1. Rodzaje metamorfizmu

Kryterium kierunku zmian

▪ metamorfizm progresywny (postępujące zmiany)

▪ metamorfizm regresywny (cofanie się zmian)

Kryterium dominujących czynników metamorfizmu:

▪ termiczny (kontaktowy)

• czynnik dominujący: wysoka temperatura

• zachodzi najczęściej w aureolach kontaktowych otaczających intruzje magmowe (ich szerokość wynosi od kilku do kilkuset metrów)

• zależy od: rodzaju skał, temperatury magmy, czasu oddziaływania

• produkty: hornfelsy, skarny, marmury kontaktowe

▪ dyslokacyjny (dynamiczny)

• czynnik dominujący: ciśnienie stresowe (kierunkowe)

• wywołany przez ciśnienie kierunkowe działające w obszarach intensywnych ruchów tektonicznych

• początkowym efektem jest kruszenie skał i powstawanie tzw. Brekcji tektonicznych

• wzrastające ciśnienie może powodować pękanie poszczególnych ziarn (kataklaza), a jeszcze silniejsze powoduje zmiany w sieci przestrzennej minerałów (mylonityzacja)

• produkty: kakiryty, kataklazyty, mylonity

▪ metasomatyczny

• czynnik dominujący: wędrówka substancji

▪ regionalny

• wszystkie czynniki mogą brać udział

• najbardziej powszechny typ metamorfizmu

• związany jest z pogrążaniem kompleksów skalnych w głąb skorupy ziemskiej i równoczesnym oddziaływaniem wszystkich czynników

• w zależności od intensywności oddziaływania tych czynników wyróżniamy trzy strefy metamorfizmu regionalnego:

1. epizona – temperatura i ciśnienie najmniejsze

2. mezozona

3. katazona – temperatura i ciśnienie największe

• Im głębiej tym większa metamorfoza

• Produkty:

◦ w epizonie: łupki krystaliczne, fyllity, zieleńce

▪ ich typową cechą są struktury kierunkowe i obecność minerałów blaszkowych

◦ w mezozonie: kwarcyty, marmury, gnejsy

◦ w katazonie: amfibolity, granulity, eklogity

1. Czynniki metamorfizmu

◦ temperatura

▪ jest najważniejszym czynnikiem

▪ jej podwyższenie związane jest z pogrążaniem się skał w głąb skorupy ziemskiej albo z oddziaływaniem intruzji magmowych (150oC – 200oC przez długi czas)

▪ efekty działania wysokiej temperatury:

• rekrystalizacja – krystalizowanie skał, które nie są krystaliczne (czyli afanitowych)

• przekrystalizowanie – zmiana sieci krystalicznej, np. powiększenie kryształów

• dehydratacja – pozbawienie wody

• dehydroksydacja – likwidacja grupy OH

▪ temperatura przyspiesza reakcje chemiczne

◦ ciśnienie kierunkowe (stress)

▪ efekt ruchów tektonicznych i ciśnienia skał nadkładu w płytszych częściach skorupy ziemskiej

▪ najsilniejsze w strefie subdukcji

▪ efekty działania:

• kruszenie i mielenie skał

• struktury kierunkowe – ułożenie minerałów w skale

• minerały stresowe – powstają one tylko w tych warunkach, np. granit → gnejs

◦ ciśnienie statyczne

▪ ciśnienie działające z takim samym naciskiem z każdego kierunku

▪ jest to efekt pogrążania skał w głębokich strefach skorupy ziemskiej

▪ efekty działania:

• zmniejszenie objętości minerałów i skał

• minerały o zwartej sieci przestrzennej

• deformacje kryształów

◦ kataklastyczne

◦ plastyczne

◦ blastyczne

◦ rozpuszczalniki

▪ roztwory zjonizowane (aniony OH, CO2, SO4, Cl oraz wiele różnycj kationów

▪ efekty działania:

