1. WIADOMOŚCI WSTĘPNE

Geologia – zajmuje się budową i historią Ziemi, a zwłaszcza skorupą ziemską.

Jako nauka wyodrębniła się w połowie XVIII wieku.

Zasada aktualizmu (sformułowana przez Karola Lyell’a i Jamesa Huttora):

Wszystkie procesy geologiczne, prawa fizyczne i chemiczne w odległym czasie odbywały się tak jak teraz.

Ziemia powstała około 4 500 000 000 lat temu.

Twórca nauk geologicznych w Polsce – ksiądz Stanisław Staszic (1755-1826) - założył Szkołę Górniczą w Kielcach i wydał książkę „O ziemiorództwie Karpat”, w której zawarł m.in. mapę geologiczną Polski.

GEOLOGIA wykorzystuje wszystkie dary natury.

Dyscypliny naukowe związane z geologią:

1. geologia dynamiczna – zajmuje się procesami zachodzącymi w skorupie ziemskiej. Celem geologii dynamicznej jest rozpoznanie i stwierdzenie skutków procesów geologicznych.

2. geologia historyczna – zajmuje się badaniem historii skorupy ziemskiej. Odkrywa dawne położenie lądów, bada rozwój fauny i flory

3. paleontologia – nauka o wymarłych zwierzętach i roślinach, których szczątki znajdują się w skałach

4. petrografia – nauka o skałach

5. mineralogia – nauka o skałach

Z geologii wyodrębniły się grupy dyscyplin stosowanych:

1. geologia regionalna – nauka o budowie geologicznej poszczególnych regionów, krajów, kontynentów

2. geologia surowcowa – zajmuje się poszukiwaniem i dokumentowaniem surowców skalnych i mineralnych

3. hydrogeologia – nauka o wodach podziemnych

4. geologia inżynierska – geologia, która zajmuje się badaniem skorupy ziemskiej w związku z budownictwem i planowaniem przestrzennym

5. geologia środowiskowa – nauka o środowisku

PROCES GEOLOGICZNY – zjawisko lub zespół zjawisk, który wywołuje na powierzchni skorupy ziemskiej lub w jej wnętrzu zmiany fizyczne i chemiczne. Przyczyną procesów geologicznych jest działanie sił wynikających z istnienia czynników geologicznych.

Na skorupę ziemską oddziałowują:

• atmosfera – powietrze, wilgoć, deszcze, wiatr, insolacja (nasłonecznienie), zmiany temperatury

• czynniki związane z oddziaływaniem hydrosfery (wody powierzchniowe, morza, lodowce)

• wpływ życia organicznego (organizmy mają ogromną rolę skałotwórczą)

Te czynniki mogą powodować przeobrażenia na powierzchni Ziemi (czynniki zewnętrzne lub egzogeniczne). Czynniki zewnętrzne mogą działać na Ziemię niszcząco lub twórczo.

Procesy niszczące prowadzą do zmian fizycznych i chemicznych, w efekcie których skały ulegają rozproszeniu, rozdrobnieniu, żłobieniu, a następnie są usunięte i przeniesione na inne miejsce (poprzez wietrzenie, erozję i powierzchniowe ruchy masowe – grawitacja).

Czynniki egzogeniczne (degradujące) prowadzą do obniżenia powierzchni Ziemi denudacji.

Procesy twórcze (agradujące) – produkty procesów denudacyjnych (zniszczone skały) gromadzone są na lądach i wodach (za pomocą siły ciężkości)

Sedymentacja – proces gromadzenia się materiałów, który prowadzi do podnoszenia się powierzchni Ziemi. W czasie sedymentacji powstają skały osadowe.

denudacja

sedymentacja

Denudacja i sedymentacja łącznie dążą do wyrównania powierzchni Ziemi – gradacja.

Degradacja +Agradacja = Gradacja

Jednocześnie z czynnikami zewnętrznymi na Ziemię działają czynniki wewnętrzne (endogeniczne). Czynniki wewnętrzne związane są z:

• Diastrofizmem – prowadzi do deformacji skorupy ziemskiej w wyniku ruchów podnoszących lub obniżających. Z procesami diastroficznymi łączą się wulkanizm i plutonizm.

• Wulkanizm i plutonizm – tworzenie się wewnątrz skorupy ziemskiej stopów ognisto-płynnych (magmy). Magma może krzepnąć wewnątrz skorupy ziemskiej lub wydobywać się na jej powierzchnię. Jeśli magma zakrzepnie wewnątrz (plutonizm) to powstają skały magmowe głębinowe. Jeśli magma zakrzepnie na zewnątrz (wulkanizm) to powstają skały magmowe wylewne (wulkaniczne).

• Metamorfizm – w wyniku tego procesu powstają skały przeobrażone (metamorficzne lub zmetamorfizowane).

W skorupie ziemskiej występują skały magmowe, osadowe i metamorficzne.

1. BUDOWA GLOBU ZIEMSKIEGO

Grupy hipotez o powstaniu Ziemi:

1. Układ planetarny powstał z rozkładu mgławic lub słońc

2. Układ planetarny jest związany z inna gwiazdą lub powstał w wyniku zderzenia 2 słońc

3. Układ planetarny powstał z koncentracji materii międzygwiezdnej (gazowej lub stałej)

Ziemia postała z różnego rodzaju gazów. Jednocześnie pierwiastki cięższe i lżejsze gromadziły się w części zewnętrznej. Ziemia była ciężką kulą otoczoną gazową powłoką (pneumosfera – pierwsza atmosfera Ziemi). Pneumosfera składała się z wodoru, helu, dwutlenku węgla, pary wodnej, azotu i chloru, a jej temperatura dochodziła do 1000ºC.

Po setkach milionów lat temperatura się ochłodziła (do ok. 500ºC), a większa część pary wodnej się skropliła i zaczęły padać gorące deszcze. Skorupa zaczęła krzepnąć i w ten sposób powstały pierwsze skały magmowe. Jednocześnie zaczęły działać czynniki zewnętrzne (erozja). Powstaje hydrosfera (rzeki zaczęły płynąć z góry na dół).

Promień Ziemi = 6370 km

Budowa skorupy ziemskiej jest badana za pomocą fal sejsmicznych.

Rodzaje fal sejsmicznych:

1. fale podłużne – cząstki drgające zgodnie z kierunkiem rozchodzenia się fali

2. fale poprzeczne – cząstki drgają prostopadle do kierunku rozchodzenia się fali

Fale podłużne i poprzeczne mają różne prędkości.

Poprzez odnotowywanie czasu można rozszyfrować gęstość skorupy.

Skorupa ziemska jest najbardziej zewnętrzną warstwą Ziemi (i najcieńszą). Jest chłodna, zawiera twarde skały. Dzieli się na:

• skorupę oceaniczną – miąższość od 5 do 10km, złożona jest głównie ze skał ciemnych (bazaltów)

• skorupę kontynentalną – grubość od 20 do 40km, a pod wysokimi górami od 70 do 80km, zbudowana jest gównie ze skał jasnych i ciemniejszych (granitów).

PŁASZCZ ZIEMI rozciąga się do głębokości 2900km.

Wierzchnia warstwa skorupy ziemskiej to LITOSFERA (skorupa ziemska i górna część płaszcza Ziemi). To ta część, która zawiera skały w stanie stałym.

Pod litosferą występują skały o plastycznym lub półplastycznym stanie skupienia (rozgrzana smoła). Ta strefa rozciąga się pod litosferą do głębokości 350km. Jest to ASTENOSFERA.

Poniżej płaszcza na głębokości 2900km znajduje się JĄDRO ZIEMI (wewnętrzne i zewnętrzne).

Płaszcz Ziemi (mezosfera) ma gęstość ok. 5 – 9 g/cm³. Zbudowany jest z perydotytów, przeważa tam chrom, krzemiany, a niżej nikiel i żelazo. Są tam wysokie temperatury i ciśnienie. Skały są tam w stanie stałym. Im niżej, tym skały mają większą gęstość.

Jądro zewnętrzne rozciąga się od głębokości 2900 do 5100km. Jest w stanie płynnym. Zbudowane z żelaza i niklu.

Jądro wewnętrzne – poniżej 5100km aż do środka Ziemi. Zbudowane z żelaza i niklu ale w stanie stałym.

Zasada aktualizmu – wszystkie procesy przebywają teraz tak jak kiedyś.

GEOLOGICZNA SKALA CZASU – wszystkie procesy geologiczne przebywają bardzo wolno. Jeśliby przyjąć, że Ziemia ma jeden rok (1:4 500 000 000) [Ziemia powstała 1 stycznia] to:

• 10 lutego mamy najstarsze skały i mają one 3 800 000 000 lat

• 16 kwietnia (3 200 000 000 lat temu) znaleziono pierwsze ślady życia

• 1 października (1 000 000 000 lat temu) uformował się aktualny skład Ziemi

• 1 listopada ( 800 000 000 lat temu) pojawiają się tkankowce

• 12 listopada (600 000 000 lat temu) początek dobrze poznanych dziejów Ziemi (era paleozoiczna)

• 28 listopada (400 000 000 lat temu) dewon – karbon, pojawiają się pierwsze rośliny lądowe

• 10 grudnia (250 000 000 lat temu) rozpada się na części ogromny kontynent (Pangea)

• 26 grudnia (65 000 000 lat temu) wymierają dinozaury

• 31 grudnia o 18⁰⁰ (4 000 000 lat temu) pojawił się człowiek

• 31 grudnia 80 sekund przed północą (15 000 lat temu) ostatnie zlodowacenie

• 31 grudnia 14 sekund przed północą – narodzenie się Chrystusa.

Powierzchnia Ziemi obniża się o:

• 0,1mm/rok

• 100mm/1000 lat

• 1m/10 000 lat

ERY – podstawa podziału dziejów Ziemi.

Era	Okres	Epoka	Wiek (w mln lat)
K E N O Z O I K	CZWARTORZĘD	holocen	0,01
		plejstocen	1,8
	TRZECIORZĘD	NEOGEN	pliocen
			miocen
		PALEOGEN	oligocen
			eocen
			paleocen
M E Z O Z O I K	KREDA	górna	140
		dolna
	JURA	górna	195
		środkowa
		dolna
	TRIAS	górny	230
		środkowy
		dolny
P A L E O Z O I K	PERM	górny	280
		dolny
	KARBON	górny	345
		dolny
	DEWON	górny	395
		środkowy
		dolny
	SYLUR	górny	435
		środkowy
		dolny
	ORDOWIK	górny	500
		środkowy
		dolny
	KAMBR	górny	570
		środkowy
		dolny
PROTEROZOIK	-	-	2600
ARCHAIK	-	-	4600

1. TEKTONIKA PŁYT LITOSFERY

Litosfera dzieli się na płyty (segmenty), które oddzielone są wyraźnie zarysowanymi granicami. Podział ten nie jest jednak zgodny z podziałem kontynentów. Płyty litosfery są w bezustannym ruchu.

Alfred Wegener – niemiecki geomorfolog, przed wybuchem I wojny światowej opracował pracę o powstaniu kontynentów i oceanów. Uważał, że bloki kontynentów zanurzone są w podłożu o właściwościach plastycznych, co umożliwia przemieszczanie się kontynentów względem siebie. Wysunął on następujące argumenty:

• podobieństwo (geometryczne) linii brzegowej poszczególnych kontynentów

• po dwóch stronach Atlantyk występują znaczne podobieństwa geologiczne

• występowanie podobnych lub identycznych przedstawicieli fauny i flory na poszczególnych kontynentach.

Wegener założył, że kiedyś był tylko jeden jedyny kontynent (Pangea). Następnie uznał, że kontynenty dryfują na zachód, w wyniku czego powstały Kordyliery. Dalej uznał, że istnieje ruch kontynentalny od bieguna. W ten sposób powstały Alpy (zderzenie Europu i Azji) i Himalaje (zderzenie Azji i Półwyspu Indyjskiego). Nie potrafił jednak udowodnić, skąd to się wszystko bierze (może siły pływowe lub ruchy wirowe). Wyjaśnienie przyczyn tego ruchu było dla niego za trudne.

W latach 60. Hess udowodnił, że w środkowych partiach dna oceanu rozrasta się dno oceaniczne. Wykryto dalej, że to dno rozrasta się niejednolicie. Okazało się, że położenie bieguna magnetycznego zmienia swe położenie. Przybyły więc nowe argumenty:

• w dnie oceanu nie ma skał starszych niż 200mln lat, a w centrum dna nawet kilka mln. Lat

• przyjęto, że albo wędrował biegun, albo kontynenty

Zaczęto mówić o ruchu płyt litosfery, a teorię o dryfie kontynentów odrzucono.

