (ok.7%);

gwałtownych przemieszczeń mas skalnych wywołanych rozładowaniem nagromadzonych naprężeń wg teorii „sprężystego odskoku” (ok.90%).

Epejrogeneza- to powolne, długotrwałe i odwracalne ruchy skorupy ziemskiej obejmujące rozległe obszary (całe kontynenty i morza), które w ich toku ulegają podnoszeniu i obniżaniu, bez istotnych deformacji wewnętrznych. Ruchy epejrogeniczne pociągają za sobą zmiany zasięgu mórz i zmiany baz erozyjnych na lądach. Transgresje to okresy zalewania lądu przez morza, okresy wycofywania się morza z lądów to regresje.

Orogeneza – wypiętrzanie łańcucha górskiego wskutek pofałdowania pewnej serii skał osadowych. Skały z których powstają góry tworzą się w geosynklinach – wąskich zbiornikach morskich, których dno przez długi czas podlega dynamicznym ruchom obniżającym – subsydencji. Pozwala to na wykształcenie grubych serii osadów. Jeżeli wypełniona już geosynklina znajduje się pod wpływem nacisków bocznych, np. w pobliżu strefy subdukcji, warstwy skał podlegają deformacjom – sfałdowaniu i spękaniu wypiętrzając góry.

Procesy egzogeniczne to:

wietrzenie – rozpad mechaniczny i rozkład chemiczny skał pod wpływem nasłonecznienia, oddziaływania wód i świata organicznego, zachodzący na powierzchni i w strefie przypowierzchniowej;

erozja – mechaniczne niszczenia skał (połączone z usuwaniem powstających okruchów) przez wodę, lodowce, wiatr; uruchomiony erozją materiał skalny uderza o podłoże, ponad którym jest transportowany, intensyfikując jego dalsze niszczenie;

powierzchniowe ruchy masowe – przemieszczanie w dół po stoku przypowierzchniowych partii podłoża (zwietrzeliny, osadów stokowych oraz fragmentów skał) pod wpływem działania siły ciężkości;

sedymentacja (osadzanie, akumulacja) – gromadzenie się osadów (materiału skalnego) skupianego na miejscu dzięki działalności organizmów lub wytrącania podczas naturalnych procesów fizykochemicznych.

Wietrzenie fizyczne – prowadzi do rozkruszenia i rozpadu skały bez zmiany jej składu mineralnego (chemicznego)

• zmiany temperatury

• krystalizacja soli

• pęcznienie pod wpływem wody i wysychanie

• mechaniczne oddziaływanie roślin i zwierząt

Wietrzenie chemiczne – prowadzi do zmiany składu mineralnego (chemicznego) skały, czynnikiem przyspieszającym jest wcześniejsza fizyczna dezintegracja skały

•utlenianie (oksydacja)

•rozpuszczanie (solucja) w tym uwęglanowienie (karbonatyzacja)

•uwodnienie (hydratacja)

•hydroliza w tym kaolinityzacja i lateryzacja

Oznaki wietrzenia-Zmiana barwy minerały ciemne „tracą” barwę rdzawe plamy i nacieki oraz brunatniejące skały zawierające żelazo rozjaśniają się skały zawierające substancję bitumiczną Powierzchnia skał staje się matowa i chropowata Zmniejsza się wytrzymałość skał, aż do ich dezintegracji Minerały zmniejszają twardość

Procesy wietrzeniowe szczególnie ważne w geologii inżynierskiej

Krasowienie polega na rozpuszczeniu skał węglanowych (karbonatyzacji) i gipsowo-solnych przez wody powierzchniowe i podziemne. Sole ulegają rozpuszczeniu w czystej wodzie, skały węglanowe w wodzie zasobnej w CO2. Wody takie rozpuszczają skały na powierzchni a także wewnątrz, wnikając w skały poprzez sieć szczelin.