• rozpuszczanie minerałów

• dyfuzja (migracja) jonów

• krystalizacja

◦ wędrówka substancji

▪ substancje chemiczne (np.: K, Na, Cl, CO2, OH, H2O) wędrują przez formacje skalne i wchodzą w reakcje z ich składnikami

▪ efekty działania:

• powstawanie nowych minerałów (krążące w kompleksach skalnych roztwory wchodzą w reakcje z minerałami tych skał i w efekcie powstają nowe minerały)

1. Skały metamorficzne (klasyfikacja)

Strefy metamorfizmu	Skały wyjściowe
	Granitoidy, arkozy, szarogłazy
EPI	Łupki mikowe Gnejsy
MEZO	Łupki mikowe Gnejsy
KATA	Gnejsy Granulity
Ultrametamorfizm migmatyty

1. Ruch wody morskiej

Morza i oceany są niezwykle ważnym czynnikiem morfologicznym na ziemi. Morza są stabilizatorem na Ziemi.

Podstawowymi formami ruchów wody morskiej są:

1. falowanie

Fale morskie tworzą się przede wszystkim pod wpływem wiatru, mogą też powstać przez wstrząsy sejsmiczne. Charakter falowania jest odmienny w strefach ciągnących się mniej więcej równolegle do wybrzeża:

- strefa fal oscylacyjnych

- strefa grzywaczy (piętrzenia się fal)

- strefa fal translacyjnych

- strefa zmywu

Fale oscylacyjne – cząstki wody poruszają się ruchem kołowym i tylko w takim stopniu ulegają przemieszczeniu, w miarę posuwania się w głąb morza tory kołowe mają coraz mniejszą średnicę i zamierają na powierzchni – określamy je mianem podstawy falowania (zależy od energii wiatru i głębokości morza, maksymalnie może sięgać do 300m, przeciętnie jest to kilkadziesiąt metrów, na Bałtyku 30m)

Strefa grzywaczy – w miarę zmniejszania się głębokości morza cząstki wody poruszające się po okręgu są wyhamowywane w miejscu zetknięcia się z dnem, gdzie głębokość morza wynosi 0,5 wysokości fali tory kołowe ulegają załamaniu = strefa łamania fali

W strefie fal translacyjnych wyhamowywanie jest jeszcze silniejsze i fale „przesuwają” wodę do brzegu w przypowierzchniowej warstwie. Ta fala uderza o stopień przyboju i w poczuciu bezsilności wysyła ostatni zryw wstępujący na plażę. Zryw wstępujący w większości wsiąka w piasek lub rozbija się o skały lub wraca do morza.

Szczególne odmiany fal (rzadko występujące):

- fale tsunami – powstają w wyniku podmorskiego trzęsienia ziemi lub wybuchu wulkanu, mają długość rzędu setek kilometrów, niezbyt dużą wysokość, ale przy brzegu, głównie wskutek bardzo dużej prędkości, ulegają spiętrzeniu i wpadają na brzeg z ogromną siłą, wysokość fali może sięgać nawet kilkadziesiąt metrów.

- seiche – rodzaj martwej fali powstającej w zamkniętych zbiornikach wodnych

2. prądy przybrzeżne

Wody spiętrzone przy brzegu wskutek nabiegu fal odpływają z powrotem tworząc prądy przybrzeżne

-prądy litoralne

-prądy powrotne denne

-prądy powrotne powierzchniowe

Siła prostopadła do brzegu niszczy brzeg, natomiast siła równoległa do brzegu transportuje zniszczony materiał.

Prądy powrotne denne – cienka, przydenna struga wody odprowadzana w stronę otwartego morza. Jeśli prądy powrotne denne nie są w stanie odprowadzić całości wód wtłaczanych na plażę, pojawiają się stosunkowo wąskie kilkumetrowej szerokości „potoki” odprowadzające wodę całym przekrojem w stronę otwartego morza – są to prądy powrotne powierzchniowe.

