Stożki napływowe powstające u wylotu rzek wypływających spod lodowca - sandr.
Środowisko eoliczne
Wszelkie nierówności osadu w warunkach środowiska eolicznego mają tendencje do powiększania. Środowisko dotyczy obszarów, gdzie deponowane są osady
Formy morfologiczne
Pustynie piaszczyste - egr.
Najmniejsze formy - ripplemarki eoliczne.
W przeciwieństwie do ripplemarków wodnych, formy eoliczne charakteryzuje to, że na czubkach pozostaje frakcja grubsza, trudniej wywiewana, a nie w dołkach (bo wiatr wywiewa drobniejsze ziarnka). Ripplemarki eoliczne są niższe w stosunku do wodnych (wysokość względem szerokości przekroju)
Barchany - ramiona zwrócone w stronę, w którą wieje wiatr.
Wydmy paraboliczne - w środowisku o wilgotnym podłożu. Ramiona zwrócone w stronę przeciwną do kierunku wiania wiatru. Rośliny z wodą zatrzymują piasek.
Wydmy poprzeczne - o długich prostych grzbietach, powstają tam, gdzie wiatr wieje w jednym kierunku przez długi czas.
Wydmy podłużne (sejfy) - podłużne wały ułożone w kierunku wiejącego wiatru, przy czym tworzą się wtedy, gdy wiatr generalnie zwrócony jest w jedną stronę, ale zawiewa czasem z innej.
Lessy - osady frakcji pyłowo mułowej zazwyczaj wielkości ziaren mniejszej od 0,02 mm. Powstają na obszarach peryglacjalnych bądź na przedpolu obszarów pustynnych. Zazwyczaj less ma barwę jasnożółtą, 60-70% to ziarenka kwarcu, pozostałe 30% stanowią zazwyczaj węglany, ale oprócz węglanów można się spotkać z minerałami ilastymi i minerałami ciężkimi. Porowatość lessów dochodzi do 40%. Pyły zawieszone mogą być transportowane na bardzo długim dystansie.
Czynniki wpływające na możliwość rozprzestrzenienia lessów - potrzeba obszaru, z którego materiał będzie wywiewany + obecność wiatru.
Lessy w Kazachstanie - peryglacjalne (nad lądolodem tworzy się wyż, to co na jego powierzchni jest wywiewane).
W Chinach grubość lessów przekracza 300 m.
Lessy stanowią bardzo dobre podłoże dla gleb - rozwijają się czarnoziemy.
Charakterystyczna postać wąwozów w osadach lessowych - parowy.
Środowisko jeziorne
Jeziora posiadają różną genezę
pochodzenia wulkanicznego
jeziora zapadliskowe (Niasa) zapadliska - fragment litosfery uległ zapadnięciu, powstają rowy tektonicznie, do których woda spływa ale ma problem by z nich wypłynąć; Bajkał, M. Martwe, Tanganika; produktem ewaporacji są ewaporaty czyli skały solno gipsowe, podstawowymi minerałami o genezie ewaporacyjnej są : gips, anhydryt, halit, sylwin KCl, karnalit, epsomit, polihalit. Kolejność strącania soli jest odwrotna w stosunku do ich podatności na rozpuszczanie. Najtrudniej rozpuszczalne wytrącają się jako pierwsze. Jako pierwszy z wody będzie się wytrącał węglan wapnia w postaci aragonitu, dalej siarczany a potem chlorki. Cechą charakterystyczną wód jezior bezodpływowych jest bardzo duży stopień zasolenia. W wodach M. Martwego wynosi 26%, M. Kaspijskie 28,5%, J. Assal w Somalii 32%, J. Eire 36%. to dane uśrednione, bo gdyby tak bło to sole by się nie rozpuszczały. Rozpuszczalność soli zależy od temperatury, węglany strącają się im woda jest bardziej ciepła, halit łatwiej się rozpuszcza w ciepłej temperaturze. Jeżeli nastąpi przekroczenie tych parametrów rozpuszczalności, to automatycznie sole się strącają. Co wiele lat w M. Martwym woda robi się mlecznobiała, następuje całkowita inwersja wód. Wody powierzchniowe podlegają cyrkulacji, wody głębinowe są generalnie wodami stojącymi, warstwy te nie mieszają się ze sobą. Czasem dopływają zimne wody, które spływają na dół, a solanki wypływają ku górze. Zimna woda bierze się z Jordanu
jeziora przybrzeżne (Dołgie Małe) powstają w wyniku odcięcia zatok morskich
jezioro meandrowe - starorzecza
jeziora deltowe (Druzno) - na obszarach delty rzecznej między wałami brzegowymi odgałęzień rzeki; Dąbie
jeziora zaporowe (Duszatyńskie, na stoku Hryszczatej w 1907, potok został przecięty osuwiskiem) powstają w wyniku osuwisk
jeziora krasowe powstają tam, gdzie występują zjawiska krasowe (zjawiska krasowe dotyczą skał węglanowych, ale w dawnej Sodomie skał solnych - halitu, gipsu)
W skali czasu geologicznego jeziora są zjawiskiem krótkotrwałym.