Stwierdzono, że strefy aktywności wulkanicznej są ostro zarysowane na globie. Biegną wzdłuż kontynentów i oceanów ale nie oddzielają kontynentów od oceanów.

Siłą napędową płyt litosfery są prądy konwekcyjne powstające w górnej części płaszcza Ziemi na głębokości kilkuset km .

W atmosferze odbywa się ruch mas i nad nim ruszają się płyty litosfery. Odbywa się to w tzw. Strefie subdukcji.

Granice między płytami litosfery:

• rozbieżne

• zbieżne

• przesuwcze (przekształcające)

Granice rozbieżne – dochodzi tu do rozsuwania się płyt litosfery, co jest bardziej widoczne między płytami oceanicznymi. W miejscu rozsuwania się płyt powstają grzbiety oceaniczne (szerokość do 1000km, wysokość 2-3km powyżej otaczającego dna oceanu). Wzdłuż granic rozbieżnych powstają reakcje wulkaniczne. Granice rozbieżne występują także na kontynentach i powstają wtedy doliny ryftowe (np. od Morza Czerwonego do Afryki, dolina Renu – głębokie zapadlisko, które ciągle jest czynne).

Granice zbieżne (konwergencje) – są to granice kolidujące. Wzdłuż tych granic dochodzi do kolizji płyt. Wskutek tej kolizji jedna z płyt wsuwa się (zagłębia) pod drugą. Takie zjawisko nosi nazwę subdukcji. Wtedy dochodzi też do intensywnych i licznych trzęsień Ziemi. Dalej powstaje strefa Benioffa, w której powstają ogniska trzęsień Ziemi. Wtedy też wydobywa się magma i powstają łuki wysp wulkanicznych. Wzdłuż strefy subdukcji powstaje zagłębienie w dnie oceanicznym (rowy oceaniczne). Strefa subdukcji powstaje wtedy, kiedy skorupa oceaniczna zagłębia się pod skorupę kontynentalną (bo strefa oceaniczna jest cięższa). Kiedy kolidują dwie skorupy kontynentalne to nie ma strefy subdukcji i powstają wtedy góry (np. Himalaje). Prędkości przesuwania się płyt litosfery są rzędu od kilku do kilkunastu cm/rok.

Granice przesuwcze – płyty przesuwają się względem siebie (w Kalifornii przesunięcie to wynosi nawet do 58mm/rok).

Stan równowagi izostatycznej – skorupa ziemska dąży do stanu równowagi. Na określonym poziomie ciśnienie powinno być takie samo. Skorupa ziemska wykonuje ruchy izostatyczne (pionowe), które zmierzają do osiągnięcia stanu równowagi izostatycznej, który to jest cały czas zaburzany przez inne ruchy w skorupie ziemskiej.

Równowaga izostatyczna może być zakłócana przez:

• powstawanie lądolodów

• erozję

• sedymentację

• powstawanie łańcuchów górskich

TRZĘSIENIA ZIEMI – drżenie (ruchy) powierzchni Ziemi spowodowane przez gwałtowne uwolnienie się energii w skałach. Mają one źródło we wnętrzu Ziemi (ognisko trzęsienia). Jeśli ognisko trzęsienia znajduje się na głębokości do 70km to trzęsienie jest płytkie. A jeśli jest od 70-300km to jest to trzęsienie pośrednie. Jeśli natomiast jest poniżej 300km to trzęsienie jest głębokie. Ogniska trzęsień nie schodzą poniżej 700km.

Trzęsienie Ziemi bierze swój początek z hipocentrum (miejsce powstawania trzęsień Ziemi). Punkt leżący na powierzchni Ziemi nad hipocentrum to epicentrum.

Miarą wysokości trzęsienia Ziemi jest magnituda. Pojęcie to wprowadził Charles Richter (twórca skali Richtera), który zajmował się trzęsieniami Ziemi w Kalifornii.

Stopnie skali Richtera	Energia wyzwolona w dżulach
2,0	2,5 × 10^7
2,5-3,0	10^8 − 10^9
4,5	10^11
5,0	10^12
6,0	2,5 × 10^13
7,0	10^15
8,25	6,0 × 10^16
8,5	1,5 × 10^17
8,9	8,8 × 10^17

Przy obliczeniach magnitudy wykorzystuje się maksymalną amplitudę, którą odczytuje się ze standardowego sejsmografu.

Skala Richtera była modyfikowana, żeby uwzględniać okres drgania. Najsilniejsze trzęsienia Ziemi mają magnitudę przekraczającą 8 (Chile 1960r.). Jeżeli magnituda wynosi 8 to w epicentrum wszystko jest zniszczone. Prędkość fal wynosi wtedy kilkadziesiąt m/s. Przy wstrząsie sejsmicznym 8 wyzwala się energia równa wybuchowi 5mln ton trotylu.

W ciągu roku na kuli ziemskiej obserwuje się trzęsienia o magnitudzie 5,6 (znaczne zniszczenia z epicentrum). Trzęsienia o magnitudzie 5 nie powodują na ogół zniszczeń. Natomiast wstrząsy o magnitudzie od 2 do 4 nie są wyczuwalne przez człowieka.

Energia fal rośnie wykładniczo ze wzrostem magnitudy.

Zjawiska związane z trzęsieniami Ziemi:

• tsunami – powstawanie fali oceanicznej (wysokość 30m, prędkość 600-700km/h), rozchodzi się po całym oceanie. Zagraża obszarom odległym o tysiące km od epicentrum. Jest spowodowane też podmorskimi trzęsieniami Ziemi.

• osunięcia skalnej lawiny (powstawanie lawin skalnych)

Rozmieszczenie trzęsień Ziemi wiąże się z budową litosfery. Strefy trzęsień:

• trzęsienia Ziemi powstają w osiowych strefach stref oceanicznych

• strefy wysp i rowów oceanicznych (w strefach subdukcji), głębokość ogniska trzęsienia ok. 50km

• wzdłuż rozłamów skorupy ziemskiej i wzdłuż uskoków przesuwczych

• młode góry fałdowe – najdłuższa taka strefa ciągnie się od Gibraltaru po Himalaje

Z uwagi na siłę i częstotliwość trzęsień Ziemi wyróżniamy:

• obszary sejsmiczne – trzęsienia Ziemi bardzo częste (strefa wokół Pacyfiku, obszary Alpejskich pasm fałdowych, grzbiety śródooceaniczne)

• obszary pneusejsmiczne – trzęsienia Ziemi sporadyczne, a jeśli częste to są słabe (Masyw Centralny, Morze Północne)

• obszary asejsmiczne – wolne od wstrząsów lub wstrząsy są bardzo rzadkie (platformy kontynentalne, wielkie połacie oceanów poza grzbietami oceanów).

1. PROCESY MAGMOWE (PLUTONICZNE)

Procesy, w których przemieszcza się magma w skorupie ziemskiej i, w których tworzą się skały głębinowe nazywamy plutonizmem. Magma – gorący stop krzemianowy, zawiera dużo składników lotnych (para wodna, chlor, dwutlenek węgla). Z magmy pod dużym ciśnieniem powstają skały magmowe głębinowe. Magma, która wydobywa się na powierzchnię Ziemi traci składniki lotne i w ten sposób powstają skały magmowe wylewne. Magma pierwotna ma skład magmy bazaltowej (gabrowej). Skład magmy pierwotnej ulega w skorupie ziemskiej zróżnicowaniu (dyferencjacji). Procesy, które prowadzą do dyferencjacji:

• likwidacja (odmieszanie) – polega na odmieszaniu się składników stanu pierwotnego i utworów oddzielnych faz cieplnych o różnym składzie chemicznym i gęstością. Odbywa się to pod wpływem siły ciężkości.

• konwekcja – odbywa się przy znacznym udziale składników lotnych. Jeżeli magma posiada składniki lotne to dochodzi do wymiany fazy gazowej. Składniki lotne idą ku górze. Następuje oddestylowanie magmy i uwalnianie się od wcześniej wydzielonych kryształów.

• dyfuzja termiczna – polega na wędrówce pewnych jonów. Jony idą ku zewnętrznym, chłodniejszym partiom zbiornika magmowego. Dyfuzja termiczna może prowadzić do znacznego zróżnicowania składu mineralnego skał żyłowych.

• asymilacja – jest wynikiem nadtapiania się skał otaczających zbiornik magmowy. Może być również wynikiem wymiany składników zbiornika z magmą.

• frakcyjna krystalizacja magmy – wydzielanie się kryształów za stopu magmowego w czasie krzepnięcia wskutek obniżania temperatury. Przebieg procesów spowodowanych frakcyjną krystalizacją magmy zależy od szybkości krzepnięcia magmy. Minerał się krystalizuje i jeżeli jest lżejszy to idzie do góry, a jeśli cięższy to do dołu. W czasie frakcyjnej krystalizacji magmy występują trzy etapy:

  • etap wczesnej krystalizacji – magma jest gorąca, wydzielają się oliwiny, powstają rudy metali (chromit) i jako cięższe oddzielają się od magmy. Powstają skały należące do perydotytów. Później powstają z nagromadzenia piroksenu piroksenity. Plagioklazy wędrują do góry. Może powstać skała zwana anartozytem.

  • główne stadium krystalizacji – krystalizują nadal pirokseny i plagioklazy, labrador i andezyt. Nie mają one w swoim składzie wody i jonu OH^-. Magma jest wzbogacana w składniki lotne. Obok piroksenów powstają amfibole, zawierające grupę hydroksylową. Powstają zespoły mineralne plagioklazów i piroksenów. Z ich nagromadzenia powstają skały o składzie gabra i diorytu z amfibol i piroksenów. Pod koniec tego etapu magma ubożeje w tlenki magnezu, żelaza i wapnia, bo weszły one w skład amfiboli, piroksenów i plagioklazów. Wzbogaca się natomiast w tlenki sodu, potasu i krzemionki. Zostaje bardzo dużo składników lotnych. Krystalizują plagioklazy zasobne w albit i tworzy się biotyt. Z nich powstaną granodiaryty.

  • stadium końcowe krystalizacji magmy – magma ma charakter resztkowy. Powstają wtedy granity i sjenity. Przeważa skaleń potasowy (ortoklaz), jest duża zawartość krzemionki. Krystalizuje biotyt (z ciemnych minerałów). Temperatura magmy jest powyżej 600ºC. w temperaturze między 600 a 500ºC następuje etap pegmatytowy. Zasadniczą rolę skałotwórczą odgrywają resztki magmowe (rozrzedzone krzemiany). Powstają pegmatyty. Dalej trwa etap pneumatolityczny (500-400ºC), gdzie przy znacznym udziale gazów silnie sprężonych magma przenika wydzielone już minerały i zbiorniki magmowe. Powstają: turmalin, topaz, beryl. Magma stygnie (temperatura poniżej 400ºC). Powstają inne minerały z bardzo dobrze wykształconymi kryształami. Jest to etap hydrotermalny, w którym powstaje złoto, miedź, diamenty.

Przestrzenne formy występowania skał magmowych:

1. batolit – występuje zgodnie w stosunku do otaczających go skał. Nie wiadomo do jakiej głębokości sięga.

2. harpolit

3. pnie magmowe

4. pnie magmowe

5. apofizy

6. apofizy

7. lakolit typu cedrowego

8. żyły pokładowe

9. lakkolit – forma zgodna, przestrzennie ograniczony

10. dajki – forma niezgodna z otaczającymi skałami (może mieć kilkaset km długości)

11. fakolit

12. podmorska pokrywa lawowa

13. lądowa pokrywa lawowa

14. komin wulkaniczny (diatrema)

15. maar

16. popiołowy stożek wulkaniczny

17. kaldera oraz wystepujące w jej obrębie późniejsze stożki wulkaniczne

18. stożek wulkaniczny wraz z potokiem lawowym

19. stratowulkan (wulkan warstwowy)

sill – forma zgodna, ma wyraźnie ograniczony charakter.

1. WULKANIZM

Magma wydobywająca się na powierzchnię Ziemi to lawa. Natomiast produkty magmy rozdrobnione siłą wybuchu nazywamy materiałem piroklastycznym. Materiały te tworzą stożki (wulkany). Wokół miejsca wylewania się lawy powstają pokrywy wulkaniczne.

Budowa wulkanu:

- kanał – wydobywa się przez

niego lawa

- krater – lejkowate zagłębienie

powstałe przez rozkruszenie

- ognisko magmowe –

kilkanaście km pod

powierzchnią Ziemi.

Wybuchy wulkanów występują zarówno na lądzie jak na dnach mórz.