3. prądy morskie

wywołane pływami prądy pływowe mają charakter oscylacyjny, regularnie zmieniając kierunek na przeciwny. Wywołuje to przyciąganie księżyca i słońca, a największe pływy są podczas nowiu i pełni.

4. wielkie prądy oceaniczne

Głównymi przyczynami ich istnienia są:

- stałe wiatry (pasaty)

- zróżnicowanie gęstości wody morskiej (cyrkulacja termohalinowa)

Prąd oceaniczny jest stosunkowo wolny, szeroki (od kilkuset do kilkunastu tysięcy kilometrów) i bardzo gruby (kilkaset metrów). Potężne rzeki przemieszczające się w oceanach przesuwają duże ilości bardzo drobnego materiału organicznego – planktonu. Jest to olbrzymi stabilizator klimatu na Ziemi.

Podział prądów oceanicznych:

- powierzchniowe – od równika do biegunów

- głębinowe (w tym denne) – od biegunów do równika

- wznoszące (upwelling) – wywołane przez stałe wiatry wiejące od lądu, wymuszają charakterystyczny ruch wody powierzchniowej od lądu na otwarte morze i przydennych w stronę skłonu kontynentalnego.

U podnóża skłonu – bogate życie organiczne, żyje tam dużo mikroorganizmów, które obumierając tworzą osady. Z części miękkich, które nie uległy rozłożeniu po pogrzebaniu, zasypaniu materiałem klastycznym, w procesie przekształceń geo i biochemicznych powstają złoża węglowodorów.

1. Niszcząca działalność morza

Niszczenie brzegów morskich przejawia się w działalności:

- hydraulicznej – erozja morska

- mechanicznej – erozja morska

- chemicznej – korozja morska

- biologicznej – bioerozja

Erozja morska powoduje: rozbijanie, odrywanie, kruszenie i rozmywanie utworów, z których zbudowany jest brzeg morza

Mechanizm erozji:

- woda uderzającej fali pod ogromnym ciśnieniem wciska się w szczeliny i pęknięcia skał budujących brzeg, niszcząc ich zwięzłość

- wciskając się w szczeliny i pory spręża powietrze i rozsadza skały

- woda uderza w brzeg niesionymi fragmentami skał i niszczy go

- fale i prądy przybrzeżne przesuwają materiał okruchowy po dnie i plaży abradując powierzchnie

Intensywność erozji morskiej zależy od:

- konfiguracji wybrzeża

- głębokości dna w pobliżu brzegu

- charakteru falowania

- stromości brzegu

- budowy geologicznej brzegu

Erozja dna morskiego:

- usuwanie materiału okruchowego powyżej podstawy falowania

- usuwanie materiału okruchowego poprzez podmorskie ruchy masowe

- usuwanie materiału okruchowego przez prądy zawiesinowe

1. Środowiska morskie

Ze względu na głębokość wyróżniamy strefy:

- litoralną

- nerytyczną

- batialną

- abisalną

- hadalną

Ze względu na wpływ lądu i powstające osady:

- strefa litoralna

- strefa sublitoralna

- strefa hemipelagiczna

- strefa pelagiczna

1. Strefa litoralna

Strefa litoralna – strefa między linią średniego przepływu i średniego odpływu morza, obejmuje plażę i strefą przybrzeżną, powstają tu osady klastyczne albo okruchowe głównie pochodzące z lądu (piaski, żwiry, muły)

Plaża brzeg zbudowany z luźnego materiału, głównie piasku i żwiru; szczególnie częste są plaże piaszczyste.

