1.Ablacja deszczowa -spływająca woda po powierzchni

• Ciek

• Erozja denna – na dnie koryta/pogłębianie koryta rzeki/ narzędzie: transportowany materiał.

• Erozja boczna- brzegi koryta

• Erozja wsteczna

Transportowanie materiału:

1. Trakcja –po dnie toczony, ślizgany, wleczony materiał

2. Suspensja –w zawiesinie

3. W roztworach

Obciążenie rzeki- to cały materiał, który rzeka w danym momencie transportuje
Nośność rzeki –max. Ilość materiału, który rzeka może nieść
Wydolność rzeki –poprzez podanie średnicy lub wagi transportowanego największego materiału przez rzekę.

Stadia erozyjne rzeki:

1. Młodociane –erozja denna

2. Dojrzałe –erozja boczna

3. Starcze –erozja boczna/głównie transportowanie

Tarasy rzeczne –w skutek odmłodzenia erozji.

Akumulacyjne tarasy rzeczne –aluwia.
Wał nasypowy.
Mada rzeczna.
Bruk korytowy.
Delta.

2.(19)Akumulacja eoliczna i erozja –spowodowana wiatrem

Ruch turbulentny – ruch wiatru z zawirowaniami
Ruch laminarny – ruch wiatru bez zawirowań
Deflacja- wynoszenie materiału przez powietrze

• Saltacja

• Trakcja

• Suspensja

1. Bruk deflacyjny

2. Korazja

3. Grzyb skalny

4. Wydma ruchoma

5. Wydma paraboliczna

6. Barchan

7. Wydma poprzeczna

8. Wydma podłużna

3. Akumulacja jeziorna

Czarne iły- najdrobniejszy materiał spoza jeziora
Sapropel- nic nie widać gołym okiem, szcatki organiczne rozproszone

Gytia- makroskopowe szczatki roślinne
Kreda jeziorna- skała w 100% węglan wapnia- glony- czysto chemicznie woda z kwaśnym węglem wapnia dostarczona do jeziora
Ziemia okrzemkowa- w wodach zminych, porowata skała lekka
Ruda darniowa- płytkie jeziora 2Fe₂O₃*3H₂O

4. (20)Akumulacjai erozja lądolodów i lodowców górskich.

Akumulacja śniegu –powyżej granicy wiecznego śniegu(linia, gdzie śnieg szybciej przybywa niż topnieje w ciągu roku).

Gdyby rozłożyć cały śnieg, który znajduje się na Ziemi równomiernie na wszystkich lądach, warstwa śniegu sięgałaby 180m.

Firm –powstaje na skutek przygniatania śniegu kolejnymi warstwami.
Lód firmowy –lód lodowcowy(gęstość 0,9g/cm³)
puch(gęstość 0,5g/cm³)

1m³puchu waży 85kg.
1m³lodu waży 900kg.

Lód lodowcowy –sztywny i sprężysty na wysokości 30m, a na wysokości 50m plastyczny.

Lądolody

• Grenlandia 160tys. km²

• Antarktyda 13 mln. km²- miąższość powyżej 3m, 33mln. km³,99% lodu na Ziemi

Lodowce:

• Norweski

• Alpejski

• Turkiestański

Egzaracja –niszczenie podłoża po którym porusza się lądolód:

1. Zamróz

2. Detrakcja

3. Detresja

Szczelina brzezna
Pole firnowe
Cyrk/kier lodowcowy
Morena boczna
Morena czołowa
Morena środkowa
Morena powierzchniowa
Morena końcowa
Morena wewnętrzna

Limnoglacjalne jezioro lodowcowe:

• Zastoiska

• Spływ marginalny--> efekt pradoliny

• Ił zastoiskowy/ warwowy/ wstęgowy –najdrobniejszy materiał jaki powstaje.

5. Astenosfera – granice i własności.

Astenosfera- wyższa część górnego płaszcza, głębokość 300-450, przeciętnie 410 km.

Astenosfera – warstwa płaszcza ziemskiego, położona na głębokości od 100 do 400 km pod powierzchnią Ziemi tuż pod litosferą.

Materiał skalny w warstwie astenosfery jest częściowo stopiony. Ma dużą lepkość i jest plastyczny.

Według teorii tektoniki płyt ruchy konwekcyjne w astenosferze powodują przemieszczanie płyt tektoniczch i wędrówkę kontynentów. Astenosferę od jądra Ziemi odgradza mezosfera.

6. Budowa skorupy ziemskiej.

oceaniczna	kontynentalna Platformowa(15-80km ok.35km) Orogeniczna (50-80km ok.65km)
Żelazo-35% Tlen-30% Krzem-15%	Główne pierwiastki litosfery: Klark Tlen 46,6% Krzem-27,7% Glin-8,1%

Stan termiczny Ziemi

Za temperaturę powierzchni odpowiada ciepło słoneczne.
Za temperaturę wnętrza odpowiada ciepło jądra.
Za ciepło Ziemi odpowiada głównie ciepło Słońca.

Stała słoneczna- ilość energii świetlnej dostarczonej na 1m² wystawiony prostopadle do promieni słońca -1372KW/m²

Albedo Ziemi wynosi 40%
z wnętrza Ziemi

• Temperatura zapasów 30%

• 60% ciepło radiogeniczne:

• Uran 238U

• Torf 232TH

• Potas 40K

• Uran 235U

Ciepło z wnętrza Ziemi wpływa poprzez:

• Konwekcja-unoszenie

• Kondukcja- przewodniczo

Strumień cieplny 1HFU
wartość wypływającego ciepła 0,075W/m²
Hot point- gorące punkty/ plamy- ciepło w niektórych miejscach wypływa w większej ilości

Gradient geotermiczny- przyrost temperatury na jednostkę głębokości( zazwyczaj 100m)

Np.