Lawa składa się z krzemianów, tlenku krzemu, żelaza i gazów. Wyróżniamy następująca typy law:

• kwaśne (ostatni etap dyferencjacji) – duża lepkość, tworzą krótkie potoki. Powstają riolity, porfiry. Tworzą formy kopuł.

• zasadowe (bazaltowe) – mają niską lepkość, są ruchliwe, tworzą rozległe potoki. Temperatura wynosi od 850-1000ºC. Potoki lawy oziębiają się bardzo powoli, po miesiącu można obserwować jeszcze żarzenie, a po roku jest jeszcze gorąca.

Rodzaje erupcji wulkanicznych:

• linijne – wylewy z otwartych szczelin (z wulkanu Laki na Islandii w 1783r. wylało się 12,5km³ lawy), (w rzece Kolumbia w USA jest 500 000km² bazaltów o miąższości 1 km)

• centralne – magma wydobywa się z krateru. Jeśli wydobywa się sama lawa to mamy wulkany wylewne, a jeśli wydobywa się również materiał piroklastyczny to mamy wulkany eksplozywne

• arealne (powierzchniowe) – magma wydobywa się na większej powierzchni, pokrywa duże obszary, nie ma wtedy typowych wulkanów.

Rodzaje materiałów piroklastycznych:

• bomby wulkaniczne - objętość do 1m³

• wielkości orzecha włoskiego

• wielkości grochu

• piaski i popioły wulkaniczne

Pumeks – powstaje z wyrzuconych w powietrze pieniących się bryłek lawy. Jeżeli zdąży zastygnąć w powietrzu tworzy się bardzo porowaty, lekki materiał, który utrzymuje się na powierzchni wody.

Torf wulkaniczny – scementowany popiół wulkaniczny.

Pumeks i torfy to dobry materiał budowlany.

Skał magmowe wykazują tzw. cios. Wykazują one spękania (ciosy) w dwóch lub więcej kierunkach. Ujawniają one się w odsłonięciach, wietrzeniu i w czasie eksploatacji. Cios może być ukryty, jeżeli spękania są niewidoczne, lub widoczny. Powstaje najczęściej w czasie stygnięcia i kurczenia się skał. To spękanie nazywamy ciosem termicznym. Cios może także powstawać w czasie przemieszczenia, który nazywamy ciosem tektonicznym. Najpopularniejszy to cios bazaltu.

1. STAN TERMICZNY ZIEMI

Istnieją dwa źródła ciepła docierające do powierzchni Ziemi:

- promieniowanie słoneczne

- ciepło docierające z głębi skorupy ziemskiej

Skorupa ziemska jest bardzo złym przewodnikiem ciepła. W ciągu 4 500 000 000 lat istnienia Ziemia zachował ok. 20% swojego ciepła.

Zmiany dobowe temperatury powietrza atmosferycznego zaznaczają się do głębokości kilkudziesięciu cm . Temperatury średnie między latem a zimą zaznaczają się do głębokości 5-6m.

Na głębokości 15-20m mamy stałą temperaturę i jest to strefa neutralna. Na tej głębokości panuje średnia roczna temperatura danej miejscowości. Poniżej strefy neutralnej temperatura rośnie z tzw. stopniem geotermicznym.

Stopień geotermiczny – to liczba metrów, jaka przypada na wzrost temperatury skał o 1ºC. Odwrotnością stopnia geotermicznego jest gradien geotermiczny, który mówi, o ile rośnie temperatura w miarę zagłębiania się.

Wielkość stopnia geotermicznego jest zróżnicowana, np.

Budapeszt 15m/1ºC

Eafelnibo 22,9/1ºC

Górny Śląsk 35m/1ºC

Pisz 96m/1ºC

Średni stopień geotermiczny dla Zachodniej i Środkowej Europy wynosi 33m/1ºC.

Stopień geotermiczny działa do głębokości 60-70km, a poniżej się zwiększa.

Strumień cieplny Ziemi mierzy się w jednostkach strumienia ciepła (JSC).

1JSC = 1μcal∙cm^-2∙s^-1

- Stare platformy - 1 JSC

- Młodsze platformy - 1,5 JSC

- Młode fałdowania - 1,7 JSC

- Obszary młodego wulkanizmu kenozoicznego - 2,1 JSC

- Atlantyk - 1,4 JSC

- Pacyfik - 1,7 JSC

Od Słońca dostajemy 4,2∙10³ JSC

Źródłem ciepła w skorupie ziemskiej są:

• pozostałość ciepła (20%)

• rozpad pierwiastków promieniotwórczych

• intruzje magmowe

1. METAMORFIZM – PRZEOBRAŻENIE

Skały już powstałe mogą znaleźć się w warunkach wyższej temperatury i wyższego ciśnienia (od tych, w których powstała).

Minerał jest trwały w warunkach, w jakich powstał.

Te inne warunki wywołują szereg innych zmian w skałach (zmiany mineralne, chemiczne, teksturalne, strukturalne). Skały zmienione nazywają się skałami przeobrażonymi – zmetamorfizowanymi.

Procesy metamorficzne przebiegają w głębi skorupy ziemskiej (gdzie temperatura i ciśnienie są wyższe). Podwyższona temperatura może być odzwierciedleniem ogólnego gradientu geotermicznego albo wynikiem ognisk magmowych. Wysoka temperatura przyspiesza reakcje chemiczne.

Podwyższone ciśnienie pochodzi od:

1. ciężaru nakładu skał (ciśnienie statyczne)

jednokierunkowe (nie przekracza 3000atm)

1. procesów tektonicznych (ciśnienie dynamiczne)

Tektonika – część geologii, która zajmuje się ułożeniem warstw skorupy ziemskiej.

Procesy tektoniczne – procesy zaburzające położenie warstw skorupy ziemskiej

W głębi skorupy ziemskiej ciężar nadkładu wywołuje ciśnienie hydrostatyczne (wielokierunkowe). Na głębokości 50km wynosi ono 3000atm.

Rodzaje metamorfizmu:

• metamorfizm termiczny (kontaktowy) - ma miejsce wówczas, gdy skały dostaną się w bezpośrednie sąsiedztwo magmy. Nastąpić to może np. na skutek intruzji, tj. przemieszczenia się magmy w wyższe partie skorupy ziemskiej. Procesy metamorficzne przebiegają w strefie kontaktu, pod wpływem temperatury intrudującej magmy. Metamorfizm ten ma charakter lokalny. Wtedy powstają: piaskowce → kwarcyty, gnejsy, węgiel → grafit, wapienie → marmury.

• metamorfizm dyslokacyjny (dynamiczny) - przebiega w strefach fałdowych, gdzie skały podlegają dużemu ciśnieniu kierunkowemu. Czynnikiem dominującym jest tu ciśnienie, temperatura odgrywa rolę podrzędną. Pod wpływem tego procesu zachodzi kruszenie i rozcieranie skał przy nieznacznej rekrystalizacji i wolno przebiegających reakcjach chemicznych. Metamorfizm ten ma charakter lokalny. Powstają łupki krystaliczne.

• metamorfizm regionalny - obejmuje swoim zasięgiem wielkie obszary. Przebiega wtedy, gdy wskutek ruchów tektonicznych skały zostają pogrążone na znaczne głębokości, gdzie panuje duże ciśnienie i temperatura.

W tych trzech rodzajach metamorfizmu nie ma doprowadzonej żądnej substancji, więc skład chemiczny pozostaje bez zmian, ale zachodzą zmiany mineralne. Te trzy rodzaje metamorfizmu nazywamy metamorfizmem izochemicznym.

• metamorfizm metasomatyczny (allochemiczny) - ma miejsce wówczas, gdy do środowiska skalnego, podlegającego jednemu z powyżej opisanych rodzajów metamorfizmu doprowadzone zostaną z głębi roztwory i gazy. Substancje te indukują rozmaite reakcje chemiczne polegające na rozpuszczeniu i wypieraniu jednych minerałów przy jednoczesnym powstawaniu nowych, w skład których wchodzą substancje pochodzące z zewnątrz.

• metamorfizm progresywny - przebiega w kierunku osiągnięcia wyższego stopnia zmetamorfizowania skał. Jeżeli jednak skały już zmetamorfizowane, w warunkach wysokiego ciśnienia i temperatury zostaną szybko przemieszczone w strefę wyraźnie niższych temperatur i ciśnień to dochodzi wówczas do przeobrażeń wstecznych.

Procesy metamorficzne nie prowadzą do stopienia skały. Skały w procesach metamorficznych mogą być jedynie nadtopione lub przeniknięte procesami przetopienia.

Tekstury skał metamorficznych odznaczają się swoistym wykształceniem. Najczęściej

dochodzi do powstania tekstur kierunkowych:

1. Łupkowej, która jest wynikiem równoległego ułożenia minerałów blaszkowych (np. łyszczyków, chlorytów itp.), które występują w skale w dużej ilości. Powoduje to występowanie złupkowacenia, czyli rozdzielności na cienkie równoległe do tekstury, płaskie pakiety nie różniące się między sobą składem mineralogicznym.

2. Gnejsowej, powstającej w wyniku zróżnicowania składu mineralogicznego na warstwy skaleniowo-kwarcowe (zawierające także inne minerały) oraz na warstwy zasobne w łyszczyki, chloryty lub inne krzemiany warstwowe. Jeżeli skalenie lub kwarc osiągają znaczne rozmiary, to w zależności od ich kształtu wyróżnia się struktury oczkowe, soczewkowate, laminowane i inne.

W niektórych skałach metamorficznych, zwłaszcza powstających w strefie Kata, rozwijają się również struktury bezkierunkowe. Jeśli skały zmetamorfizowane pochodzą ze skał magmowych to są to ortołupki, a jeśli ze skał osadowych to są to parałupki.

Strefy metamorficzne:

• strefa epi (epizona) – strefa najpłytsza, temperatura ok. 300ºC. Ciśnienie kierunkowe. W strefie tej powstają skały o strukturze lepidoblasycznej, teksturze b dobrze uporządkowanej, kierunkowej, łupkowej. Są to najczęściej łupki metali - lepidoblasty ułożone równolegle względem siebie. Powstają łupki serycytowe, gnejsy, marmury i filyty.

• strefa mezo (mezozona) – znajduje się na średnich głębokościach skorupy ziemskiej (10-20km), temperatura ok. 500ºC. Powstają tam skały nemato i lepidoblastyczne o teksturach niezupełnie dobrze uporządkowanych. Oprócz ciśnienia pionowego (stressu) oddziaływuje też ciśnienie w znacznym stopniu boczne. Tworzą się w tej strefie amfibolity, marmury i gnejsy.

• strefa kata (katazona) – znajduje się w najgłębszych częściach skorupy ziemskiej towarzyszy jej wysoka temperatura (800ºC) i ciśnienie o charakterze hydrostatycznym. Powstają w niej skały o strukturach w przewadze granoblastycznych i teksturach nieuporządkowanych. Tworzą się w niej granulity i eklogity, a także marmury i gnejsy.

Strefy metamorfizmu	Struktury	Skały wyjściowe
		granity sjenity
EPI	lepidoblastyczna granoblastyczna nematoblastyczna	łupki serycytowe
MEZO	lepidoblastyczna granoblastyczna nematoblastyczna	ortognejsy
KATA	granoblastyczna

Struktura skał metamorficznych jest zawsze w pełni krystaliczna, ponieważ składniki niekrystaliczne skał pierwotnych krystalizują, a składniki krystaliczne powiększają się. Nowe minerały są zawsze kryształami. Kryształy rozwinięte w warunkach metamorfizmu nazywa się blastami, a struktury – blastycznymi. Struktury dzielimy:

• ze względu na grubość blastów:

- gruboblastyczna

- średnioblastyczna

- drobnoblastyczna

• ze względu na wzajemne stosunki wielkości blastów:

- homeoblastyczna – kiedy blasty mają zbliżone rozmiary

- heteroblastyczna – kiedy wielkość blastów jest zróżnicowana

• ze względu na pokrój blastów:

- granoblastyczna – pokrój blastów mniej więcej izometryczny

- lepidoblastyczna – przeważają blasty o pokroju blaszkowym

- nematoblastyczna – blasty o pokroju wydłużonym

1. CZYNNIKI ZEWNĘTRZNE

• WIETRZENIE

Wietrzenie – to proces niszczący, wywołany przez działanie powietrza atmosferycznego, słońca i wody prowadzący do rozpadu i rozkładu skał na powierzchni Ziemi.