Cechy diagnostyczne osadów plażowych:

+ laminacja płaska równoległa

+ często dobre wysortowanie

- wzbogacenie w minerały ciężkie

- rzadkie skamieniałości lub liczne, ale ze śladami abrazji

- jeśli są żwiry, to dobrze obtoczone i na ogół plaskie

Przybrzeże plaży: 2 rodzaje – bezrewowe i rewowe

Rewy – stosunkowo wąskie i długie ciała (bary) piaszczyste ułożone równolegle do brzegu

Cechą wielu wybrzeży są bariery piaszczyste. Są to długie i wąskie wyspy, półwyspy formowane przez falowanie i prądy litoralne

Geneza barier:

- z rew nadbudowanych piaskiem od strony morza i stopniowo wynurzających się

- wskutek przemieszczania piasku przez prądy litoralne

- wskutek podnoszenia się poziomu morza wydmy nadbrzeżne i plaże są nadbudowywane i tworzą bariery

Laguny:

- między barierami a właściwym brzegiem często występują laguny

- tam gdzie klimat jest ciepły, suchy, na lagunach dochodzi do sedymentacji ewaporatów i wapieni

- w innych warunkach dominuje sedymentacja klastyczna

Od strefy litoralnej zaliczane są też wybrzeża pływowe.

Riplemarki (zmarszczki piaszczyste) – formy piaszczyste powstające w środowisku wodnym lub pustynnym, związane są z przemieszczaniem się piasku

Ziarna piasku w środowisku wodnym lub eolicznym mogą być transportowane na 3 sposoby:

- w trakcji – toczenie i przesuwanie po dnie pub powierzchni pustyni

- w suspensji – transport w zawiesinie

- w saltacji – przeskoki ziaren

Równie pływowe.

Cechy diagnostyczne osadów pływowych:

- naprzemianległość osadów piaszczystych i mułowych

- warstwowanie smużyste, soczewkowe i faliste

- obecność fauny morskiej

- warstwowanie przekątne zorientowane w przeciwnych kierunkach

- bioturbacje w osadach mułowych

Estuaria:

- rozszerzające się ujścia rzek z istotnym oddziaływaniem pływów

- są to środowiska brakiczne

1. Strefa sublitoralna

Środowisko bardzo heterolityczne, zmienne: silny wpływ lądów i rzek, różnego rodzaju prądy, pływy, obfite życie organiczne

Obejmuje: od linii średniego odpływu po krawędź szelfu

Pochodzą z niej glony, ryby, owoce morza: krewetki, małże, kraby, homary

Ze względu rodzaj osadów w strefie sublitoralnej wyróżniamy 2 główne typy sedymentacji:

- sedymentacja silikoklastyczna – dominuje terygeniczny materiał ziarnisty (piaski, muły, żwiry). Charakterystyczny jest rozkład faji na szelfie (piaszczysta, piaszczysto-mułowa, mułowa). Substydencja – proces długotrwałego, powolnego obniżania się dna basenu morskiego

- sedymentacja węglanowa – zależy od: obfitości bentosu dostarczającego materiału węglanowego oraz braku dostawy materiału silikoklastycznego. Najsilniejsza produktywność węglanowa związana jest z obszarami subtropikalnymi i tropikalnymi. Sedymentacja węglanowa współcześnie ma miejsce na platformach szelfowych połączonych z lądem lub na platformach izolowanych (tam najczęściej rozwijają się rafy)

Rafy – budowla węglanowa podmorska, utworzona przez osiadłe organizmy kolonijne: korale, glony, stułbiopławy

1. Strefa hemipelagiczna

Obejmuje osady nagromadzone na kłonie kontynentalnym i w głębokich rowach morskich. Obejmuje: skłon kontynentalny, podniesienie przedkontynentalne, sąsiadujące ona basenów oceanicznych.

W osadach tego środowiska można wyróżnić 3 główne grupy:

- muły różnego rodzaju

- osady dennych prądów trakcyjnych

- osady prądów zawiesinowych i osuwisk podmorskich (flisz)

Skłon kontynentalny – wąska strefa na krawędzi kier? Kontynentalnych (75km szerokości), w obrębie której dno obniża się od 130(200) metrów do 3500-4000 metrów, nachylenie stoku wynosi 6o

Podniesienie przedkontynentalne – między skłonem a równią abisalną, wzdłuż tektonicznie pasywnych krawędzi kontynentów. Budują je osady PZ?, osuwisk podmorskich, prądów konturowych/kuluarowych?