Pod względem natlenienia wyróżniamy
jeziora eutroficzne o dobrze natlenionych wodach powierzchniowych
jeziora oligotroficzne bogate w tlen na wszystkich głębokościach, a zarazem ubogie w faunę i florę
jeziora dystroficzne ubogie w tlen
Sedymentacja jeziorna
Podstawowym efektem sedymentacji jeziornej jest gytia czyli ciemny muł zawierający duża ilość obumarłej roślinności (detrytus - postrzępione fragmenty roślin). Innym efektem jest kreda jeziorna - margiel łąkowy. Kreda jeziorna strąca się wskutek spadku CO2 w wodzie, co może być spowodowane fotosyntezą roślin lub zmianą temperatury wody. CaCO3 często strąca się na łodyżkach glonów. Wówczas tworzy rureczki. Łąkowy bo często łąki są na obszarze podmokłym (terasa rzeczna, byłe jezioro), pod trawą pojawia się duża ilośc CaCO3, to produkt sedymentacji będący efektem zmian pH wody i nadmiar węglanu wapnia zostaje strącony. Występuje szczególnie w tych jeziorach, których wody infiltrują skały węglanowe. Wszystkie wody, które spływają do jeziora, płyną do skał wapiennych, rozpuszczają ją bo mają odczyn mniej lub bardziej kwasny, jezioro wobec tego jest rpzesycone węglanem wapnia i wystarczy niewielka rożnica temperatury (nagrzanie słońcem) lub zakwitnięcie i automatycznie nadmiar CaCO3 strąca się na osad, gytię, łodygi i powstają te rureczki.
Trzecim produktem sedymentacji jeziornej jest ruda darniowa. Mechanizm strącania związków żelaza jest ten sam co w wypadku strącania CaCO3 - zmiana chemizmu wody powoduje lokalne strącenia związków żelaza. Lokalne zmiany kwasowości wód (spadek; jak woda jest kwaśna ro rozpuszcza, jak jest zasadowa to strąca), nagromadzenia wodorotlenku żelaza dają pokłady rudy darniowej. Ruda darniowa w Wielkopolsce i na dolnym śląsku była wykorzystywana w budownictwie
Torfy i węgle
to organiczne skały palne będące produktami akumulacji bagiennej na obszarze jezior, delt i zatok morskich. Torfowiska rozwijają się w obrębie jezior dystroficznych, wówczas gdy wody zawierają duże ilości kwasów humusowych. Kwasy te pochodzą w dużej mierze z otaczających jezioro borów czy wcześniej powstałych torfowisk i nadają wodzie i nadają wodzie brunatną barwę i kwaśny odczyn. Kwasy wiążą wiązki azotu co sprawia, że jeziora wykazują niską trofię, czyli biologiczność. Ponadto kwaśny odczyn nie sprzyja rozwojowi bakterii, dzięki czemu procesy rozkładu materii organicznej przebiegają bardzo powoli, co z kolei powoduje gromadzenie grubych warstw osadów na dnie (osadów dennych). Brak tlenu w w tych wodach uniemożliwia gnicie, które polega na rozkładzie większości substancji roślinnych na CO2, metan i wodę. W warunkach niedoboru tlenu gnicie zostaje zastąpione butwieniem, podczas którego roślinność zostaje zamieniona w związki humusowe - próchnicę, a ta jest względnie wzbogacona w węgiel. Sam proces butwieonia wymaga obecności bakterii beztlenowych. Torfowiska powstają przez stopniowe zarastanie zbiornika od zewnątrz ku środkowi i procesowi temu towarzyszy sukcesja czyli następstwo roślinności od głębokowodnej (glony, lilie wodne) przez roślinność przybrzeżną (sitowie) aż po florę lądową (mchy, wrzosy, drzewa). W ten sposób powstają torfowiska niskie. Na torfowisku niskim z czasem wzrasta niedobór wody gruntowej w wyniku czego drzewa obumierają. Obumierające drzewa i roślinność tworzą warstwę torfu drzewnego. Wówczas przy niedoborze wód gruntowych i zasilaniu wodami opadowymi rozwijają się głownie mchy, trawy a także sosny. Powstają wówczas torfowiska wysokie.