3^oC/100m-gradient
33m- st. geotermiczny

7.Budowa stożka napływowego i delty

Stożek napływowy - aluwialny stożek, często spotykana forma powierzchni terenu, powstająca na skutek akumulacji (nagromadzania) osadów niesionych przez rzekę lub potok w miejscu wyraźnego zmniejszenia spadku koryta i prędkości płynięcia wody, np. u wylotu doliny bocznej do głównej czy u wylotu doliny górskiej na przedpole. Stożki napływowe mają zwykle kształt wachlarzowaty (stąd nazwa), a ciek w ich obrębie często rozgałęzia się na kilka ramion. Stożek napływowy powstający w miejscu ujścia rzeki do morza lub jeziora nosi nazwę delty.

Delta – 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.

8. Budowa wnętrza Ziemi na podstawie obserwacji sejsmicznych. patrz notatki

9.CCD i SCD

SCD- granica kompresji krzemionki
CCD- węglany wapnia

SCD i CCD- leżą głęboko na dnie 4,6km/5,6km

10. Charakterystyka strefy akrecji i subdukcji.

Strefa akrecji, dużych rozmiarów strefa na powierzchni Ziemi, wzdłuż której tworzy się nowa litosfera oceaniczna. Zgodnie z teorią płyt litosfery strefami akreacji są współcześnie aktywne ryfty, w szczególności te, które przebiegają wzdłuż grzbietów oceanicznych. Strefa akrecji stanowi przeciwieństwo strefy subdukcji.

Litosfera oceaniczna, typ litosfery występujący na obszarach zajmowanych przez oceany. W jej skład wchodzi skorupa oceaniczna osiągająca średnią grubość 8 km oraz warstwa perydotytowa, której średnia grubość wynosi ok. 50 km.

Strefa subdukcji, dużych rozmiarów strefa na powierzchni Ziemi, wzdłuż której zachodzi subdukcja. Obecnie najlepiej wykształcone strefy subdukcji występują wzdłuż zachodnich wybrzeży Oceanu Spokojnego. Na strefę subdukcji składają się: rów oceaniczny, łuk wysp i morze marginalne (basen załukowy), czyli zbiornik wodny rozciągający się między łukiem wysp a stałym kontynentem. Charakteryzuje się silną sejsmicznością i wulkanizmem, co wiąże się z istnieniem strefy Benioffa. Stanowi przeciwieństwo strefy akrecji.

11. Cios i kliważ.

Kliważ – gęste równoległe powierzchnie nieciągłości nadające skale oddzielność łupkową. Tymi powierzchniami nieciąłości mogą być powierzchnie gęstej foliacji a także gęste, płaskie spękania lub mikrospękania, a nawet dyskretne powierzchnie rozpuszczania pod ciśnieniem.

Cios - zbiór seryjnych spękań i szczelin w skałach uporządkowanych geometrycznie w odstępach większych niż kilka centymetrów, występujących w zespołach i systemach. Pod tym pojęciem można też rozumieć zdolność skały do pękania według określonego wzoru.

12.Cyklotem solny i węglowy

cyklotem solny - pojedynczy zespół osadów solnych, osadzający się w jednym cyklu odparowania zbiornika solnego; warstwa soli trudno rozpuszczalnych osadza się w dolnej części, przy spodzie, a łatwo rozpuszczalnych - w najwyższej części

Cyklotem węglowy- warstwy piaskowca, mułowca, łupki ilaste, węgla, powtarzają się rytmicznie

13. Denudacja

Denudacja – ogół procesów niszczących powierzchnie ziemi po przez usuwanie materiału skalnego lub gleby co prowadzi do odsłaniania, obniżania i wyrównania terenu. Obejmuje wietrzenie i erozje.

14. Diageneza skał osadowych

Diageneza- to proces w wyniku, którego ze skały luźnej powstaje skała skupiona wszystkie przeobrażenia fizyczne i chemiczne zachodzące w osadzie, które nie wytwarzają zmian metamorficznych.

Diageneza:

1. Habmyrolityczna- osad na dnie, bezpośredni kontakt z diagenezą, wymiana materiału, metasomatoza

2. Lityfikacja- skonsolidowanie skał na dnie, tworzy się skała zwięzła

3. Epigeneza- skała zwięzła- usuwanie wody- kurczenie się skały- pękanie- sekrecja lateralna

4. Katageneza- nie ma wody bo skała jest skonsolidowana, dochodzi do tworzenia się nowych minerałów, przebudowanie struktury

1. Twardnienie koloidy- substancja organiczna, substancja ilasta –skupienie koloidalne- oddając wodę zaczynają twardnieć.