Podmorskie stożki napływowe – u podnóży aktywnych krawędzi ( z rozwiniętymi strefami subdukcji) tworzą się systemy podmorskich stożków napływowych. Skłon kontynentalny lub wyspowy rozcina kanion główny, który rozdziela się na szereg podrzędnych kanałów, prądy zawiesinowe powstające na nasypie litoralnym usypują ciała o kształcie części stożka zwane lobami depozycyjnymi

Tego typu osady, złożone z na przemian wykształconych zlepieńców, piaskowców, mułowców i iłowców noszą nazwę fliszu.

Muły hemipelagiczne

Mogą mieć zróżnicowany kształt, mogą w nich dominować ziarna kwarcu, kalcytu, duża domieszka minerałów ilastych. Tak drobny materiał może być przenoszony przez prądy morskie o osadzany w strefie hemipelagicznej. Mogą być bardzo grube kompleksy osadów liczące nawet kilka metrów miąższości. Barwa związana jest z niewielką domieszką minerałów barwiących (1-2%) najczęściej pirytem, tlenkami żelaza, glaukonitem

1. Strefa pelagiczna

W znacznej odległości od lądu. Osady powstają wskutek opadania na dno „deszczu” zawiesiny z powierzchni morza. Jest to:

- materiał terygeniczny

- materiał biogeniczny: okrzemki, promienice, radiolaria, otwornice

- materiał wulkaniczny

- pyły kosmiczne

Osady pelagiczne:

- nieorganiczne: czerwony ił głębinowy (brunatny lub brązowy)

- organogeniczne: muły węglanowe, muły krzemionkowe

1. Erozja rzeczna

Rodzaje erozji:

- denna- polega na żłobieniu dna rzeki (czynniki: eworsja, abrazja, kawitacja)

- boczna – rzeka osiągając krzywą równowagi nie pogłębia dalej koryta, ale podcina brzegi

- wsteczna – podcinanie brzegów, załamów, a tym samym ich cofanie

Eworsja – erozja denna spowodowana wirowaniem okruchów skalnych w rzece

Abrazja –wyrywanie z dna nadwietrzałego materiału, ścieranie na skalistego, szlifowanie, wygładzanie

Kawitacja – erozja spowodowana ciśnieniem wody

Regionalna baza erozji najniższy poziom, do którego rzeka może erodować

W sytuacja podniesienia się poziomu morza, rzeka zacznie akumulować i odwrotnie, w sytuacji obniżenia się poziomu morza nastąpi odmłodzenie erozji i rzeka ponownie zacznie erodować.

Zmiana poziomu regionalnej bazy erozji jest powodem powstawania teras rzecznych.

Skutki erozji wstecznej:

- cofanie się progów wodospadów

- wsteczne pogłębianie koryta

- cofanie się źródeł

- kaptaż rzeczny – jeśli źródła 2 rzek się spotkają w wyniku erozji rzecznej, to jedna rzeka (zwykle o większym spadku) przechwytuje wody drugiej rzeki, jedna rzeka przechwytuje część dorzecza drugiej rzeki.

1. Akumulacja rzeczna

Typy osadów rzecznych:

- aluwia (osady rzeczne sensu stricto)

- osady stożków pływowych i usypiskowych

- osady deltowe

Rodzaje aluwiów rzecznych:

- bruk korytowy

- łachy śródkorytowe

- łachy przybrzeżne

- łachy meandrowe

- osady pozakorytowe (najczęściej muły)

Terasy – stare dno rzeki rozcięte wskutek odmładzania erozji

- terasy erozyjne – rozcinanie skał podłoża

- terasy akumulacyjne – rozcinanie starych osadów tej samej rzeki

1. Delty i stożki napływowe

Stożki napływowe – powstają przy ujściu rzeki o większym spadku do rzeki o spadku mniejszym.