• rozpad – jest powodowany przez czynniki fizyczne (mechaniczne)

• rozkład – jest powodowany przez czynniki chemiczne

Wietrzenie zachodzi na powierzchni Ziemi, w strefie, gdzie zaznacza się oddziaływanie Słońca, atmosfery i wody. Ta strefa to tzw. strefa wietrzenia (przy powierzchni Ziemi), sięgająca od kilku metrów do kilkunastu km (wtedy oddziaływuje woda).

W wyniku rozdrobnienia materiału skały, część tego materiału zostaje rozpuszczona i odprowadzona. Część materiału zostaje na miejscu (jest to zwietrzelina albo residuum).

Wietrzenie zmniejsza spoistość skał i przez to ułatwia oddziaływanie innym czynnikom geologicznym (głównie wodzie). Płynąca woda usuwa produkty wietrzenia i wietrzenie postępuje dalej.

Wietrzenie odgrywa bardzo ważną rolę w krążeniu pierwiastków w przyrodzie.

• wietrzenie fizyczne

Procesy wietrzenia fizycznego prowadzą do rozdrobnienia skał i minerałów, nie powodują natomiast zmian w ich składzie chemicznym. Przebieg procesów wietrzenia fizycznego warunkowany jest aktywnością takich sił niszczących jak woda, temperatura, działalność lodowców i wiatrów.

Czynniki:

1. insolacja – zmiany temperatury prowadzą do ziarnistego rozpadu skał (dezintegracja granuralna), łuszczenia skał i rozpadu blokowego

2. działanie mrozu (zamróz) – woda w szczelinach skał kiedy zamarznie to rozsadza skałę. Zamróz sięga najgłębiej (w Polsce nie głębiej niż 1,5m)

3. parowanie – skała kiedy paruje to oddaje ciepło i ulega wietrzeniu

4. mechaniczne oddziaływanie organizmów roślinnych i zwierzęcych – rozrastające się korzenie mogą doprowadzić nawet do rozsadzenia litych skał

• wietrzenie chemiczne

Wietrzeniem chemicznym nazywamy procesy chemicznego rozkładu, w trakcie których dochodzi do rozpuszczania i uwalniania składników oraz syntezy nowych minerałów bądź pozostawiania trwałych produktów końcowych rozpadu. Zachodzące przemiany są skutkiem ekspozycji skał i minerałów na warunki atmosferyczne, często skrajnie różne od warunków ich powstawania. Działanie agresywnych czynników środowiskowych, takich jak woda, tlen i CO₂, wyzwala spontaniczne reakcje chemiczne w obrębie wietrzejącego materiału.

Wietrzenie chemiczne jest naturalnym następstwem wietrzenia fizycznego. Skały, które uległy mechanicznemu rozkruszeniu są łatwo penetrowane przez wodę. W jej obecności składniki najłatwiej rozpuszczalne ulegają rozpuszczeniu i wymyciu. W miarę intensyfikacji tego procesu środowisko wietrzenia ulega wzbogaceniu w składniki słabiej rozpuszczalne, tlen i grupy hydroksylowe.

Powstające produkty wietrzenia (minerały wtórne, substancje bezpostaciowe) są

znacznie bardziej stabilne od materiałów macierzystych i pozostają w stanie względnej równowagi z czynnikami atmosferycznymi.

Reakcje rozpadu minerałów charakteryzują się dużą dynamiką wymiany składników ze

środowiskiem wietrzenia, tzn. składniki te są ciągle usuwane bądź dostarczane. Powstawanie określonych minerałów możliwe jest jedynie wtedy, gdy wszystkie niezbędne w tym celu atomy i jony są obecne i względnie nieruchliwe.

Czynniki:

1. woda opadowa (zawierająca tlen, azot, dwutlenek węgla), wsiąka w głąb, rozpuszcza części mineralne i takie aktywne czynniki, które prowadzą do dalszego wietrzenia. Rozpuszczanie przez wodę jest intensywniejsze, jeśli jest wyższa temperatura.

2. kwas węglowy, siarkowy – atakują skały złożone z kwarców i węglanów, również z krzemianów, atakują tez glinokrzemiany. Działalność tych czynników powoduje:

• uwęglanowienie (karbonatyzacja)

• utlenienie (oksydacja)

• uwodnienie (hydratacja)

• odtlenienie (redukcja)

Karbonatyzacja. Kwas węglowy jest słabym kwasem powstającym w wyniku reakcji CO₂ z wodą. Dwutlenek węgla w środowisku wietrzeniowym pochodzi częściowo z atmosfery, a częściowo z reakcji biologicznego oddychania i rozkładu materii organicznej. Roztwór kwasu węglowego działa na minerały silniej niż czysta woda. Powstające w wyniku karbonatyzacji produkty są znacznie łatwiej rozpuszczalne niż minerał macierzyste. Proces karbonatyzacji szczególnie silnie zaznacza się w przemianach kalcytu, w wyniku których dochodzi do powstawania rozpuszczalnego wodorowęglanu. W skałach krystalicznych i metamorficznych całkowitemu rozkładowi mogą ulec skalenie i biotyt, natomiast muskowit rozsypuje się, a kwarc rozpada się na „kaszę” mineralną.

Utlenianie. Utlenianie w procesach wietrzenia rozumieć należy zarówno jako reakcje minerałów z tlenem jak i zmiany wartościowości występujących w ich sieci krystalicznej metali (tzn. zmiany związane z przyjmowaniem lub oddawaniem przez nie elektronów). Za doskonały przykład posłużyć tu mogą przemiany minerałów zawierających żelazo. Jeżeli w sieci krystalicznej występują jony żelaza dwuwartościowego i ulegną one utlenieniu do form trójwartościowych, to pozostałe składniki sieci muszą dostosować się do zaistniałej sytuacji. Prowadzi to do osłabienia struktury kryształu, który ulega rozkruszeniu i rozkładowi. Utlenianie zaznacza się na ostrych krawędziach materiału zwietrzałego fizycznie. Produkty: czarny magnetyt → czerwony hematyt, siarczki → siarczany.

Hydratacja. Polega ona na wiązaniu powstałych w wyniku dysocjacji wody jonów H⁺ i OH^- przez strukturę kryształu. Hydratacja łyszczyków prowadzi do wnikania części jonów H⁺ i OH^- w przestrzenie miedzypakietowe. Skutkiem tego jest rozszerzenie sieci kryształu i zwiększenie jego porowatości, co z kolei przyspiesza inne procesy rozkładu. Reakcje hydratacji powodują przemianę minerału bezwodnego w uwodniony i słabo uwodnionego w silnie uwodniony. Produkty: anhydryt → gips (zwiększa swoją objętość o 33%), czerwony hematyt → limonit.

Odtlenianie. W tym procesie wietrzenia uczestniczą głównie bakterie.

Procesy wietrzenia zachodzą również na dnie morza. Woda morska rozkłada minerały i skały, bo zawiera dwutlenek węgla i substancje organiczne. Substancje zwietrzałe i odłożone na dnie morza nie ulegają już wietrzeniu. Do wietrzenia podmorskiego przyczyniają się również organizmy. Produkty wietrzenia podmorskiego:

1. czerwony ił głębinowy – zajmuje wielkie obszary Pacyfiku, składa się z koloidalnego, uwodnionego krzemianu glinowego oraz tlenku żelaza i manganu.

2. bentonit – biały, kremowy utwór, mający właściwość pobierania wody w ilości 8-krotnie większej niż jego objętość. Składa się z minerału ilastego (mounmorillonit), powstaje z wietrzenia szkliwa wulkanicznego.

3. glaukonit – minerał zielony, drobnokrystaliczny, występuje w piaskowcach; skomplikowany pod względem chemicznym. Powstaje na głębokości około 1000m. powstaje tam, gdzie jest wolna sedymentacja.

PRODUKTY WIETRZENIA NA LĄDZIE:

• różnego typu przeobrażenia (skalenie → minerały iłowe; krzemionka → roztwór krzemowy; potas, wapń, sól→węglany).

• piargi – gruzowa zwietrzelina skalna, nie utrwalona przez roślinność, gołoborza – rumowiska skalne, powstałe wskutek wietrzenia skał twardych (Góry Świętokrzyskie).

• eluwium (glina zwietrzelinowa) – utwór złożony z nierozpuszczalnych związków (kwarc, muskowit) pozostający na miejscu. Glina zawiera często domieszkę piasku, węglanów - wapniowego i magnezowego, siarczanu glinowego, miki, substancji organicznych. Plastyczna po zarobieniu wodą.

• kaolin – tworzy się na skałach zawierających skalenie lub innych krzemianach zawierających gliny. Powstaje łatwiej w klimacie ciepłym i wilgotnym, gdzie jest w miarę dużo dwutlenku węgla.

• lateryt – jest to mieszanina wodorotlenków glinu i żelaza ze zmienną ilością wody. Jest utworem twardym, nieelastycznym, nieprzepuszczalnym dla wody. Barwa najczęściej ceglastoczerwona, ale może być również biała, żółta lub brunatna, w zależności od rodzaju podłoża, na którym się wytworzył. Powstaje jako bezpośredni produkt procesu lateryzacji. Pokrywy laterytu zajmują olbrzymie obszary w strefach tropikalnych Afryki, Azji, Australii, Ameryki Środkowej i Południowej, a grubość ich pokładów dochodzi do 50 m. Współcześnie tworzy się na terenach Afryki oraz Półwyspu Indyjskiego.

• terra rossa – występuje głównie na wapieniach i dolomitach. Stanowi mieszaninę wodorotlenków żelaza i glinu. Związki żelaza występujące w terra rossie nadają jej barwę ceglastoczerwoną lub brunatną. Utwór nieprzepuszczalny dla wody. Stanowi residuum (pozostałość) powstające w procesie wietrzenia skał węglanowych. Rozpuszczalny węglan wapnia zostaje wyługowany ze skały, natomiast związki nierozpuszczalne nie są wymywane i pozostają w miejscu tworząc pokład terra rossy. Występuje w basenie Morza Śródziemnego, w USA (Appalachy), Rosji i Indiach. W Polsce spotykana reliktowo na terenach krasowych, gdzie wypełnia szczeliny i jaskinie krasowe, m.in. w Górach Świętokrzyskich (Kadzielnia) oraz w okolicach Krakowa (Dębnik). Obecnie pokłady terra rossy tworzą się na obszarach zbudowanych ze skał wapiennych i dolomitycznych znajdujących się w strefie ciepłego i wilgotnego klimatu (np. region śródziemnomorski). Jest to typowy utwór embrialny.

• boksyt (nazwa pochodzi od francuskiego miasta Baux) – skała osadowa, podstawowy surowiec do otrzymywania glinu. Zawiera najczęściej domieszkę krzemionki oraz tlenków żelaza i tytanu, powstaje w wyniku rozkładu glinów i iłów, a również piaskowców arkozowych. Jest to jedyny surowiec naturalny do produkcji aluminium. Największe złoża boksytu znajdują się w Australii, Surinamie, Gujanie, a także we Francji (Prowansja).

ZALEŻNOŚĆ WIETRZENIA OD KLIMATU:

• klimat polarny – w porze zimnej panuje praktycznie tylko wietrzenie mechaniczne (zamróz), natomiast w porze ciepłej pojawia się wietrzenie chemiczne. Okruchy mają charakter krawędziowy. Powstają tzw. kamienne pięciokąty. Produkty: piargi, gliny, rumosze.

• klimat umiarkowany – w lecie panuje wietrzenie chemiczne , a zimą wietrzenie mechaniczne (zamróz) i insolacja. Produkty: piargi, glina zwietrzelinowa, rumosze. Klimat stepowy – powstaje więcej substancji ilastych.

• klimat pustynny – wietrzenie mechaniczne wywołane insolacją. Powstają produkty dezintegracji chemicznej.

• klimat tropikalny – przeważa wietrzenie chemiczne. Następuje rozkład krzemianów, gliny zwietrzelinowe zawierają kaolinit. Pokrywy zwietrzelinowe bardzo grube, dochodzące do 100m. Produktem wietrzenia są również gleby.

W wyniku wietrzenia powstają różne, bardzo ciekawe okazy skał (np. Maczuga Herkulesa)

1. DZIAŁALNOŚĆ GEOLOGICZNA RZEK

Masa i prędkość rzeki tworzą energię, która pozwala rzece wykonywać pracę. Praca geologiczna

rzeki polega na erodowaniu (niszcząca praca rzeki – żłobienie, niszczenie), transportowaniu i akumulacji osadu (działanie twórcze). Większą część energii rzeki zużywają na tarcie między cząsteczkami i między korytem i brzegami.

Niszczące działanie rzeki polega na zdolności unoszenia skał i zależy od jej siły transportowej.