2. Kompakcja- zmiana gęstości osadu, pod wpływem nacisku tworów wyżej położonych, reorientacja składników, spadek miąższości np. osady ilaste- 70% przestrzeni to woda(największa kompakcja)

3. Rekrystalizacja- rozpuszczanie minerałów, a potem ponowna krystalizacja, skała się konsoliduje

4. Proces cementacji- krystalizowanie w pustych przestrzeniach, wypełnianie pustych przestrzeni.

15. Dynamometamorfizm

Tworzą się nowe minerały, tworzy się nowa struktura i tekstura skały( warunki normalne 6-8km, >240^oC)

• Duże zróżnicowanie temperatury

• Prądy konwekcyjne

• Ciśnienie statyczne(6-8km;>240^oC)

• Ciśnienie dynamiczne(stress)- ciśnienie kierunkowe, procesy tektoniczne, może pojawić się na mniejszych odległościach wartość dochodzi do 300MPa

• Ciśnienie hydrostatyczne(300m-1000MPa)

Czynniki wpływające na metamorfizm:

• Temperatura

• Ciśnienie: stress, statyczne, hydrostatyczne

• Czas

Może zachodzić na dwa różne sposoby

• Nie zostaje doprowadzony, ani wyprowadzony żadne składnik- izochemiczny

• Allochemiczny/metasomatyczny- na odwrót

16.Dystrybucja trzęsień Ziemi. – nie ma w internecie,ani w notatkach.

17. Ekshalacje wulkaniczne.

Ekshalacje, ekshalacje wulkaniczne - (łac. exhalatio - "wydychanie") wyziewy składników lotnych magmy (gazów i par), wydobywające się z głębi ziemi; przejaw aktywności wulkanicznej. Bardzo groźne, gdy spadnie deszcz. Uszkadzają drogi oddechowe.

• Typy ekshalacji(gazy wulkaniczne): mofeta (<100^oC), solfatara(200-100^oC), fumarola(800-200^oC),

Każda duża erupcja wulkaniczna pozostawia osad materiału piroklastycznego na całej Ziemi.

Materiał piroklastyczny- zastygnięta w powietrzu magma stożka, kryształy, które wcześniej wykrystalizowały, trochę podłoża.
Ze względu na frakcje dzielimy na grupy:

• Bomby wulkaniczne- zastygnięta lawa w powietrzu

• Szlaki wulkaniczne- nieregularne płaty zastygła lawa w powietrzu

Scoria- wielkość orzecha włoskiego
Lapilli- wielkość orzecha laskowego
Piaski- od 0,1-0,5mm
Pyły- od 0,1-0,01mm
Popioły(flipowicki)- <0,01mm
tuf- na lądzie
tufit-na wodzie

Chmura przesycona gazami i materiałami piroklastycznymi tuz nad wulkanem- spływa po zboczu wulkanu (1000-1200^oC)(200km), ma określony zasięg i może się zmienić powtórnie w lawę fluidyzacja, taki materiał osadzony na Ziemi to ignimbryt.

Lahar- zimny spływ materiału piroklastycznego pod wpływem wody.

Hipomagma
Piromagma- lawa w momencie erupcji
Epimagma- magma lawa, która się odgazowała, to co jest już poza wulkanem albo zastyga w przewodzie i następuje koniec erupcji.

21.Erozja morska

Platforma akumulacyjna, abrazyjna
Prąd denny, prąd powierzchniowy

Agradacja- gromadzenie się osadów prowadzące do podnoszenia się dna
fale translacyjne- przemieszczanie wody
fale oscylacyjne- woda podnosi się i opada, ale się nie przemieszcza.

Transgresja morska- wkraczanie morza na ląd
Represja- wycofanie się morza z lądu
Ingresja- krótkotrwały zalew lądu przez morze

Morena- forma akumulacji

22. Erozja rzeczna
Stadia erozyjne rzeki:
1.Młodociane –erozja denna
2.Dojrzałe –erozja boczna
3.Starcze –erozja boczna/głównie transportowanie

Tarasy rzeczne –w skutek odmłodzenia erozji.

23. Fale sejsmiczne - fale sprężyste rozchodzące się w Ziemi, powstałe wskutek trzęsień ziemi, wywołane przez eksplozję materiałów wybuchowych lub powodowane działalnością górniczą .

Rodzaje fal sejsmicznych:

• fale wgłębne (objętościowe) - rozchodzące się wewnątrz Ziemi,

  • fale podłużne (undae primae, P, dylatacyjne) - najszybsze z fal sejsmicznych (5,4 km/s), które najwcześniej docierają do epicentrum (stąd nazwa undae primae); drgają w kierunku równoległym do kierunku rozchodzenia się fal; powodują ściskanie i rozciąganie skał, przez które przechodzą; mogą przenosić się również w płynach, w tym także w płynnym jądrze Ziemi,

  • fale poprzeczne (undae secondae, S, torsjonalne, skrętu) - około dwukrotnie wolniejsze od fal podłużnych (średnio 3,3 km/s); wywołują drgania w płaszczyźnie pionowej lub poziomej, w kierunku prostopadłym do kierunku rozchodzenia się fal; mogą przemieszczać się tylko w skałach (zobacz cień sejsmiczny)

• fale powierzchniowe (undae longae, L) - rozchodzą się po powierzchni Ziemi, od epicentrum trzęsienia; są najbardziej katastrofalne w skutkach,

  • fale Rayleigha - fale typu grawitacyjnego, ruch cząstek odbywa się po elipsie ustawionej pionowo prostopadłej do kierunku biegu fali,

  • fale Love'a - (powierzchniowa fala poprzeczna o polaryzacji poziomej) wywołują drgania poziome, prostopadłe do kierunku rozchodzenia się fal.

24.Fałd elementarny

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 jądrze utwory młodsze. Wewnętrzna część fałdu to jądro fałdu.