Warunki geologiczno-inżynierskie na obszarach krasowych

silnie rozwinięte formy podziemne krasu (kawerny, jaskinie) mogą spowodować zapadnięcie się posadowionego obiektu przykryte zwietrzeliną lub osadami młodszymi formy krasowe, wymagają szczególnie dokładnego rozpoznania, gdyż stwarzają niebezpieczeństwo bardzo nierównomiernego osiadania

Sufozja Wynoszenie niektórych składników skały przez wody przepływające przez nią, co prowadzi do zwiększenia porowatości skały, a w rezultacie do zwiększenia wodoprzepuszczalności

Wiek bezwzględny skały, wyrażony jest w latach (tysiącach i milionach lat) – badany jest metodami datowania izotopowego, czyli na podstawie rozpadu pierwiastków promieniotwórczych

Wiek względny skał określany jest w stosunku do innej skały, czyli określa która skała jest starsza a która młodsza – badany jest najczęściej metodami paleontologicznymi

Geologiczna działalność morza

Erozja morska- wywołuje falowanie i pływy morskie. Działa ona na wybrzeża i dno morskie w pobliżu brzegu poprzez

Hydrauliczne działanie wody fale uderzając o brzeg kruszą, odrywają i rozmywają brzeg .

Abrazja falowanie powoduje poruszanie materiału kamiennego po dnie i ścieranie tego dna

Erozja morska zależy od: siły i wysokości fal - wielkości pływów - prędkości prądów morskich - konfiguracji wybrzeża - budowy geologicznej strefy brzegowej

Transportowa działalność morza

Jest ograniczona do strefy przybrzeżnej i zachodzi w wyniku działania:

• prądów morskich blisko brzegu

• nierównomiernego dobijania fal

Powstają: - wały brzegowe, - mierzeje, - mielizny, - bariery.

Sedymentacyjna działalność morza

Typy osadów morskich:

osady terygeniczne – osady klastyczne powstające z materiału dostarczanego z lądu

osady organogeniczne – powstające w wyniku nagromadzenia szczątków szkieletowych zwierząt i roślin

osady chemogeniczne – powstające w wyniku wyparowywania wody morskiej lub w wyniku reakcji chemicznych zachodzących w warunkach beztlenowych na dnach morskich

osady wulkanogeniczne – nagromadzenie produktów wulkanizmu podmorskiego

Strefa litoralna Piaski (żwiry) plażowe są dobrze wysortowane i dobrze obtoczone, najczęściej kwarcowe, wzbogacone w minerały ciężkie.

Strefa sublitoralna osady klastyczne – powstają w pobliżu ujść rzek, a także w pobliżu niszczonych wysokich brzegów oraz w miejscach gdzie prądy przybrzeżne tracą siłę nośną. Przy brzegu powstają osady gruboklastyczne – żwiry, dalej od brzegu przechodzące w osady coraz bardziej drobnoziarniste

osady rafowe – powstają w wyniku „skamienienia” węglanowych budowli morskich, kolonijnych organizmów osiadłych

węglanowe osady organogeniczne - powstają w wyniku nagromadzenia szczątków szkieletowych zwierząt żyjących w płytkich i oświetlonych wodach morskich

ewaporaty: wapienie, dolomity, gipsy, anhydryty i sole kamienne – powstają w wyniku odparowywania wody morskiej w ciepłych i płytkich, odosobnionych zatokach

Strefa hemipelagiczna

muły hemipelagiczne – powstają przez swobodne opadanie zawiesiny wynoszonej z pobliża lądów przez prądy powierzchniowe, składają się z minerałów ilastych z domieszkami okruchów frakcji aleurytowej i psamitowej oraz drobnych szczątków szkieletowych.

osady prądów zawiesinowych i spływów grawitacyjnych oraz osuwisk podmorskich – prądów gęstościowych, poruszających się pod wpływem grawitacji po skłonie kontynentalnym, są to naprzemianległe warstwy osadów drobno- i gruboklastycznych, niewysortowanych, często o turbulentnych strukturach.

Strefa pelagiczna

czerwony (brunatny) ił głębinowy zbudowany z minerałów ilastych (montmorillonit, illit) z wkładkami o frakcji pylastej i piaszczystej (pył wulkaniczny, kwarc, cząstki biogeniczne).

wapienne i krzemionkowe osady organogeniczne – powstają w miejscach, gdzie istnieje duża produkcja organiczna w wodach powierzchniowych (plankton), są to ziemie kokkolitowe i okrzemkowe, muły radiolarytowe, otwornicowe, pterodopowe i inne .

Geologiczna działalność rzek

Profil podłużny rzeki zmienia się, dążąc do osiągnięcia krzywej równowagi, t.j. takiej krzywej w której znika erozja i akumulacja. Krzywa taka jest charakterystyczna dla każdej rzeki, lecz zmienia się przy każdej zmianie prędkości, ilości wody i ilości dostarczanego materiału

W górnym biegu rzeki przy niewielkiej ilości wody i dużym spadku dominuje erozja wgłębna i wsteczna przy niemal zerowej akumulacji – powstają doliny V-kształtne, a przy zróżnicowanym litologicznie dnie także wodospady

środkowym biegu rzeki, przy średniej ilości wody i średnim spadku przeważa erozja boczna oraz nierównomierne osadzanie co prowadzi do powstawania rzek meandrujących i starorzeczy.