Siła transportowa zależy od:

• prędkości wody (zależy od spadku, przeważnie malejącego z biegiem rzeki oaz ilości wody płynącej, która wzrasta z jej biegiem)

• przekroju popychanych fragmentów

• masy wody

Największe znaczenie ma prędkość rzeki i od niej zależą efekty jej pracy.

Narzędziem erozji jest materiał, który rzeka unosi. Gdyby rzeki nie unosiły materiałów, to ich działalność byłaby znacznie mniejsza.

Przykładowe spadki rzek:

• nizinnych 0,05‰ – 0,20‰ [5 – 20cm/km)

• Wisła w okolicach Warszawy 0,12‰

• rzeki górskie 25‰ – 45‰

TRANSPORT MATERIAŁÓW

Do rzeki dostaje się materiał zniesiony przez wody deszczowe poprzez spełzywanie lub osuwanie się zboczy. Płynąca woda przenosi z miejsca na miejsce okruchy napotkane na w korycie. Materiał w rzece może być przenoszony w następującym stanie:

• w stanie roztworu

• w stanie zawieszenia (suspensji)

• w stanie wleczenia i toczenia po dnie (stan trakcji).

Całkowita ilość materiałów w wyżej wymienionych stanach jest tzw. obciążeniem lub ładunkiem rzeki. W zależności od posiadanej energii rzeka ma określoną zdolność transportową (nośność). Nośność jest określona obciążeniem rzeki. Na nośność większy wpływ ma objętość wody niż jej prędkość.

Rzeka o tej samej energii może być zdolna do transportu większej ilości materiału.

Ilość materiału niesionego przez rzekę wzrasta tak jak prędkość do kwadratu. Od zdolności transportowej należy odróżnić wydolność rzeki, która wyrażana jest wielkością lub ciężarem przenoszonego materiału i zależy od prędkości rzeki oraz jest proporcjonalna do szóstej potęgi prędkości.

Na kuli ziemskiej ilości substancji rozpuszczonych niesionych przez rzeki jest szacowana na około 2440 mln ton. Ilość substancji rozpuszczonych niesionych przez rzeki w Polsce wynosi ok. 0.5kg/m³.

Substancji zawieszonych jest na ogół dwa razy więcej niż substancji rozpuszczonych. Mają one wymiary drobnego piasku, mułów czy iłów. Prędkość ich zależy od zawirowań i lepkości wody. Rzeka, która niesie dużo materiałów zawieszonych jest mętna (2-3km/m³) [rzeka czysta kilka gram na m³]. Rekordową ilość substancji zawieszonych posiada rzeka Hoango – Ho (rzeka Żółta) w Chinach (40kg/m³). Wisła w okolicach Krakowa ma 150g/m³ substancji zawieszonych.

Zależność erozji, transportu i akumulacji od prędkości wody w rzece i wielkości materiału.

PRĘDKOŚĆ EROZYJNA

Aby wprawić w ruch okruch pochodzący z koryta, rzeka musi mieć odpowiednią prędkość, po to, aby pokonać opór i ciężar okruchu. Jeśli okruch zostanie uniesiony, to opór, który dawał powoli zanika.

Rodzaje erozji rzecznej:

• erozja wsteczna – cofa się obszar źródłowy rzeki (wydłuża się bieg rzeki, maleje jej energia, rzeka łagodnieje). Konsekwencją cofania się obszaru źródłowego jest kaptaż rzeczny, który polega na tym, że rzeka silniej erodująca wstecz może wedrzeć się w dorzecze innej rzeki erodującej wolniej i przechwycić część wód jej dorzecza.

• erozja denna – polega na niszczeniu przez rzekę dna (koryta). Przemieszczanie się elementów dna rzeki na skutek prądów wzdłużnych wody w korycie rzeki. Erozja denna może powodować powstawanie poprzecznych do koryta rzeki wypłyceń lub progów wodnych. Narzędziem jest woda i materiał toczony lub zawieszony przez rzekę. Konsekwencją jest obniżenie się dna doliny rzeki. W wyniku erozji dennej powstają doliny V-kształtne. Erozja denna przebiega w górnym biegu rzeki, tam, gdzie rzeka ma największą energię. Rzeka w procesie erozji dennej dąży do osiągnięcia profilu równowagi. Profil równowagi – takie położenie dna rzeki, w którym rzeka nie eroduje i nie akumuluje, a jedynie unosi materiał pochodzący z wietrzenia.

• erozja boczna – polega na niszczeniu przez rzekę brzegów koryta. Rozmywanie brzegów rzeki na skutek poprzecznych prądów w korycie rzeki i niejednakowego na całej szerokości prądu wzdłużnego. Erozja boczna może powodować przesuwanie się koryta rzeki lub obrywanie się bocznych, zwłaszcza stromych brzegów. Konsekwencją jest poszerzanie dna doliny i powstawanie równiny nadrzecznej. Rzeka tworzy zakola (tzw. meandry). Meander - wygięcie koryta rzeki, charakterystyczne dla rzek nizinnych. Zaczątkiem meandra może być ławica piaszczysta, na której osadza się drobny materiał transportowany przez rzekę, co zmienia przepływ strumienia wody, i nierównomierne podcinanie brzegów (meander ma brzegi strome po stronie zewnętrznej i łagodne po wewnętrznej). Z czasem rzeka tworzy nowe koryto, odcinając meander, który stopniowo zamienia się w starorzecze.

Erozja wgłębna, boczna i akumulacja - występowanie na pewnych odcinkach rzeki.

DZIAŁALNOŚĆ NISZCZĄCA RZEK:

W górnym biegu rzeki spadek jest największy. Przeważa silna erozja wgłębna. Rzeka bardzo silnie żłobi skały, pogłębiając koryto i tworząc strome doliny w kształcie litery V.
Przy wzmożeniu się erozji wgłębnej rzeka wcina się głębiej w dno doliny, a resztki dawnego dna tworzą terasy rzeczne (erozyjne). Szybkość erozji rzecznej zależy od rodzaju skał. Im skały są twardsze, odporniejsze, tym procesy erozyjne zachodzą wolniej.
Różnice w odporności skał podłoża, po którym płynie rzeka, powodują, że powstają: progi,

bystrza i wodospady.
Prędkość rzeki nie jest jednakowa na całej szerokości koryta. Najszybciej płynie ona nad najgłębszym miejscem swojego koryta - w nurcie (prędkość rzeki w nurcie jest od 1,2 do 2 razy większy niż średnia prędkość rzeki).
Nurt przerzuca się z jednej strony koryta na drugą, niszcząc podrywane przez siebie brzegi - jest to erozja boczna. Rzeka transportuje bardzo dużo luźnego, grubego materiału skalnego ze zboczy i z wyerodowanego koryta.

W środkowym biegu rzeki spadek maleje. Rzeka prowadzi większą ilość wody. Nad erozją wgłębną zaczyna przeważać transport drobniejszego materiału skalnego. Zaczyna dominować erozja boczna - tworzą się meandry. Rzeka zaczyna płynąć zakolami. Zakola stale się powiększają, dochodzi do ich przerwania i rzeka prostuje swój bieg. Odcięta zaś część starego zakola staje się jeziorem zwanym starorzeczem.
Powstaje dolina płaskodenna, tj. dolina V- kształtna przeobrażona przez erozję boczną rzeka rozszerza swoją dolinę. Rzeka zaczyna meandrować - dolina płaskodenna (U).

W dolnym biegu rzeki przepływ wody jest bardzo duży. a spadek mały. Rzeka transportuje coraz wolniej niesiony materiał, akumulując go na równinie zalewowej lub przy ujściu. W tym odcinku biegu rzeki jest dolina nieckowata (U). Transport materiału polega na wleczeniu go po dnie, materiał płynie w zawiesinie, rozpuszczony płynie po powierzchni rzeki.
Wzdłuż całego biegu rzeki następuje segregacja materiału:
- w gardzieli pozostaje głazowy materiał,
- w dolinie - żwiry, piaski,
- w dolnej części piaski pylaste i muły.
- w obrębie ujścia muły i drobne piaski.

Charakter ujścia rzeki zależy nie tylko od samej rzeki, lecz również od ukształtowania dna zbiornika, do którego uchodzi oraz od ruchów wód morskich:
- ujście deltowate - gdy zbiornik, do którego uchodzi rzeka jest płytki i nie występują przy jego brzegach silne prądy ani pływy. Materiał rzeczny osadza się wtedy przy brzegu, nadbudowuje dno zbiornika aż do powierzchni wody. Rzeka wydłuża wtedy swój bieg, rozdziela się na szereg ramion, a z osadów buduje na powierzchni stożek napływowy - deltę.
- ujście lejkowate - powstaje w strefach pływów; wdzierająca się w koryto rzeki fala przypływu niszczy jego brzegi i rozszerza je, nadając im kształt lejka. Wraz z odpływem materiał zostaje wynoszony daleko od brzegu. Powstają takie ujścia wtedy, gdy rzeki kończą swój bieg w głębokim morzu.

Przełom rzeki, fragment doliny rzecznej, gdzie następuje jej przewężenie, dno jest wąskie, a zbocza strome, często urwiste. Przełom powstaje w miejscu, gdzie wody rzeczne napotykają przeszkodę (wzniesienie) i przecinają ją, żłobiąc swe koryto. Wyróżnia się przełomy:

1. przelewowy, utworzony w miejscu, gdzie wody rzeki zostały spiętrzone w naturalne jezioro, a następnie przelały się, tworząc nowy odcinek doliny (np. przełom Warty koło Częstochowy)

2. regresyjny, powstały przez cofnięcie się źródeł rzeki i rozcięcie działu wód (np. przełom Soły przez Beskid Mały)

3. antecedentny (przetrwały), powstały wtedy gdy na danym odcinku doliny występowały ruchy wypiętrzające skorupy ziemskiej, ale rzeka zdążyła zerodować teren i dzięki temu utrzymała dotychczasowy bieg (np. przełom Dunaju między Karpatami a Górami Wschodnioserbskimi)

4. epigeniczny (odziedziczony), powstały na obszarze, gdzie pierwotnie dawniej płynąca rzeka rozcięła wzniesienie, następnie cały teren został zasypany osadami i nowa sieć rzeczna stopniowo wcinała się w podłoże, a dotarłszy do rozciętego uprzednio wzniesienia utworzyła przełom

5. epigenetyczny, różniący się od epigenicznego tym, że nowa rzeka rozcięła kopalne wzniesienie nie rozcięte uprzednio (np. przełom Dunaju przez Masyw Czeski)

6. strukturalny, powstały w miejscu występowania w dolinie szczególnie odpornych skał (np. przełom Wisłoka przez pas Pogórzy).

AKUMULACJA RZECZNA

Aluwia, nanosy rzeczne, okruchy skalne (żwiry, piaski i muły) transportowane i osadzane przez rzekę w dolinie rzecznej. Aluwia gromadzą się najintensywniej w miejscach, gdzie następuje zmniejszenie zdolności transportowych rzeki, na skutek spadku prędkości jej przepływu, a więc głównie w jej dolnym biegu, na tarasach podczas opadania fali powodziowej oraz przed naturalnymi lub sztucznymi zaporami. Skład i rodzaj aluwiów zależą od budowy geologicznej dorzecza, klimatu oraz zdolności transportowej rzeki. Gromadzone w aluwiach minerały tworzą aluwialne złoża okruchowe. W aluwiach gromadzą się niekiedy ciężkie i odporne chemicznie minerały, np.: złoto rodzime, diament, kasyteryt. Podstawową cechą aluwiów rzecznych jest ich warstwowanie. Warstwy nachylają się zgodnie z biegiem rzeki, składają się z różnego materiału, mają charakter przekątny. Wpływ na warstwowanie ma prędkość przepływu wody.

Akumulacyjna działalność rzek ogranicza się do koryta i niektórych miejsc doliny. Efektem akumulacji są tzw. utwory korytowe (piaszczyste dno i brzegi). Kolejnym utworem akumulacji rzecznej są tzw. wyspy aluwialne. Konsekwencją powstawania takich wysp jest poszerzanie się brzegów rzeki.

Wyspy aluwialne są bardzo często wykorzystywane do budowy zapór, tam a nawet elektrowni wodnych na rzekach.

W korycie rzeki i na całej długości jej biegu ma miejsce segregacja materiałów przez nią niesionych. Wzdłuż długości biegu rzeki otoczaki się stopniowo zmniejszają i zaokrąglają.

– lustro wody

– dno

otoczaki

Szczególną formą akumulacji rzecznej są tzw. stożki napływowe. Powstają one w efekcie nagromadzenia luźnego materiału niesionego przez wody płynące, w tych miejscach, gdzie rzeka traci swoją siłę transportową.