25. Intruzje magmowe zgodne i niezgodne

Zgodne- ściany zewnętrzne sa zgodne z płaszczyznami strukturalnych skał otaczjących:

• Sill

• Lakolit

• Lopalit

• Fakolit

Niezgodne:

• Dajka

• Żyła kominowa

• Pień magmowy

• Harpolit

• Etmolit

• Apofiza

• Batalit

26.Klasyfikacja fałdów

Ze względu na położenie płaszczyzn osiowych:

• Stojący

• Pochylony

• Obalony

• Leżący

• Przewalony

Ze względu na kształt przekroju:

• Zygzakowaty

• Rzemieniowaty

• Naparaboliczny

• Paraboliczny

• Skrzynkowy

• Wachlarzykowaty

27. Klasyfikacja konkrecji- klasyfikacji nigdzie nie ma

Konkrecje- agregat mineralny powstały wskutek stopniowego narastania

28.Klasyfikacja uskoków

Rotacyjne

• Zawiasowy

• Nożycowy

Nierotacyjne

• Zrzutowe

• Przesuwcze

• Zrzutowo- przesuwcze

29. Klasyfikacja wulkanów

Kształt i rozmiary wulkanu zależą od ilości i jakości wyrzucanych z głębi Ziemi materiałów, a także od sposobu ich wydobywania się.
Wyróżnia się:

• wulkany eksplozywne, wyrzucające gwałtownie gazy i materiały piroklastyczne (gł. popioły) bez wylewu lawy; wulkany te (zw. też tufowymi) mają kształt stożka oraz rozległy i głęboki krater;

• wulkany wylewne (lawowe) dostarczają tylko ciekłej lawy, która wydostaje się z krateru bez większej eksplozji. Kształt takiego wulkanu zależy od charakteru lawy;

  • przy wydobywaniu się lawy o małej lepkości (lawy zasadowej) powstają wulkany tarczowe, które tworzą płaskie góry o łagodnie (do 8°) nachylonych stokach (do największych wulkanów tarczowych należy Mauna Loa na Hawajach);

  • przy wydobywaniu się lawy lepkiej (kwaśnej) następuje jej spiętrzenie, powstają tzw. kopuły lawowe (np. Lassen Peak w Ameryce Północnej);

W przypadku wulkanów mieszanych (stratowulkanów) erupcje gazów i materiałów piroklastycznych występują na przemian lub jednocześnie z wylewami lawy. Wulkany takie mają kształt stożka, są zbudowane z naprzemianległych warstw tufów i pokryw lub potoków lawowych; w ich partiach szczytowych powstają często wielkie zagłębienia, zw. kalderami.

Rozróżnia się:

• wulkany czynne (ogromna większość wulkanów czynnych obecnie to wulkany mieszane, np. Wezuwiusz we Włoszech),

• wygasłe (np.Kilimandżaro, Aconcagua)

• drzemiące - wznawiające działalność czasami po setkach lat (np. Fudżi).

30.Kras

Kras (procesy krasowe, krasowienie) – procesy rozpuszczania skał przez wody powierzchniowe i podziemne, jeden z rodzajów wietrzenia chemicznego. Krasowieniu podlegają skały krasowiejące: przede wszystkim wapienie, a także dolomity, margle, gips, anhydryt, halit (potocznie 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.

31.Kształt Ziemi

Geoida- bryła Ziemi, bryła nieforemna.

Ziemia w trzech kierunkach prostopadłych ma inny promień.

Stosunek elipsoidy do geoidy- elipsoidy idealizuje.

32.Metamrofizm metasomatyczny – dopływ substancji z zewnątrz.

33.Metamorfizm regionalny

Epimetamorfizm regionalny 200-500^oC, ciśnienie 270MPa10km stress temperatura słupki chlorytowe, hylity
mezo500^o-600^oC, ciśnienie 540MPa,ok.20km, łupki krystaliczne, gnejsy, amfobolity
kata600^o-800^oC, ciśnienie 1000MPa, ok. 30km, granulit, gnejs, eklogit

34. Metamorfizm termiczny/kontaktowy- po przez temperaturę, kontakt z intruzjąhornfels- metamorficzna skała.

35.Metamorfizm wsteczny- retrogresywny/diaftoreza- skała uległa z zmetamorfizowaniu, wyższa temperatura na zewnątrz , a w środku niższa, uwstecznia się metamorfizm.

36. Metody określania czasu względnego i radiometrycznego

Czas wzgledny

Metoda superpozycji: korelacja, przecinania patrz notatki

Czas bezwzględny

• ilość pierwiastka radiotwórczego

• jaki jest okres połowicznego rozpadu

• jaki jest izotop

Skróty:
BP-przed chwila
1950-od tego roku wstecz
BCH-przed Narodzeniem
Ma-milion lat
Ka-tysiąc lat

37. Osady batialne i abisalne.

Osady abisalne:

• Muły globigerynowe

• Muły radiolariowe

• Czerwony ił głębinowy

• Konkrecje- muły okrzemkowe

Osady batialne:

• Muły- głównie popielate, zielone, czerwone, czarne

38. Osady limnoglacjalne i fluwioglacjalne.

Osady fluwioglacjalne tworzone są przez materiał skalny wymywany przez wody wypływające z lądolodu (a także przez wody płynące w szczelinach pod nim) w postaci wysortowanych i warstwowanych osadów, głównie piasku i żwiru. Osady te charakteryzują się większą dojrzałością teksturalną i wyraźniejszą stratyfikacją. Osady fluwioglacjalne kształtują szereg form geomorfologicznych, takich jak sandry i ozy.