- nagromadzenia materiału okruchowego o różnej frakcji u ujścia potoku (rzeki)do większej rzeki; powstają przede wszystkim w trakcie obfitych opadów lub w okresach powodziowych, mogą też powstawać u wylotu dolin górskich, kiedy potoki stałe lub okresowe obciążone materiałem okruchowym w efekcie gwałtownego wzrostu prędkości wody zrzucają ten materiał w efekcie gwałtownego spadku prędkości i energii

- większe stożki napływowe mają główne koryto, które na przedpolu górotworu rozdziela się na wiele koryt mniejszego rzędu

Delty – stożkowe nagromadzenie materiału okruchowego przy ujściu rzeki do zbiornika wodnego

1. Typy dolin rzecznych

Przekroje dolin rzecznych:

1.Gardziel - mniejszy i krótszy niż jar, tworzy się w skałach bardzo twardych np. krystalicznych, kwarcyty. Ma dno o szerokości doliny. Powstaje w strefie dyslokacji tektonicznych.

2.Jar – w większości w źródłowych odcinkach rzek (dolin rzecznych) o stromych stokach do 60o, często są to rzeki okresowo płynące

3.Kanion – powstaje w przypadku budowy geologicznej płytowej, gdzie na przemian występują skały o różnej odporności na wietrzenie i erozję np. mułowce i piaskowce

4.Dolina wciosowa (wciosy) – często płyną w nich rzeki roztokowe

5.Dolina płaskodenna

6.Dolina wklęsłodenna

1. Geologiczna działalność lodowców (erozja)

Mechanizmy erozji lodowcowej:

- detersja (abrazja lodowcowa)

- detrakcja lodowcowa

- egzaracja lodowcowa

Rezultaty erozji lodowcowej:

- formy utworzone

Wygłady, rysy i bruzdy lodowcowe

Mutony (barańce)

Struktury glacitektoniczne

- formy przeobrażone

Kotły (kary, cyrki) lodowcowe

Doliny zlodowacone (żłoby lodowcowe)

Doliny wiszące

1. Geologiczna działalność lodowców (akumulacja)

Osady lodowcowe (glacjalne):

- glacjalne struktury sedymentacyjne (moreny)

- fluwioglacjalne

- limnoglacjalne

- talasoglacjalne (od lodowców szelfowych)

Moreny:

- czołowa (stagnacja lodowca)

Akumulacyjna

Spiętrzona (Wieżyca)

- denna (recesja lodowca)

- boczna i środkowa

- ablacyjna

1. Skały osadowe (klasyfikacja)

2. Izostacja (przyczyny mechanizmu)

Pod wpływem obciążenia skorupa ziemska ulega obniżaniu, a po zdjęciu ciężaru z powrotem podnosi się do góry. Ruch ten jest dowodem, że równowaga skorupy może zostać naruszona przez przykładanie i zdejmowanie z niej obciążenia. Izostazją nazywamy stan równowagi skorupy. Gdy ta równowaga zostaje zaburzona, następuje izostatyczny ruch skorupy do góry lub do dołu.

Przyczyną zaburzeń równowagi skorupy i wprawiania jej w ruch izostatyczny są:

- powstawanie i zanikanie lądolodów

- zmiany ilości wód w zbiornikach

- sedymentacja

- erozja

- zwiększanie obciążenia skorupy w rezultacie ruchów górotwórczych

- zmiany fazowe minerałów zachodzące w litosferze

- prądy konwekcyjne w płaszczu ziemi

1. Transgresje i regresje morskie

Fakt, że osady oceaniczne spotykamy dziś na kontynentach świadczy o tym, że zasięgi oceanów i mórz zmieniały się w przeszłości geologicznej. Na powierzchnię kontynentów wielokrotnie wkraczały wody morskie, zmieniając obszary lądowe w płytkie zbiorniki morskie, w których powstawały osady o wielkokilometrowej czasem miąższości. Zjawisko zalewania lądu przez morze nazywamy transgresją. Może być ona spowodowana:

- podniesieniem się wód oceanu światowego

- podniesieniem się dna zbiornika oceanicznego

- obniżającymi ruchami na lądzie

- likwidacją dużych akwenów

Ustępowanie (wycofywanie się) zbiornika morskiego z lądu nazywamy regresją.