Kolejną formą akumulacji rzecznej są delty rzek. Delta, forma akumulacji rzecznej powstała w miejscu ujścia rzeki do wód zatoki morskiej lub jeziora. Rzeka łącząc się ze spokojnymi wodami zbiornika stanowiącego jej ujście, traci swą moc transportową i osadza cały, niesiony prądem, materiał skalny. W obszarze delty rzeka dzieli się zwykle na szereg odnóg, często zmienia bieg. Pomiędzy ramionami delty tworzą się zwykle płytkie jeziora lub bagna. Delta narasta najszybciej wzdłuż ramion, przybierając nieregularny, rozgałęziony kształt tzw. delty palczastej (np. Pasłęka). W przypadku, gdy w zbiorniku końcowym istnieją silne prądy przybrzeżne niszczące występy delty, tworzy się tzw. delta wyrównana (np. Pad).

Tarasy rzeczne (terasa rzeczna) – powstają w wyniku erozyjnej i akumulacyjnej działalności rzek. Na terasach rzecznych najczęściej powstają miasta i osiedla. Powstawanie tarasów:

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

2. akumulacyjne, powstałe w efekcie wypełnienia dna doliny osadami aluwialnymi, a następnie wcięcia się w nie koryta, przy czym rozcięcie nie dochodzi do skały litej w podłożu (jest to najczęściej występujący rodzaj terasy na obszarze Polski)

3. cokołowe, powstałe w wyniku erozji bocznej

4. włożone, powstałe w skutek kolejnego rozcinania i akumulacji

5. terasy powstałe w podobny sposób, ale z korytem, które rozcięło całą warstwę aluwiów i wcięło się w litą skałę, nazywane są terasami akumulacyjno-erozyjnymi. Odrębnymi rodzajami teras akumulacyjnych są terasy kemowe, powstające pomiędzy krawędzią topniejącego lodowca a zboczem doliny, oraz terasy sandrowe, powstałe w wyniku cofania się czoła lodowca, z którego wypływa rzeka osadzająca sandr.

1. GEOLOGICZNA DZIAŁALNOŚĆ LODOWCÓW

Geologiczna działalność lodowców ma bardzo duże znaczenie w kształtowaniu powierzchni Ziemi. Działalność ta jest związana z wysokimi górami i obszarami podbiegunowymi.

Lodowce i wieczne śniegi pokrywają 10,5% powierzchni lądów na globie ziemskim (16mln km²). Tylko 0,5% przypada na wysokie góry, reszta to lądolody. Objętość masy lodowej wynosi 29mln km³.

Gdyby w tej chwili wytopiły się wszystkie lodowce to poziom oceanu światowego podniósłby się o 70 metrów.

Lodowce powstają tam, gdzie objętość opadu śniegu jest większa niż objętość topniejącego śniegu latem. Takie obszary panują powyżej granicy wiecznego śniegu (wysokość, powyżej której utrzymuje się stała pokrywa śnieżna i mogą tworzyć się lodowce, zależy od szerokości geograficznej). W rejonie równika jest ona na poziomie 5km a na biegunach na poziomie morza. Na lodowce ma też wpływ ekspozycja (położenie w kierunku stron świata i kierunku wiejących wiatrów). W Himalajach na północnych stokach granica wiecznego śniegu zaczyna się od 5200m, a na południowych od 6000m. W Tatrach granica wiecznych śniegów zaczyna się od 2200m, ale nie ma tam lodowców na stromych zboczach.

Lodowce nie powstają na Syberii, gdzie średnia temperatura roczna wynosi -9ºC, ponieważ występuje tam krótkie, ale bardzo intensywne lato, podczas którego śniegi topnieją.

• Mechanizm powstawania lodowca:

  • W świeżo spadłym śniegu powietrza wypełnia 90% jego powierzchni

  • W wyniku nadtapiania się śniegu, powstają ziarna o objętości 1-2mm i powstaje tzw. szreń (firn). Powietrze w firnie zajmuje 40-60% objętości, a 1m³ firnu waży 350-400kg

  • Pod ciężarem kolejnych warstw śniegu szreń zamienia się w lód firnowy. W lodzie firnowym powietrze zajmuje 20-30% objętości, a 1m³ tego lodu wynosi 650-750kg

  • Dalej lód firnowy zamienia się w lód lodowcowy, w którym powietrze zajmuje 2-10% objętości, a waga 1m³ wynosi 900-1000kg.

Aby powstał 1m³ lodu lodowcowego trzeba około 12m³ świeżego śniegu.

Rodzaje lodowców: Lodowiec górski, rodzaj lodowca o ograniczonym zasięgu i długości, powstający w obszarach górskich. Lodowiec górski składa się z pola firnowego, znajdującego się powyżej granicy wiecznego śniegu, gdzie zachodzi gromadzenie się śniegu i przeobrażanie go w lód, oraz ze spływającego w dół i stopniowo topniejącego jęzora lodowcowego, zakończonego czołem lodowca. Stosunek powierzchni pola firnowego do jęzora lodowca wynosi 3:1. Wyróżnia się dwie strefy lodowca: dolna (strefa ruchu lub płynięcia lodowca) i górna (nieruchoma). Między tymi strefami powstają strefy spękania. Wyróżniamy kilka typów lodowców górskich: 1) lodowiec dolinny, z polem firnowym w obrębie dna doliny i pojedynczym jęzorem poniżej. 2) lodowiec alpejski, z szeregiem pól firnowych, z których spływają jęzory łączące się w jeden w głównej dolinie. 3) lodowiec karowy, z samym polem firnowym, w którym tyleż lodu się gromadzi, co topnieje, w efekcie nie występuje jęzor lodowcowy. 4) lodowiec wiszący, położony w obrębie stromego stoku (lodospad). 5) lodowiec tukierestański, z samym jęzorem lodowcowym (bez pola firnowego), zasilanym bezpośrednio z opadów śniegu i lawin zsuwających się ze zboczy. 6) lodowiec fieldowy albo norweski, z polem firnowym zajmującym spłaszczony szczyt góry lub wysoko położony płaskowyż i kilkoma jęzorami lodowcowymi spływającymi w różnych kierunkach. Większe lodowce fieldowe nazywane są czaszami lodowymi. Lodowce te są początkiem lodowców kontynentalnych. 7) lodowiec spitsbergeński, z siecią połączonych ze sobą lodowców górskich, spomiędzy których wystają wyższe wzniesienia jako nunataki. 8) lodowiec piedmontowy, inaczej podgórski, powstający z połączenia w jedną pokrywę lodową kilku jęzorów, spływających z gór na ich przedpole.

Lądolód, lodowiec kontynentalny, rozległa, jednolita pokrywa lodowa, zajmująca cały kontynent bądź znaczącą jego część, również wielką wyspę. Lądolód porusza się od największego wzniesienia we wszystkich kierunkach. Współczesne lądolody występują na Antarktydzie i na Grenlandii, zajmując łącznie ponad 15 mln km² i posiadając do 4 km miąższości. W przeszłości lądolody zajmowały znacznie większe obszary lądowe, np. w plejstocenie lądolody pokryły północną i środkową część Ameryki Północnej, blisko połowę Europy i znaczną część Azji. W karbonie lądolody występowały m.in. na obszarach dzisiejszej Australii i południowej Afryki. Po stopnieniu lądolodu powstaje na powierzchni ziemi charakterystyczny zespół form polodowcowych.

Najlepiej zbadany jest lodowiec Grenlandii (1,7mln km², maksymalna grubość lodowca wynosi 3km, średnia miąższość lodowca wynosi 1500m). Zajmuje on 90% powierzchni wyspy. Jęzory lodowca dochodzą do samego morza, gdzie się odrywają tworząc kry lodowe i spływają pchane przez prądy na południe, gdzie topnieją. Największym lodowcem na Ziemi jest lodowiec kontynentalny Antarktydy (13mln km²). Średnia miąższość wynosi tam 2020m, a maksymalna 4km.

• Mechanizm przesuwania się lodowca do przodu:

Lodowce wydają się nieruchome. Okazuje się jednak, ze mogą się poruszać i to dość szybko. Na ogół ruch ten jest ledwie dostrzegalny i może odbywać się z prędkością poniżej 30 centymetrów na dobę, jednak niektóre lodowce posuwają się ze stałą prędkością przekraczającą 15 metrów dziennie. Czasem, z dość złożonych powodów, ruch lodowca może ulec przyspieszeniu i wówczas jego prędkość na przestrzeni wielu kilometrów dochodzić może do 100 metrów na dobę. Aby lodowiec zaczął się poruszać, jego grubość musi osiągnąć około 60 metrów. Wówczas, pod olbrzymim ciśnieniem, kruchy w normalnych warunkach lód, zaczyna płynąć niczym zimna, plastyczna masa. Ruch ten jest częściowo wywołany siłą grawitacji, a częściowo poślizgiem występującym między stykającymi się kryształami lodu. Pewną rolę odgrywa również topnienie lodowca na styku z podłożem, które znacznie zmniejsza tarcie. Lód topi się tam wskutek wysokiego ciśnienia, które przy dnie lodowca sięgać może 30 kilogramów na centymetr kwadratowy.
   Górne warstwy lodu, które znajdują się pod dużo mniejszym ciśnieniem, pozostają kruche, toteż łatwo pękają pod wpływem naprężeń. Gdy lodowiec przekracza przeszkodę lub rozpoczyna przyspieszony spływ, na jego powierzchni tworzą się czasem olbrzymie szczeliny, których głębokość osiąga nawet 50 metrów. Lodowiec spływając, osiąga w końcu wysokość, poniżej której lód u jego czoła zaczyna topić się i parować. Gdy ilość lodu ubywającego u czoła lodowca równa jest ilości lodu gromadzącego się w jego górnej części, czoło lodowca zaczyna się cofać. U wytapiającego się czoła lodowca tworzą się nagromadzenia gruzu skalnego zwane morenami.

• Mechanizm cofania się lodowca:

Topnienie lodowca, ablacja lodowca, proces zachodzący w części lodowca położonej poniżej linii wiecznego śniegu, polegający na zmniejszaniu się masy lodowca na skutek topnienia i parowania. Głównymi przyczynami topnienia lodowca są: 1) nasłonecznienie (insolacja), powodujące m.in. nagrzewanie się kamieni (moreny) na powierzchni lodowca, 2) oddziaływanie ciepłych mas powietrza i ciepłych wiatrów, 3) opady deszczu, 4) działalność wód lodowcowych, pochodzących z topnienia wyżej położonych części lodowca

Topnienie lodowca równoważone jest przez stale napływający lód z górnej części lodowca. Gdy lodowiec topnieje bardziej intensywnie, dopływ lodu nie równoważy jego ubytku i czoło lodowca się cofa, gdy lodowiec topnieje wolno, dopływ lodu przewyższa jego topnienie i czoło lodowca przesuwa się do przodu.

• Niszcząca działalność lodowca (erozja lodowcowa lub egzarcja):

Dawne doliny lodowcowe zalane przez wody morskie tworzą fiordy (Norwegia, Nowa Zelandia, Grenlandia, wybrzeża Alaski). W górnej części lodowca, w polu firnowym powstają kotły lodowcowe (kary, inaczej cyrki lodowcowe). Po stopnieniu lodu w kotłach tworzą się jeziora górskie (Morskie Oko).
Zlodowacenia plejstoceńskie (Półwysep Skandynawski) pozostawiły na kontynencie ślady w postaci różnych form polodowcowych. Lądolody wywarły duży wpływ na rzeźbę terenu, zmieniły układ sieci rzecznej i pozostawiły osady gliniaste, piaski i żwiry. Na obszarach erozji lądolodów została zdarta wierzchnia warstwa skał (egzaracja) i materiał ten został przetransportowany i osadzony w dalekich odległościach na przedpolu lądolodu. Dowodem tego są głazy narzutowe (eraktyki) przywleczone na teren Niżu Polskiego z Półwyspu Skandynawskiego. Lądolody pozostawiły po sobie moreny czołowe i denne, które są formami akumulacji lodowcowej.
W wyniku erozyjnej działalności rzek pod lądolodem powstały głębokie rynnowe zagłębienia, a w niektórych z nich zachowały się jeziora rynnowe. Wody roztopowe wypływające spod lądolodu tworzyły rzeki, które ukształtowały doliny. Wody płynące w sposób wachlarzowaty osadzały materiał piaszczysto-żwirowy, tworząc rozległe sandry. Czasami wody pochodzące z topniejącego lądolodu, oddalając się od niego spotykały się z wodami rzek płynącymi z południa. Ich dalszy odpływ odbywał się ze wschodu na zachód, w wyniku czego powstały potężne pradoliny.
Na przedpolu lądolodu w zimnym klimacie zachodziły intensywne procesy niszczące: wietrzenie, ruchy masowe i deflacja. Zniszczony i rozdrobniony materiał skalny ulegał procesom transportu i akumulacji czego efektem są pokrywy lessowe i wydmy śródlądowe, utworzone daleko od przedpola lądolodu.