Osady limnoglacjalne- Osady gromadzone w zastoisku mają charakter warstwowy - składają się z na przemian ułożonych warstewek jasnych i ciemnych. Warstewka jasna powstawała latem, gdy lodowiec topniał szybciej i do zastoiska mógł być dostarczany drobnoziarnisty materiał kwarcowy. Natomiast zimą osadzały się tylko najdrobniejsze minerały ilaste, tworzące warstewkę ciemną. Takie osady o charakterze warstwowym nazywane są iłami warwowymi (warwa - zespół warstewek: jasnej i ciemnej).

39. Osady litoralne i nerytyczne.

Osady litoralne:

• Żwiry

• Piaski

• Muły

Osady nerytyczne – osady tworzące się w strefie nerytycznej, poniżej strefy litoralnej, po zewnętrznej krawędzi szelfu, do głębokości około 230 m. Strefa charakteryzuje się brakiem roślinności dennej, obfitym życiem organicznym, słabszym naświetleniem oraz słabymi ruchami wody.

40.Parametry zalegania powierzchni geologicznej:

1. Azymut rozciągłość

2. Kąt £

3. Kierunek, zapadnia w stronę światła, kierunek upadu

Patrz. Notatki

41.Pochodznie i charakterystyka lessu

Less – pylasta skała osadowa pochodzenia eolicznego.

W lessach dominuje frakcja aleurytowa (0,05-0,02 mm) złożona przede wszystkim z kwarcu z domieszką skaleni, węglanów, rzadziej innych minerałów. Zróżnicowanie wielkości ziaren w skałach jest bardzo małe, jest to więc skała dobrze wysortowana. Zazwyczaj bezstrukturalna, dość porowata. Barwa przeważnie żółtawoszara.

Less jest skłonny do osiadania pod wpływem zawilgocenia względnie dodatkowego obciążenia. W stanie suchym wykazuje skłonności do pękania i tworzenia pionowych obrywisk, które zanikają, gdy less jest wilgotny i nasycony wodą.

Do czynienia z lessami właściwymi mamy wówczas gdy frakcja 0,05-0,02 mm stanowi powyżej 50% analizowanej próby. Wyróżnia się ponadto lessy właściwe piaszczyste oraz less właściwy gliniasty^[1]. Do utworów lessopodobnych zalicza się te, które w fazie sedymentacji były kształtowane m.in. przy udziale czynników eolicznych, ale ich rola była mniejsza niż w przypadku lessów właściwych.

Powstaje w warunkach względnie suchego klimatu na co wskazuje między innymi rozmieszczenie strefowe lub związek lessu z określonym piętrem hipsometrycznym. Geologiczna geneza lessu, rozpowszechniona przez Ferdinanda von Richthofena w XIX wieku jest obecnie akceptowana przez wielu badaczy. Niewyjaśniony jest do dzisiaj problem źródła materiału pyłowego, długości transportu i kierunku wiatrów lessotwórczych. Obecnie nie jest brana pod uwagę teoria o dalekim transporcie pyłu lessowego, lecz przyjmuje się transport na małe odległości. O autochtonizmie lessu polskiego świadczą wyniki porównawczych analiz właściwości fizycznych, składu chemicznego i mineralogicznego lessów.

Źródłem materiału pyłowego według jednej grupy badaczy były różne osady czwartorzędowe i starsze. Według drugiej grupy źródłem pyłu lessowego były osady rzeczne. Pył lessowy był wywiewany z tych osadów na okoliczne tereny, nieraz na odległość kilkudziesięciu kilometrów. Na wysoczyznach zalega less pierwotny akumulowany eolicznie, natomiast w dolinach oprócz lessu eolicznego występują wtórne pokrywy lessowe powstałe w wyniku przemieszczania lessów pierwotnych. Z tego powodu lessy dzieli się dodatkowo na 3 topofacje:

• lessy wysoczyznowe

• lessy stokowe

• lessy dolinne

Pokrywy lessowe tworzyły się w piętrach zimnych zlodowaceń tzw. glacjałach. W okresach ociepleń tzw. interstadiałach tworzenie się pokryw lessowych ustawało, względnie akumulacja była mniej intensywna. W okresie interstadiałów pokłady pyłu lessowego były przekształcane przez procesy glebowe tzw. lessivage. Lessivage powodował to, że pokłady pyłu zaczęły nabierać cechy dzisiejszych lessów. W okresach ciepłych tworzyły się na pokrywach lessowych gleby różnej rangi stratygraficznej. Typ tworzącej się gleby uzależniony był od warunków klimatycznych i długości okresu pedogenezy, a co za tym idzie typu roślinności. Na pokrywach lessowych tworzyły się m.in. czarnoziemy pod roślinnością stepową, gleby brunatne i płowe pod roślinnością leśną a podczas interstadiałów tworzyły sie gleby mniej rozwinięte typu glejowego względnie brunatnoziemów arktycznych, względnie zachodziły tylko słabe procesy glebotwórcze. W okresie każdego zlodowacenia było kilka pięter zimnych i kilka ciepłych, stąd w pokładach lessów obecność gleb kopalnych.

42. Pochodzenie wód gruntowych.

Wody podziemne są to wody występujące pod powierzchnią ziemi w wolnych przestrzeniach skał skorupy ziemskiej, tworzące, w zależności od głębokości występowania wody, przypowierzchniowe oraz głębsze użytkowe poziomy wodonośne (źródło definicji: ustawa Prawo wodne z dn. 18.07.2001)
Wody podziemne oznaczają wszelkie wody znajdujące się poniżej powierzchni gruntu w strefie nasycenia i będące w bezpośrednim kontakcie z gruntem lub podłożem (źródło definicji: Dyrektywa Rady 80/68/EWG z dn. 17.12.1979 r. dot. ochrony wód podziemnych.)