1. Niezgodności

Niezgodności są świadectwem pionowych ruchów skorupy ziemskiej.

- niezgodność erozyjna – jeżeli osady powstałe w morzu ulegną wypiętrzeniu ponad poziom morza, lecz zostanie zachowane ich poziome ułożenie, a później nastąpi erozja i ponownie zalanie obszaru przez morze, !starsze osady są oddzielone od młodszych nierówną powierzchnią!

- niezgodność kątowa – osady w zbiorniku ulegają wypiętrzeniu, sfałdowaniu i erozji, jeżeli zerodowany obszar zostanie zalany przez morze, w którym powstaną nowe osady, !między skałami starszymi a młodszymi leżącymi poziomo!

- penakordancja – transgredujący zbiornik morski przykrywa warstwy leżące poziomo nowymi osadami, że między nimi nie będzie nierównej powierzchni erozyjnej, ale osady młodsze będą leżały całkowicie zgodnie na osadach starszych

1. Deformacje tektoniczne – fałdy

Fałd jest podstawowym elementem deformacji ciągłych. Jest to wygięcie warstw bez przerywania ich ciągłości składające się z antykliny (siodło, zawiera utwory starsze w jądrze, warstwy młodsze otulają starsze) i synkliny (łęk, zawiera utwory młodsze w jądrze, warstwy starsze otulają młodsze).

Klasyfikacja geometryczna (kryterium – ułożenie osi fałdu i nachylenie skrzydeł):

- fałd stojący – oś pionowa lub prawie pionowa, skrzydła nachylone w dwie przeciwstawne strony

- fałd pochylony – oś nachylona, skrzydła nachylone w dwie przeciwstawne strony

- fałd obalony – oś nachylona, skrzydła nachylone w tą samą stronę

- fałd leżący – osie fałdy poziome, lub prawie poziome

- fałd przewalony – występuje zjawisko odwrócenia antykliny i synkliny

Inne klasyfikacje:

- strukturalne

- morfologiczne

• Fałd zębaty

• Fałd skrzynkowy

• Fałd wachlarzowaty

1. Deformacje tektoniczne – uskoki

Uskok jest podstawowa formą deformacji nieciągłych. Jest to przerwanie ciągłości skał połączone z przesunięciem.

Klasyfikacja

Kierunek ruchu uskokowego względem powierzchni uskokowej:

- uskoki zrzutowe

• Normalny (skrzydło zrzucone przemieszczane jest zgodnie z nachyleniem powierzchni uskokowej)

• Odwrócony (skrzydło zrzucone przemieszczane jest w kierunku przeciwnym do skrzydła wiszącego)

• Progowy (powierzchnia uskoku jest pionowa)

- uskoki przesuwcze (przesunięcie skrzydeł następuje w poziomie i nie można rozróżnić skrzydła wiszącego i zrzuconego

- uskoki zrzutowo-przesuwcze (koincydencja – nałożenie się 2 rodzajów ruchów, w pionie i poziomie)

Specjalne typy uskoków:

- uskok nożycowy

- uskok zawiasowy

1. Kras – formy powierzchniowe

Wskutek chemicznego oddziaływania wody na skały powstają zjawiska krasowe.