W dolnym biegu rzeki, przy dużej ilości wody i małym spadku, wskutek niewielkiej lecz dwustronnej erozji bocznej oraz sporej akumulacji osadów drobnoziarnistych, powstają doliny płaskodenne.

W ujściu rzeki wskutek ustania spadku rzeka stopniowo traci energię niezbędną do niesienia ziaren, zachodzi więc akumulacja osadów najpierw gruboziarnistych, a dalej coraz bardziej drobnoziarnistych – powstają stożki napływowe.

Erozja rzeczna

Erozja wgłębna – pogłębianie koryta rzecznego, występuje przy dużym spadku rzeki i prowadzi do powstawania dolin V-kształtnych, gardzieli dolinnych, kanionów, progów wodnych i wodospadów, a także terasów erozyjnych.

Erozja wsteczna – powoduje cofanie się obszarów źródłowych i wodospadów, poprzez podcinanie progów wodnych. W krańcowych przypadkach prowadzi do kaptażu czyli przeciągania rzeki słabiej erodującej przez rzekę silniej erodującą.

Erozja boczna – polega na podmywaniu brzegów koryta rzecznego i w rezultacie ich obrywaniu się i obsuwaniu. Erozja boczna działa na zewnętrznych łukach zakoli rzeki i poprzez rozwijanie meandrów prowadzi do poszerzania doliny rzecznej (powstawania dolin płaskodennych).

Transport rzeczny

Rzeki transportują materiał skalny w postaci roztworu, zawiesiny i wleczyny. Całkowita ilość materiału niesionego przez rzekę to jej obciążenie.

Jako roztwór transportowane są łatwo rozpuszczalne związki: węglany, siarczany i chlorki

Materiał skalny wleczony lub toczony po dnie (rumowisko rzeczne), jest transportowany głównie przy wysokich stanach wody i powoduje okresowe przemieszczanie aluwiów zalegających na dnie – tworzenie otoczaków. Zawiesiny tworzy głównie frakcja pyłowa i iłowa, a w rzekach o większym spadku również piaskowa. Ilość zawiesin zależy od podłoża po którym płynie rzeka.

Akumulacja rzeczna

Terasy – spłaszczenia terenu (półki, stopnie) występujące na różnych wysokościach w dolinie rzecznej; powstają przez rozcięcie nagromadzonych przez rzekę osadów aluwialnych w dnie doliny – często występują tu mady. Stożki napływowe – powstają w miejscach zmniejszenia energii rzeki (przy zmniejszeniu spadku lub połączeniu dwóch rzek o różnych spadkach) Nasypy mieliznowe (mielizny korytowe, łachy) – wielometrowej długości nasypy ułożone dłuższą osią równolegle do nurtu rzeki. Mogą się one stopniowo przemieszczać w dół rzeki. Osady mieliznowe charakteryzuje przekątne warstwowanie.

Odsypy meandrowe (wały odsypowe) – powstają po wewnętrznej stronie meandrów, gdzie prąd jest słabszy

Bruk rzeczny – powstają w wyniku osadzenia tylko grubszego materiału skalnego po wysokich stanach wód

Znaczenie inżynierskie procesów eolicznych

Proces korazji ma znaczenie dla obiektów inżynierskich narażonych na wiatr niosący ziarna mineralne – np. wież obserwacyjnych na wybrzeżach. Szczególnie dotyczy to konstrukcji stalowych. Proces deflacji może prowadzić do odsłonięcia fundamentów budynków. Działalność inżynierska lub gospodarcza może prowadzić do zniszczenia naturalnego utrwalenia wydmy, a więc uruchomić deflację. Wędrówki wydm mogą prowadzić do zasypania i zniszczenia nawet całych osiedli. Przeciwdziała się temu stosując osłony (płotki wydmowe) lub poprzez rozwijanie roślinności. Piaski wydmowe występujące w podłożu budowlanym mają korzystne właściwości geotechniczne (są przewiane). Gorszym podłożem są lessy, które podlegają wymywaniu a także gwałtownemu i nierównomiernemu osiadaniu przy dodatkowym zawilgoceniu.