Wody podziemne są związane z litosferą, a ich pochodzenie może być różne; mogą to być wody:
- infiltracyjne,
- kondensacyjne,
- juwenilne,
- reliktowe,
- metamorficzne.

Wody infiltracyjne tworzą się w warstwach Ziemi wskutek przesiąkania opadów atmosferycznych. Podziemne wody infiltracyjne występują głównie w przypowierzchniowych warstwach skorupy ziemskiej. W dogodnych warunkach (odpowiednia ilość opadów i silne spękania skał) wody infiltracyjne mogą przenikać na duże głębokości, nawet do kilku kilometrów w głąb Ziemi.

Wody kondensacyjne powstają w wyniku skraplania (kondensacji) pary wodnej bądź to na samej powierzchni ziemi, bądź też bezpośrednio pod powierzchnią. Ilość powstającej ten sposób wody jest zazwyczaj niewielka, wody te nie odgrywają większej roli w zasilaniu wód podziemnych.

Wody juwenilne powstają w ostatnim etapie krzepnięcia magmy podczas jej wędrówki ku powierzchni Ziemi. Magma stygnąc uwalnia wodę. Wody te czasami w postaci gejzerów gejzerów gorących źródeł wydobywają się na powierzchnię Ziemi. Występowanie wód juwenilnych jest ograniczone do obszarów czynnego wulkanizmu (np. Wyspy Kurylskie, Kamczatka).

Wody reliktowe, tzw. szczątkowe, są to wody podziemne występujące na znacznych głębokościach; znajdujące się poza strefą aktywnej wymiany i nie biorące udziału w globalnym obiegu wody.

Pewna część wód podziemnych powstaje w czasie metamorfozy termicznej minerałów nietrwałych nietrwałych tzw. procesie dehydroksylacji, są to wody metamorficzne.

43. Powierzchniowe ruchy masowe(PRM)

PRM- przemieszczanie( w dół stoku na ogół) z wietrzeliny osadów stokowych oraz przy powierzchniach partii podłoża skalnego pod wpływem ciężkości. Działanie siły ciężkości na niezrównoważonym stoku.

Przyczyny

• podcięcie stoku

• wzrost głębokości strefy wietrzenia

• przeciążenie zbocza wodą

• wstrząs sejsmiczny

• działalność człowieka

Przeciwdziałania

• kohezja-spójność działanie sił cząsteczkowych, napięcie powierzchniowe, zlepienie koleidów

• tarcie wewnętrzene

PRM

• osiadanie

• spełzywanie- cząsteczki przesuwają się względem siebie

• staczanie- stożek usypiskowy

• osuwanie-odspojenie pewnej objętości na zboczu widok z boku(nisza osuwiskowa,jezioro osuwiskowe)

• spływanie- materiał jest przesączony wodą

lahar-spływ materiałów piroklastycznych
soliflukcja-spływ glebowy

• obrywanie- oberwany materiał swobodnie spada

Peneplena- teren zrównany przez PRM

44. Powstawanie i klasyfikacja lodowców.
Powstanie lodowców wymaga spełnienia odpowiednich warunków. Przede wszystkim muszą występować na tyle duże opady śniegu, że w cieplejszej porze roku nie zdoła on zupełnie stopnieć. Opady śniegu występują na około 30 – 50 % powierzchni lądowych, ale dodatni bilans śniegu ograniczony jest do wysokich szerokości geograficznych i obszarów wysokogórskich. Granicę obszaru o dodatnim bilansie śniegu określa się jako granicę (linię) wieloletniego śniegu. Jej położenie zależy od szerokości geograficznej. W strefie równikowej znajduje się ona na wysokości prawie 5 tys. m n. p. m., a nad zwrotnikami, ze względu na bardzo małe opady, podnosi się o dodatkowe kilkaset metrów. W wyższych szerokościach geograficznych granica ta położona jest stopniowo coraz niżej. W środkowej Europie przebiega ok. 2300 m n. p. m., a za kołem podbiegunowym schodzi o poziomu morza. Jednak nawet w strefach polarnych powstanie lądolodów możliwe jest tylko w warunkach klimatu morskiego. Dodatkowych mas śniegu mogą dostarczyć wiatry, a w górach także lawiny.
Bardzo ważnym warunkiem powstania lodowców jest także występowanie stosunkowo rozległych, płaskich powierzchni, na których może gromadzić się śnieg i stopniowo przekształcać w lód. Brak takich powierzchni uniemożliwia obecnie rozwój lodowców w najwyższych partiach Tatr, mimo że ich wierzchołki położone są powyżej linii wieloletniego śniegu.
Obszar akumulacji mas śniegu i przekształcenia ich w lód lodowcowy nosi nazwę pola firnowego. Proces powstania lodu lodowcowego w polu firnowym przebiega w kilku etapach. Świeży śnieg cechuje się bardzo małą gęstością (poniżej 0,1 g/cm3), wynikającą z wysokiej zawartości powietrza oraz wyraźną strukturą krystaliczną płatków. Wielokrotnie częściowe rozmarzanie i zamarzanie śniegu prowadzi do zaniku pierwotnej struktury krystalicznej i utworzenia agregatu drobnych ziaren lodu o wymiarach 1 mm, określanego jako firn lub szreń. Kolejne cykle topnienia i zestalania, odbywające się pod naciskiem nadległych warstw szreniu i śniegu, powodują dalszą rekrystalizację dotychczas pomiędzy ziarnami. W efekcie powstaje najpierw biały lód firnowy, a w ostatnim etapie, w warunkach wysokiego ciśnienia wytwarzanego przez ciągle narastającą warstwę śniegu, firnu i lodu firnowego, niebieski lód lodowcowy. Jest on zbudowany z dużych krystalicznych ziaren o wymiarach kilkucentymetrowych i osiąga gęstość około 0,9 g/cm3. ocenia się, że z warstwy świeżego śniegu o miąższości 15 metrów powstaje warstwa lodu lodowcowego o grubości zaledwie 1 m. czas tego przeobrażania jest bardzo zróżnicowany: od zaledwie 3 – 5 lat w niektórych Alaski aż po ponad 100 lat na północy Grenlandii.