Na twardych skałach niszcząca działalność lodowca objawia się w postaci wygładów - ściany doliny U - kształtnej są wygładzone i tworzą się lustra lodowcowe, rys skierowanych zgodnie z ruchem lodowca.

• Akumulacyjna działalność lodowca:

Cały materiał niesiony w lodowcu nazywamy moreną. Pierwszą formą akumulacji lodowcowej (a dokładnie rzeczno – lodowcowej) są sandry (pola piaszczyste). Są tam bardzo słabe gleby (piaski) i występują bardzo rozległe obszary leśne). Pola sandrowe mają miąższość od kilku do kilkunastu metrów.

Niszcząca działalność lodowców polega na żłobieniu podłoża i zboczy dolin górskich. Materiał przymarznięty do lodowca i transportowany przez niego stanowi morenę denną. Jest to masa gliniasto-gruzowa, którą przesuwający lodowiec żłobi podłoże i pogłębia dolinę rzeczną. Dlatego też z pierwotnych dolin rzecznych w kształcie V powstają doliny o przekroju U. Przeobrażone przez lodowiec zbocza mają strome zbocza i wklęsłe dna.
Materiał skalny znajdujący się wewnątrz lodowca pochodzący z obrywów zboczy doliny to morena wewnętrzna. Część tego materiału gromadząca się na styku lodowca ze zboczem tworzy morenę boczną. Materiał gliniasto-gruzowy transportowany na powierzchni lodowca stanowi morenę powierzchniową. Ze wszystkich osadów transportowanych przez lodowiec powstają u jego czoła pagóry lub wzgórza moreny czołowej. Pod czołem lodowca formują się moreny czołowe (pasma wzgórz, wały układające się zgodnie z przebiegiem czoła lodowca o wysokości od kilku do kilkunastu metrów). Materiał na morenę pochodzić może z wytapiania się lodu (morena akumulacyjna), lub może też pochodzić z wyciśnięcia podłoża (morena wyciśnięta). Warunkiem powstania moreny czołowej jest zatrzymanie się na jakiś czas lodowca. Morena czołowa zbudowana jest z piasków, żwirów, glinów, a nawet skał. Moreny czołowe utrudniają odpływ wód lodowcowych podczas topnienia. Powstają wtedy jeziora zastoiskowe (zaporowe). Pagóry lub wzgórza moren czołowych układają się w ciągi, wyznaczające zasięg lądolodu. Występują one na terenie Polski na Pojezierzu Pomorskim i Mazurskim, a zwłaszcza na Pojezierzu Suwalskim.

Ozy (po szwedzku esker) – zbudowane są z materiałów piaszczystych. Mogą one tworzyć formy o szerokości kilkudziesięciu metrów i ciągnąć się nawet przez setki kilometrów. Przebieg oz odpowiada w ogólnych zarysach kierunkowi przesuwania się lodowca. Ozy są często spotykaną formą rzeźby w północnej Polsce.

Kry martwego lodu – w miejscu wytapiania się ich powstają zagłębienia. Miejsca te nazywa się wytopiskami. W miejscu tych wytopisk powstają tzw. jeziora wytopiskowe (np. Wigry).

Morena denna – charakteryzuje się bezładnym ułożeniem materiału. Składa się głównie z glin zwałowych (w niej mogą być umiejscowione głazy narzutowe o średnicy do kilku metrów). Morena ta ma miąższość od kilku do kilkunastu metrów. Morena denna może być płaska, falista lub pagórkowata. Na powierzchni moreny dennej występują często formy, które powstawały w lądolodzie na skutek działalności wód roztopowych. W wyniku działalności rzek płynących pod lądolodem, w jego wnętrzu lub na powierzchni powstały ozy- długie, , wąskie, kręte poprzerywane wały, zbudowane z piasków i żwirów. W wyniku akumulacji materiałów lodowcowych w obniżeniach terenu z jednej stronny ograniczone ścianą lodu tworzą się wzgórza kemowe.

Morena boczna – powstaje w lodowcach górskich. Są to wały usypane z ostrokrawędzistych okruchów skalnych po obydwu stronach jęzora lodowcowego.

Na przedpolu lodowca tworzyły się niegdyś rozległe doliny rzek (pradoliny), które służyły do odprowadzania wód lodowcowych. Pradoliny miały bardzo strome brzegi, a odpływ wód odbywał się na zachód. Każdemu zlodowaceniu towarzyszył inny system pradolin.

ZLODOWACENIA:

I najstarsze zlodowacenie Narwi objęło: Polskę Północno - Wschodnią i prawdopodobnie obszar dzisiejszej strefy brzegowej.
II zlodowacenie Sanu sięgnęło po Karpaty (400 m n.p.m.), weszło do Bramy Morawskiej i oparło się o Sudety (pd. Polska)
III zlodowacenie Odry ( środkowa Polska) oparło się o Wyżynę Lubelską, wszedł jęzorem w przełom Wisły, Północne krawędzie Gór Świętokrzyskich, wszedł lodem w Nieckę Nidzicką, oparł się o Jurę Krakowsko - Częstochowską, wszedł w Wyżynę Śląską, Bramę Morawską i oparł się o Sudety.
IV zlodowacenie Wisły (Bałtyckie, północ Polski) - zasięg wyznaczają południowe krańce Pojezierza Augustowskiego, Mazurskiego i Chełmskiego; wszedł jęzorem w dolinę Wisły aż po Płock, wzdłuż południowych granic Pojezierza Wielkopolskiego.

Wszystkie procesy działalności lodowców bardzo intensywnie oddziaływały na terenie Polski. Maksymalna miąższość osadów polodowcowych w Polsce dochodzi 300m.

Interglacjał - okres ciepły pomiędzy zlodowaceniami.
I / II zlodowacenie - Interglacjał Podlaski
II / III zlodowacenie - Interglacjał Mazowiecki (Wielki)
III / IV zlodowacenie - Interglacjał Eemski - okres najcieplejszy (był klimat bułgarski, niecka Morza Bałtyckiego była wypełniona wodami Morza Eemskiego. Żuławy były zatoką morską, Gdańsk oblewany był z obydwu stron.Na wschodzie Polski zasięg zlodowacenia jest mniejszy.

Wynikiem tego jest ścieranie się dwóch frontów:
- lądolód ciepły atlantycki,
- lądolód zimny kontynentalny - sztywny, wolniej się porusza, dlatego zasięg jego jest mniejszy (trudniej pokonuje przeszkody).

Stadiał – przesuwanie się lodowca. W okresie jednego zlodowacenia może być kilka stadiałów. W ramach stadiałów występowały interstadiały.

BAŁTYK:

nazwa zbiornika	czas trwania	charakterystyka
Bałtyckie Jezioro Lodowe	14000-10800	w miarę zanikania lądolodu skandynawskiego tworzyły się jeziora zastoiskowe, które połączyły się w jedno większe jezioro lodowe, mające czasowo połączenie z Morzem Północnym. Poziom morza niższy niż obecnie o ok. 55-60 m.
Morze Yoldia	10800-9500	nazwa pochodzi od mięczaka Yoldia Portlandia arctica. Poziom morza niższy od obecnego o 40-50 m. Pd. część wybrzeża położona 80-100 km na pn. od dzisiejszej lini brzegowej. Połączone z Morzem Północnym tzw. Braną Billingena
Jezioro Ancylusowe	9500-7700	nazwa pochodzi od mięczaka Ancylus fluviatilis. Poziom morza wyższy od Morza Yoldia o ok. 30 m, ale niższy od obecnego. Linia brzegowa pd. położona na pn. od dzisiejszej. Brak połączenia z Morzem Północnym;
Morze Litorynowe	7700-3700	nazwa pochodzi od mięczaka Litorina litorea. Poziom morza zbliżony do dzisiejszego, miejscami powyżej 3 m. Połączone z Morzem Północnym przez Cieśniny Duńskie;
Limnea	3700-2200	nazwa pochodzi od mięczaka Lymnea ovata. Współczesny etap rozwoju morza. Kształtowanie się obecnej linii brzegowej (klify, mierzeje, delty rzek);
Mya	2200	nazwa pochodzi od mięczaka Mya arenaria. Faza współczesna, nie zawsze wydzielana. Niektórzy autorzy przyjmują, że mięczak pojawiła się dopiero w XVI-XII w.

Zlodzenie morza u polskich wybrzeży jest przeważnie niewielkie. Zdarzają się jednak mroźne zimy (np. 1986/1987), kiedy cale wybrzeże pokrywają różne formy lodu.

Bałtyckie Jezioro Zaporowe
Utworzyło się ok.12 tys. lat temu z wód topniejącego lodowca. Zajmowało obszar dzisiejszego Bałtyku , a jego poziom był o ponad 20 m wyższy niż obecnie. Poprzez wąski przesmyk w rejonie Cieśnin Duńskich nadmiar wód słodkich spływał do sąsiedniego Morza Północnego. Surowy, arktyczny klimat, zbliżony do klimatu współczesnej Grenlandii, nie sprzyjał rozwojowi roślin i zwierząt - fauna i flora wód Jeziora Lodowcowego były bardzo ubogie i składały się głównie z gatunków słodkowodnych.

Morze Yoldiowe (10-9 tys. lat temu)
Cofanie się lodowca i zmniejszanie naporu wód lodowcowych spowodowało obniżenie poziomu wód jeziora i napływ wody oceanicznej z Morza Północnego. Jezioro stopniowo przekształcało się w zbiornik morski, nazwany Morzem Yoldiowyma. Przypuszcza się, ze w okresie tym istniało również połączenie z Morzem Białym i ta droga napływały do ówczesnego morza gatunki arktyczne, z których cześć przetrwała w Bałtyku do dziś.

Jezioro Ancylusowe (9-7 tys. lat temu) Podnoszenie się lądu obecnej Finlandii i południowej Szwecji spowodowało całkowite odcięcie Bałtyku od wód oceanicznych. Powstało ogromne wysłodzone jezioro, zasilane wodami rzek i strumieni lodowcowych. Zasiedliła je typowa fauna słodkowodna, gatunki morskie niemal całkowicie wyginęły. Szczególnie licznie występował Ancylus fluviatilis, od którego nazwano powstały zbiornik Jeziorem Ancylusowym. Nastąpiło znaczne ocieplenie klimatu.

Bałtyk dziś Z końcem okresu litorynowego (ok.3 tys. lat temu) nastąpiło ponowne podniesienie się dna w Cieśninach Duńskich. Spowodowało to słabszy dopływ wód oceanicznych z Morza Północnego i obniżenie zasolenia Bałtyku. Powstało typowe morze słonawe, jakie znamy dzisiaj.

1. GEOLOGICZNA DZIAŁALNOŚĆ MORZA

Działalność morza obejmuje:

- erozję morską

- działalność akumulacyjną morza

Erozja morska:

• falowanie (falowanie wiatrowe)

• przypływy i odpływy morza (ruch wywołany przyciąganiem Księżyca i Słońca)

• prądy oceaniczne

• prądy konwekcyjne

Erozja morska atakuje przede wszystkim brzeg morza i dno w pobliżu brzegu. W pewnych warunkach erozja może być wykonana w innych miejscach oddalonych od brzegu (erozja podmorska). Erozja podmorska zachodzi na stokach oceanicznych (kiedy na stokach oceanicznych materiał gromadzony na nim spada w dół na skutek przeciążenia; zsuwający się materiał powoduje działanie erozyjne). Erozja jest intensywniejsza na cyplach wysuniętych głęboko w morze, a łagodniejsza w zatokach. Woda morska oddziaływuje chemicznie (korodująco).

Skuteczność erozji morskiej zależy od czynników lądowych tj.:

• ukształtowanie brzegów (pionowe i poziome)

• budowa geologiczna

RUCH FALOWY:

Fala morska – odkształcenie powierzchni wody w formie ruchu oscylującego, widocznego jako jej podnoszenie się i opadanie. Morska fala spowodowana jest ciśnieniem wiatru na powierzchni wody, a wielkość fali jest proporcjonalna do prędkości wiatru. Czasami fale morskie są powodowane przez podmorskie trzęsienia ziemi (tsunami). Fale charakteryzują się wysokością, długością, okresem (czas potrzebny do przebycia jednej długości). Są ważnym czynnikiem rzeźbotwórczym kształtującym brzeg morski, powodując zarówno abrazję i erozję, jak i osadzanie.