Formy powierzchniowe:

• żłobki krasowe – bruzdy utworzone przez spływającą strużkami wodę

• jamy i bruzdy krasowe

• lejki i leje krasowe – zamknięte zagłębienia, utworzone na powierzchni w wyniku wpadającej do szczeliny wody, a także zapadnięciu się stropów jaskiń

• uwały – rozległe zagłębienia powstałe z połączenia kilku lejów

• polje – kotlina powstała przez połączenie kilku uwałów

• ponory- miejsca, gdzie rzeka wpływa pod powierzchnię ziemi

• wywierzyska- miejsca wypływu wód krasowych

• ostańce krasowe – izolowane wzniesienia będące pozostałością odporniejszych skał wapiennych

• mogoty – kopulaste wzniesienia, wystające ponad powierzchnię zrównania

1. Kras – formy podziemne

Formy podziemne:

• Jaskinie

  • Studnie i kominy krasowe – pionowe szczeliny

  • Jaskinie poziome (korytarze – tunele i galerie)

  • Pieczary – rozległe komory powstałe w miejscach łączenia się korytarzy z lejami

• Szata naciekowa

  • Stalaktyty – wiszące na stropach jaskiń naciekowe sople z kalcytu

  • Stalagmity – nacieki w postaci iglic na dnie jaskiń

  • Stalagnaty – połączenie stalaktytu i stalagmitu, kolumna

  • Draperie- zasłony naciekowe

  • Kaskady

1. Geologiczna działalność wiatru

Obszary geologicznej działalności wiatru

- mniej więcej na 30o równoleżniku

* Mało opadów

* Mała wilgotność

* Wysokie temperatury

Geologiczna działalność wiatru:

- transport

- erozja

- akumulacja

Mechanizmy transportu eolicznego:

- trakcja (pełznięcie powierzchniowe)

- saltacja (transport skokowy)

- suspensja (unoszenie w zawiesinie)

Erozja eoliczna:

- deflacja (wywiewanie)

- korazja (szlifowanie i żłobienie)

Rezultaty deflacji:

- nisze deflacyjne – porośnięte

- bruk deflacyjny – bez roślinności

Rezultaty korazji:

-wygłady eoliczne

- bruzdy korazyjne i jandargi

- grzyby skalne

- wielograńce (graniaki wiatrowe)

Formy akumulacji eolicznej:

- piaski

* riplemarki

* wydmy

- pyły

*lessy

1. Rodzaje wydm

Morfologiczna klasyfikacja wydm:

- poprzeczne

* barchany – powstają na pustyni, całkowity brak roślinności, ramiona przemieszczają się szybciej niż część centralna

* paraboliczne- częste na obszarach nadmorskich i terasach rzecznych, piasek na ramionach przesuwa się wolniej w stosunku do części centralnej, bo porasta je drobna roślinność

* poprzeczne proste – z połączenia ramionami wydm parabolicznych

- podłużne (seify) – z połączenia barchanów (jeden za drugim)

- złożone

* gwiaździste – występują tam gdzie wiatry wieją w różnych kierunkach

1. Wody gruntowe

• Zasilane są z powierzchni ziemi przez infiltrację

• Nie podlegają wahaniom temperatury powietrza

• Są mniej zanieczyszczone (przefiltrowane przy przejściu przez skały)

• Nadają się do spożycia

1. Wody mineralne

Za wody mineralne uważa się wody, które zawierają ponad 1000mg rozpuszczonych związków mineralnych w 1 litrze. W śród źródeł wód mineralnych wyróżnia się:

• Szczawy- zawierają CO₂

• Solanki – zawierają rozpuszczoną sól kamienną

• Solanki gorzkie

• Wody siarkowe – zawierają siarkowodór

• Wody żelaziste – zawierają jony żelaza

• Wody krzemowe – zawierają rozpuszczony kwas metakrzemowy

Wody mineralne w Polsce występują m.in. w Nałęczowie, Busku Zdroju, Iwoniczu-Zdroju, Międzyzdrojach, Ciechocinku, Muszynie, Jastrzębiu-Zdroju, Długopolu, Kudowej-Zdroju

Wody źródłowe mają przeważnie temperaturę zbliżoną do średniej rocznej danego obszaru. Wody źródeł mające temperaturę o 5^o wyższą od średniorocznej są nazywane wodami termalnymi (cieplicami). Występują najczęściej na obszarach współczesnej lub niedawno wygasłej aktywności wulkanicznej. W Polsce cieplice występują w Lądku Zdroju i Cieplicach.