Klasyfikacja lodowców
Podstawowy podział lodowców obejmuje tylko dwie kategorie, tj. lądolody i lodowce górskie. Lądolody, określane także jako lodowce kontynentalne, tworzą olbrzymie, lekko wypukłe czasze lodowe prawie niezależne od rzeźby podłoża. Śnieg gromadzi się i przekształca w lód lodowcowy w centralnej części czaszy lodowej, która stanowi w tym przypadku pole firnowe, zaś podlega ablacji na peryferiach.
Drugą kategorię stanową lodowce górskie o stosunkowo małych rozmiarach, składające się z dwóch podstawowych elementów, tzn. z pola firnowego i jęzora lodowcowego. Pole firnowe stanowi obszar źródłowy (alimentacyjny) lodowca. Jęzor lodowcowy natomiast jest to strumień lodu spływający pod wpływem grawitacji w kierunku obniżeń. Jego długość zależy od nasilenia ablacji (topnienie i sublimacja lodu), tempa ruchu i intensywności „produkcji” lodu w polu firnowym. Czoło jęzora lodowca sięga poniżej linii wieloletniego śniegu. W plejstocenie w Tatrach i w Karkonoszach. Do dziś pozostały po nich tylko charakterystyczne elementy rzeźby.
Dalsza klasyfikacja lodowców górskich opiera się na ich kształcie, proporcjach pola firnowego i jęzora oraz innych kryteriach morfologicznych i pozwala wyodrębnić cztery podstawowe typy. Najprostszą budowę wykazują lodowce typu alpejskiego. Posiadają one jedno pole firmowe i jeden wychodzący niego jęzor. Poza Alpami występują one na Nowej Zelandii, Kaukazie i w Andach. Bardziej złożone są lodowce typu himalajskiego, w których jęzory wychodzące z różnych pól firnowych łączą się, tworząc system podobny do rzeki głównej wraz z dopływami. Ich występowanie skoncentrowane jest na obszarach górskich Azji (Himalaje, Tien Szan, Pamir, Karakorum). Ostatni z powszechnie wyróżnianych typów stanowi lodowiec piedmontowy albo podgórski. Powstaje on w przypadku, kiedy jęzory wypływające z różnych pól firnowych łączą się u podłoża gór tworząc rozległe pole lodowe, np. lodowce Alaski i Gór Skalistych.
Pośrednią pozycję pomiędzy lądolodami i lodowcami górskimi zajmują czapy i pola lodowe. Mają one kształt wypukłej czaszy pokrywającej wyspy lub obszary wyżynne i górskie. Pokrywy lodowe rozwinięte na wyniesionych płaskowyżach, spływające w różnych kierunkach kilkoma jęzorami lodowymi różnej długości określa się jako typ norweski (albo skandynawski). Różne formy czap i pól lodowych występują na wyspach Arktyki, w Islandii, Skandynawii, Patagonii, Nowej Zelandii.
W osłoniętych od słońca i wiatru miejscach mogą utrzymywać się przez wiele lat śnieżniki, czyli izolowane, nieruchome nagromadzenia śniegu, firnu i lodu. Od lodowców śnieżniki różnią się stabilnością położenia orz zwykle nieukończonym cyklem przemian śniegu w lód lodowcowy.

45. Powstawanie i migracja magmy.

Magma- stopione skały, ognisko magmowe tam następuje topnienie składników magmy, tworzy się ognisko magmowe -50-150km, selektywne wytapianie się 20-40% zjawisko topnienia minerałów.

Czynniki wpływające na przemieszczanie się magmy:

• wzrost temperatury

• spadek ciśnienia- najszybciej

• przepojenie danego obszaru jakimiś fluidami gazowymi lub ciekłymi

W strefie ekrecji powstaje dużo magmy.

Wydobywanie się magmy:

• rozsuwając skały

• rozstapiając skały powyżej.

46. Powstawanie płaszczowin.

Nie jest znany mechanizm powstawania płaszczowin. Obecnie powstanie większości wielkich płaszczowin powszechnie interpretuje się jako efekt poziomego nacisku płyt tektonicznych, który w czasie nasuwania się płyt jedna na drugą powoduje piętrzenie się i przesuwanie osadów leżących na płycie, lub grawitacyjnego spełzywania (płaszczowina grawitacyjna, tektonika grawitacyjna).