Erozja lodowcowa - egzaracja Intensywność niszczenia podłoża przez lodowiec zależy od:

•prędkości ruchu lodowca

•docisku masy lodowej do podłoża (będącej funkcją grubości pokrywy lodowej)

•odporności podłoża

•współczynnika zmiany warunków ruchu lodowca

Mechanizm erozji lodowcowej polega na:

1.ścieraniu podłoża poprzez wtopione w spąg lodowca okruchy skalne;

2.wmarzanie bloków podłoża w spód lodowca (przy współudziale przechłodzonych wód, a następnie wyrywanie ich wskutek dalszego posuwania się jęzora lodowcowego;

3.zdzieraniu zwietrzeliny oraz fałdowaniu i przesuwaniu warstw skalnych przez czoło lodowca

4.działalności wód lodowcowych

Charakterystyczne dla rzeźby lodowcowej są doliny U-kształtne

Transport glacjalny Podczas ruchu lodowce transportują w zawieszeniu ogromne ilości materiału skalnego, nazywanego morenami. Transport ten nie jest selektywny – lodowiec z równą łatwością przenosi cząstki iłowe czy piaskowe jak też kilkudziesięciometrowe bloki. Podczas tego transportu przenoszone cząstki w niewielkim stopniu ulegają rozdrobnieniu i obtoczeniu.

Znaczenie lodowców dla geologii inżynierskiej

1.ogromne zróżnicowanie litologiczne wynikające ze złożonego osadzania się utworów zwałowych wymaga dokładnego rozpoznania dla bezpiecznego fundamentowania obiektów

Utwory lodowcowe stanowią podłoże budowlane na prawie ¾ obszaru Polski

3.nawroty lodowca w czasie kolejnych glaciałów spowodowały rozwój glacitektoniki – skomplikowane deformacje podłoża lodowca, szczególnie młodego

4.ciężar lodowca, powodujący nacisk na podłoże (do kilku MPa) spowodował prekonsolidację osadów luźnych

2.zróżnicowanie litologiczne osadów plejstoceńskich powoduje skomplikowane warunki hydrogeologiczne

Osuwiska ASEKWENTNE -Występują na zboczach zbudowanych z jednorodnego materiału, powierzchnia poślizgu ma kształt konchoidalny, w obliczeniach przyjmowany jako wycinek koła.

Osuwiska KONSEKWENTNE -Są związane z niejednorodnością budowy geologicznej, powierzchnia poślizgu przebiega wzdłuż powierzchni geologicznych, np. na granicy warstw lub na pograniczu między skałą zwietrzałą a zwietrzeliną.

Osuwiska INSEKWENTNE -powierzchnia poślizgu przecina powierzchnie geologiczne.

Osuwiska rotacyjne - o cylindrycznej powierzchni poślizgu, masy koluwialne obracają się,

Osuwiska ześlizgowe - o płaskiej powierzchni poślizgu, (występującej najczęściej na kontakcie warstw), masy koluwialne przesuwają się.

Elementy warstwy wodonośnej: lustro wody podziemnej to górna powierzchnia wyznaczona zasięgiem wody występującej w porach, szczelinach. Może być:

swobodne – gdy nad nim znajduje się warstwa przepuszczalna, co sprawia, że może się swobodnie podnosić

napięte (naporowe) – woda ma ciśnienie wyższe niż atmosferyczne, gdyż nad warstwą wodonośną znajduje się warstwa nieprzepuszczalna

ustabilizowane – poziom wody jaki przybrałaby woda znajdująca się w warstwie o ciśnieniu naporowym, w otworze przewiercającym warstwę nieprzepuszczalną

Wody wolne Wody opadowe wsiąkając w głąb ziemi przepływają przez warstwy przepuszczalne, a gdy napotkają warstwę nieprzepuszczalną gromadzą się nad nią, wypełniając wszystkie wolne przestrzenie. Warstwa skalna wypełniona wodą nosi nazwę warstwy wodonośnej, a ta jej część która jest nasycona wodą to tzw. strefa saturacji (freatyczna). Nad nią, powyżej lustra wody gruntowej, znajduje się strefa aeracji (napowietrzania, wadyczna), gdzie pustki skalne wypełnione są głownie powietrzem, a woda tylko się przez nią przesącza. Tuż nad zwierciadłem wody znajduje się strefa wzniosu kapilarnego Najważniejszą cechą wody wolnej jest to, że może ona przenosić obciążenia hydrostatyczne oraz ma możliwość przemieszczania się pod wpływem sił ciężkości.