Rodzaje fal morskich:

1) fale powierzchniowe, dzielące się ze względu na siłę, która je wywołuje na: wiatrowe (wymuszone), pływowe (związane z przyciąganiem Księżyca i Słońca), baryczne (sejsze), sejsmiczne (tsunami), okrętowe (za płynącymi statkami); 2) fale wewnętrzne, wewnątrz masy wód oceanów lub mórz, na powierzchni różniącej się gęstością (temperaturą, zasoleniem), np. martwa woda;

Fale morskie mogą mieć różną wysokość, od drobnych zmarszczek (tzw. fale kapilarne), poprzez fale grawitacyjne, przy prędkościach wiatru ok. 6-7 m/s pojawia się piana na grzbietach fal, a podczas wiatrów sztormowych (przy wietrze ponad 20 m/s) powstają fale o wysokości ok. 7-15 m. Fale morskie przy zbliżaniu się do wybrzeży lub płytszych miejsc ulegają deformacji (łamanie się fali, zjawisko przyboju), a ich długość zmniejsza się.

Abrazja, proces będący jednym z gł. czynników erozji, polegający na ścieraniu podłoża skalnego przez luźny materiał skalny przemieszczany przez prądy rzeczne i morskie, falowanie wód, przypływy i odpływy morskie, lodowce i wiatry, także na wzajemnym ścieraniu materiału skalnego, wskutek czego ulega on rozdrobnieniu i obtoczeniu. Przy wysokim brzegu morza abrazja prowadzi do powstania podciętego urwiska brzegowego, tzw. klifu, oraz płaskiej powierzchni u jego podnóża, zwanej platformą abrazyjną, osiągającej zazwyczaj szerokość od kilku do kilkunastu metrów (rzadziej - gdy poziom morza powoli się podnosi lub ląd się obniża - nawet do kilkudziesięciu km, np. wybrzeża Norwegii).

Akumulacja morska:

• powstawanie tzw. wału brzegowego (na skutek powiększania się tarasy)

• wynikiem nanoszenia materiału na płaskich obszarach powstają piaszczyste plaże (na niektórych wybrzeżach oprócz piasku występują spore otoczaki lub nawet małe i średnie głazy

• bariery (mierzeje), które powstają na skutek odkładania się materiału akumulacyjnego. Powstają też wtedy jeziora przybrzeżne (zazwyczaj płytkie) przeważnie na niewyrównanym wybrzeżu.

Rodzaje osadów morskich:

• osady litoralne – w strefie litoralnej są najkorzystniejsze warunki do życia. W niej powstają wszystkie w/w formy akumulacji morskiej. Rozciąga się wzdłuż wybrzeży kontynentów wokół wysp i archipelagów. Większość zwierząt tej strefy prowadzi życie osiadłe, żyjąc na dnie morskim. Zwierzęta tej strefy biernie unoszone przez prądy i fale to plankton. Te poruszające się aktywnie – nekton.

• osady nerytyczne (do 200m głębokości) – mniejszy udział materiału pochodzącego z lądu. Na dnie szelfowych mórz rozwija się bujne życie organiczne, gdzie powstają różnego rodzaju rafy (koralowe, litotamniowe – zbudowane z glonów, mszywiołowe – zbudowane z mszywiołów).

Rafa – podwodna budowla morska utworzona przez osiadłe, głównie kolonijne organizmy morskie, które potrafią się przeciwstawić prądom i falowaniom.

Atol – płaska wyspa koralowa w kształcie pierścienia, zamykająca lagunę, zwykle w kilku miejscach poprzerywana kanałami łączącymi lagunę z otwartym morzem, charakterystyczna dla mórz międzyzwrotnikowych Oceanu Spokojnego. Powstaje w wyniku narastania rafy koralowej wokół obniżającej się wraz z dnem oceanicznym wyspy lub na skutek ruchów tektonicznych obniżających dno. Bardziej znane atole: Bikini w archipelagu Wysp Marshalla i Mururoa w archipelagu Tuamotu.

• osady strefy batialnej (200 – 2000m głębokości) – powstają kolorowe muły.

• w strefie abysalnej praktycznie nie ma materiałów akumulacji. Aczkolwiek występują tam szkielety krzemionkowe. Powstają wapienie z rogowcami i wapienie krzemionkowe.

1. DZIAŁALNOŚĆ GEOLOGICZNA WIATRÓW

Wiatr w zależności od prędkości jest w stanie unosić cząsteczki mineralne. Prędkość wiatru mierzy się w skali Beauforta.

CAŁA DZIAŁALNOŚĆ WIATRU TO DZIAŁALNOŚĆ EOLICZNA.

Siła wiatru wg skali Beauforta.

Siła wiatru	m/s	km/h	Mm/h	Nazwa	Wpływ wiatru na ląd
niższe stopnie	0	0-1,4	0-5,4	0-2	cisza
	1	1,5-3,0	5,5-11,0	3-5	powiew
	2	3,1-5,0	11,1-18,4	6-9	słaby wiatr
	3	5,1-7,6	18,5-27,7	10-14	łagodny wiatr
średnie stopnie	4	7,7-10,7	27,8-38,8	15-20	umiarkowany wiatr
	5	10,8-13,8	38,9-49,9	21-26	świeży wiatr
	6	13,9-13,8	50,0-61,0	27-32	silny wiatr
	7	13,9-6,9	61,1-73,9	33-39	bardzo silny wiatr
	8	17,0-24,1	74,0-86,9	40-46	sztorm
sztor- mowe stopnie	9	24,2-28,2	87,0-101,8	47-54	silny sztorm
	10	28,3-32,3	101,9-116,6	55-62	bardzo silny sztorm
	11	32,4 -36,4	116,7-131,4	63-70	gwałtowny sztorm
	12	ponad 36,5	ponad 131,5	ponad 71	huragan

W latach 80-tych XX w wprowadzoną konotacją amerykańską, 12-stopniowa skala Beauforta została rozszerzona i zawiera aktualnie 17 stopni.

• stopień 13: 37-41.4 m/sek; 72-80 węzłów

• stopień 14: 41.5-46.1 m/sek; 81 -89 węzłów

• stopień 15: 46.2-50.9 m/sek; 90-99 węzłów

• stopień 16: 51.0-56.0 m/sek; 100-108 węzłów

• stopień 17: 56.1-61.2 m/sek; 109-118 węzłów

• dopuszczalne jest również określenie 18 stopni B, w przypadku gdy prędkość wiatru przekroczy 118 w (lub 61.2 m/sek), jednakże 18-sty stopień nie występuje w tabeli.

Wiatr atakujący lite skały praktycznie na nie nie oddziaływuje. Jednak unoszony wiatrem piasek poważnie narusza skały.

KORAZJA - to proces, podczas którego transportowane wiatrem cząstki skalne różnej wielkości uderzają o skały stanowiące przeszkodę na ich drodze, szlifując je i polerując.
Korazja najsilniejsza jest tuż nad ziemią, gdzie wiatr najwięcej unosi najcięższych cząstek skalnych.
Szybszemu niszczeniu ulegają zwietrzałe, mniej odporne partie skał, dzięki czemu pierwotne formy rzeźby przybierają często fantazyjne kształty, np. w postaci grzbietów skalnych. DEFLACJA - czyli wywiewanie materiału powoduje obniżenie powierzchni terenu, odsłaniając nie zwietrzałą jeszcze litą skałę.
W wyniku deflacji tworzą się: misy deflacyjne, tzw. góry świadki (ostańce - w postaci grzybów, maczug, stołów), rynny, niecki (sięgające nawet do poziomu wód podziemnych – w ten sposób mogą powstawać oazy), wanny, powstają bruzdy, graniaki - kamienice oszlifowane przez niesione przez wiatr cząstki.

AKUMULACJA - osadzanie się transportowanego materiału spowodowane przez malejącą siłę wiatru lub napotykane po drodze przeszkody.
Wpierw osadzają się piaski od gruboziarnistych do coraz drobniejszych, później i najdalej od miejsc wywiewania osadzają się pyły.

OSADY AKUMULACJI EOLICZNEJ WYKAZUJĄ WYRAŹNE WARSTWOWANIE!!!

Na obszarach suchych, deflacja, czyli wywiewanie materiału powoduje tworzenie się pustyń kamiennych, zwanych hamadą (znaczna część Sahary i Tybetu, część Gór Skalistych) lub żwirowych, zwanych serir (znaczna część Sahary, część pustyń w Australii).
Pustynie piaszczyste - ergi tworzą się na obszarach akumulacji piasku (wielki Erg Zachodni i Wschodni na Saharze, pustynie australijskie Wiktorii i Piaszczysta, Atacama, Kara-Kum, Kyzył-Kum).
Na pustyniach piaszczystych wiatr z akumulowanego piasku tworzy wydmy. Mają one różne rozmiary oraz różną prędkość przesuszania się. Zależy to od siły, ilości i spoistości piasku.
Na obszarach pustyń suchych i gorących tworzą się wydmy zwane barchanami. Mają one kształt półksiężycowaty, niewielkie rozmiary, ramiona skierowane zgodnie z kierunkiem wiatru, wyprzedzają wydmę.

W klimacie wilgotniejszym tworzą się wydmy paraboliczne.
Kształt mają półksiężycowaty, ale ramiona zwrócone przeciwko wiatrowi. Związane jest to z tym, że piasek wewnątrz wydmy jest bardziej suchy, wiec przesuwa się szybciej, wilgotniejszy piasek na ramionach posuwa się wolniej. O powstaniu tych wydm decyduje w znacznym stopniu roślinność.

Inne rodzaje wydm to:
poprzeczne - efekt łączenia się, doganiania kolejnych barchanów, powstają prostopadle do kierunku wiatru.
podłużne - nakładane barchany zgodnie z kierunkiem wiatru.
gwieździste - powstają w bardzo zmiennych strefach wiatru.
Wydmy nie tylko występują na pustyniach, często tworzą się też na wybrzeżach morskich (wydmy nadbrzeżne) oraz na równinach nadrzecznych i sandrach (wydmy śródlądowe). Piasek wydm morskich jest przemyty, a pozostałe wydmy składają się zarówno z piasku jak i z pyłów. Ziarna piasków wydmowych mają matowe powierzchnie, które powstają na skutek ścierania się nich nawzajem. Wysokość wydm nadmorskich dochodzi do 70m. Wydmy w Łebie mają do 50m, a na Saharze wysokość wydm dochodzi do 100m.

Pod wpływem wiatru wydmy mogą przesuwać się z miejsca na miejsce. Wydmy na Pustyni Libijskiej przesuwają się od 4 do 20 metrów na rok. Są to tzw. wydmy wędrujące. Wydmy te zagrażają polom uprawnym, lasom, osiedlom, barykadują brzegi rzek, przez co tworzą jeziora lub laguny (np. Zalew Szczeciński). Wydmy na wybrzeżach Bałtyku (szczególnie w Łebie) mają charakter wędrujący.
Akumulacja pyłów wywiewanych z pustyń następuje często w dużej od nich odległości, na ogół w strefie półsuchej. Pyły te za zatrzymane przez roślinność trawiastą tworzą ogromne pokrywy lessowe ( lessy Niziny Chińskiej wywiane zostały z piaszczystych części pustyni Gobi).

W Polsce wydmy występują nad morzem oraz tam gdzie nagromadziły się piaski polodowcowe, czyli sandry, np. w Puszczy Kampinoskiej. Znane wydmy wędrujące w okolicach Łeby i na "Pustyni Błędowskiej", na pograniczu Wyżyny Śląskiej i Wyżyny Krakowsko - Częstochowskiej.

Less – skała pochodzenia eolicznego. Wiatr na znaczne obszary przenosi pył mineralny różnego pochodzenia. Ten pył osadza się na stepach i gromadzi w większych ilościach. Lessy są niewarstwowane, jest to utwór bardzo porowaty, pokryty licznymi kanalikami (utworzonymi korzeniami traw). Jeżeli less jest suchy to jest mało zwięzły (może tworzyć pionowe ściany), a w stanie rozmokłym może zostać rozmyty. Less jest bardzo podobny do gliny zwałowej, ale jest lżejszy i łatwiej jest go rozkruszyć. Na lessach powstają bardzo dobre gleby, czarnoziemy o wysokiej wydajności rolnej. W Polsce pokrywy lessowe występują głównie na Wyżynie Lubelskiej, w okolicach Kazimierza Dolnego i Sandomierza.