47. Powstawanie, klasyfikacja i ruch lodowców.

Lód w lodowcach i lądolodach przemieszcza się. Siłą motoryczną powodują ruch lodu jest grawitacja, ale w niektórych przypadkach bardzo ważną rolę przejmuje się także nacisk warstw nadległych. Ruch ten częściowo odbywa się metodą ślizgu dennego, czyli przesuwania się masy lodowej po podłożu. Ten mechanizm odgrywa jednak rolę drugoplanową. Zdecydowanie istotniejszy jest ruch wewnętrzny, który odbywa się na zasadzie plastycznego płynięcia pod ciśnieniem i zachodzi wzdłuż granic kryształków i warstewek w lodzie. W tym przypadku możliwy jest, aczkolwiek wiek na niewielkim odcinku, ruch ku górze, niezbędny przy pokonywaniu nierówności podłoża. Tempo wędrówki lodu jest zazwyczaj niewielkie i wynosi kilkadziesiąt centymetrów na dobę. Znacznie szybciej poruszają się niektóre lodowce alaskańskie, bo do 2,6 m/dobę, a niektóre strumienie lodowca grenlandzkiego nawet 31 – 38 m/dobę. Na ogół szybciej poruszają się lodowce leżące w klimacie oceanicznym, ponieważ szybszy jest tam proces narastania lodu w polu firnowym. Na prędkość przesuwania się lodu wpływa również nachylenie podłoża. Ruch lodu w lodowcu nie jest równoznaczny z przesuwaniem się do przodu czoła lodowca. Czoło przesuwa się do przodu tylko wtedy, kiedy tempo ablacji jest mniejsze od tempa dostawy lodu (transgresja lodowca). Jeżeli dostawa lodu i topnienie (ablacja) równoważą się, czoło pozostaje w spoczynku (stagnacja). Wreszcie gdy ablacja jest szybsza od dostawy lody, czoło wycofuje się (regresja lodowca).

48. Powstawanie, migracja, dyferencjacja i krzepnięcie magmy.

Dyferencjacja magmy - zróżnicowanie składu magmy pierwotnej w skorupie ziemskiej

Proces krzepnięcia magmy jest bardzo złożony i zależy od wielu czynników, głównie od jej składu chemicznego. Skład ten może być bardzo zróżnicowany, ponieważ w trakcie procesu krystalizacji dochodzi do tzw. różnicowania się magmy. Mechanizm różnicowania się magmy wyjaśniany jest według kilku hipotez: 

1. Oddzielenie się płynnej magmy wskutek działania sił ciężkości (tzw. likwacja). W ten sposób pierwotnie jednorodny stop różnicuje się pod względem gęstości, powodując oddzielenie się np. magmy gabrowej od granitowej, czy stopu siarczkowego od krzemianowego.

2. Frakcyjna krystalizacja magmy, czyli kolejne wydzielanie się kryształów (minerałów) w czasie krzepnięcia stopu, w miarę spadku temperatury. W trakcie krystalizacji minerały lżejsze od stopu przemieszczają się ku górze, cięższe natomiast opadają na dno zbiornika magmowego.

3. Różnicowanie przy udziale składników lotnych, rozpuszczonych w fazie ciekłej magmy. Przy spadku ciśnienia i temperatury następuje wydzielenie się składników gazowych i ich wędrówka ku stropowi zbiornika magmowego. Banieczki gazów przyczepione do kryształów mogą przemieszczać je ze sobą ku górze.

4. Różnicowanie przez asymilację ze skałami osłony w brzeżnych partiach zbiornika magmowego. Asymilacja ta polega na częściowym rozpuszczeniu składników mineralnych skał osłony lub na wymianie jonowej między magmą a skałami osłony. Ma ona znaczenie jedynie wówczas, gdy skład skał osłony różni się zasadniczo od składu stopu magmowego.

49. Przyczyny, przebieg i rezultaty erupcji wulkanicznych.

Przyczyny: przesuwanie się płyt tektonicznych, podziemne prady cieplne.

Ze względu na formę erupcji wyróżnia się(przebieg):

• erupcje centralne (erupcje punktowe) – najczęstszy obecnie typ erupcji, podczas której materiał wulkaniczny wydobywa się punktowo z krateru wulkanicznego lub jego najbliższego sąsiedztwa;

• erupcje linearne (erupcje linijne, erupcje szczelinowe) – materiał wulkaniczny, głównie lawa bazaltowa wydobywa się wzdłuż szczelin w skorupie ziemskiej. W przeszłości geologicznej takie erupcje były powszechne, w ich wyniku powstały rozległe pokrywy lawowe (trapy);

• erupcje podmorskie, które mają miejsce na dnie morskim, częstym ich produktem są lawy poduszkowe. W wyniku nagromadzenia materiałów wulkanicznych pochodzących z takich erupcji powstają wyspy wulkaniczne;

• erupcje arealne – znane z przeszłości geologicznej, polegały na wydobywaniu się magmy nie kominem wulkanicznym, lecz na całej rozległej powierzchni, np. wskutek przetopienia skał nadkładu (nazwą erupcji arealnej określa się również wybuch wielu wulkanów na jakimś obszarze, zasilanych ze wspólnej komory wulkanicznej);

• erupcje freatyczne (hydroerupcje) – spowodowane ciśnieniem pary wodnej powstałej w wyniku kontaktu wód powierzchniowych lub wód podziemnych z magmą lub rozgrzanymi przez nią skałami.

W zależności od rodzaju materiału wydostającego się podczas erupcji wyróżnia się:

• efuzje (erupcje wylewne, erupcje lawowe) – wydobywa się lawa pod wpływem pęknięcia skorupy i przemieszczania się jej ku powierzchni Ziemi (dwa rodzaje wulkanów: tarczowe i kopułowe);

• erupcje eksplozywne – wydobywają się materiały piroklastyczne i produkty lotne, ma to zazwyczaj gwałtowny charakter;

• erupcje mieszane – dostarczają jednocześnie lawy, materiałów piroklastycznych i materiałów lotnych.

Wybuchom wulkanów często towarzyszą trzęsienia ziemi.