W warunkach klimatu tropikalnego często w pobliżu brzegów morskich rozwijają się lasy namorzynowe, których drzewa posiadają charakterystyczny zespół wysokich korzeni, sięgających ponad lustro wody. Drzewa te, obumierając, gromadzą się, tworząc w przyszłości pokłady węgla. Gromadzenie może mieć charakter autochtoniczny (gdy pozostają na miejscu) lub allochtoniczny (gdy ulegną przemieszczeniu). Bardziej pożądanymi są węgle autochtoniczne gdyż posiadają mniejszy stopień zanieczyszczenia, to znaczy po ich spaleniu pozostaje niewielka ilość popiołów. Dowodem autochtoniczności złóż węgla są zachowane systemy korzenne w partii spągowej złoża oraz obecność delikatnych części roślin (liście). Torfy i węgle powstają w wyniku procesów, które prowadzą do stopniowego względnego wzbogacenia w węgiel. Wyróżniane są dwa etapy powstawaniu węgla. Pierwszy - stadium biochemiczne, drugie - stadium geochemiczne. Stadium biochemiczne to czas od rozwoju terenu bagiennego do momentu jego zasypania, w tym stadium bakterie i grzyby atakują obumarłe organizmy i prowadzą do ich rozpadu. W wypadku torfowisk najintensywniejszy rozkład roślin ma miejsce w warstwie przypowierzchniowej czyli tej bardziej utlenionej. Rozkład prowadzi do względnego wzbogacenia w C, wraz z rozwojem diagenezy osadów torfowych, torf przechodzi w stadium węgla brunatnego. Stadium geochemiczne - proces diagenezy determinowany zmianami ciśnienia i temperatur. Im osad znajdzie się głębiej, tym będziemy mieli do czynienia ze wzrostem temperatury i ciśnienia. Procesy tego stadium podlegają prawom termodynamiki. Ze względu na rodzaj materiału wyjściowego oraz warunki jego rozkładu wyróżnia się następujące grupy węgli:
humolity - powstają ze szczątków roślin wyższych, lądowo - bagiennych, są to najbardziej rozpowszechnione typy węgli
liptobiolity - powstają wówczas, gdy całkowitemu rozkładowi podlega celuloza, zbudowane głównie z różnego typu żywic (bursztyn)
sapropelity - powstają z uwęglenia glonów bądź też z sapropelu
Węgle posiadające 40% zanieczyszczeń mineralnych (iły, piachy) określane są mianem łupków palnych.
Główne stadia i produkty przeobrażeń substancji węglowych
W pierwszym etapie powstaje torf → węgiel brunatny miękki (torf pod wpływem nacisku nadkładu zagęscza się, traci wodę i przybiera barwę brunatną, powstaje na głębokości 200-400 m.) → węgiel brunatny twardy, może być matowy lub błyszczący, wraz ze wzrostem temperatury powstaje następnie → węgiel kamienny płomienny, któremu towarzyszy wydzielanie się wodoru → węgiel koksowy → węgiel chudy → antracyt → grafit.
Przemiany te wymagają wzrostu temperatury, ciśnienia i upływu czasu. Węgiel brunatny aby powstał wymaga temperatury nie wyższej niż 90oC. Węgiel kamienny powstaje w zakresie do 205oC, antracyt wymaga wyższej temperatury. Zazwyczaj obserwowany jest związek między typem węgla a zwięzłością otaczających skał. Węgiel brunatny miękki występuje wśród luźnych piasków i iłów, brunatny twardy wśród iłołupków (potrzeba większej kompakcji), węgiel kamienny wśród łupków ilastych, a grafit tylko wśród skał metamorficznych.
Złoża węgli tworzyły się na obszarach szczególnie intensywnego rozwoju roślinności. Roślinność będzie się tworzyć tam, gdzie będzie ląd i ciepło czyli równik. Jeśli dany kontynent w danym czasie znajdował się na równiku, wówczas powstawały tam złoża węgli. 24% ogólnych zasobów węgla powstało w karbonie, 17% w permie, 4% w jurze i 54% w paleogenie. Węgiel kamienny związany jest przede wszystkim ze złożami karbońskimi i permskimi. Wyjątek stanowią karbońskie złoża węgla brunatnego zagłębie podmoskiewskiego. Nie było warunkach do głębokiej subsydencji basenów. Większość węgli brunatnych pochodzi z paleogenu,wyjątek stanowią złoża węgla kamiennego związane z obszarem Japonii, Sahalinu, Korei i Filipin. Złoża paleozoiczne zawierają zazwyczaj wiele pokładów. Złoża paleogeńskie kilka.
Złoża, które powstawały w pobliżu brzegu mórz, zawierające zazwyczaj florę i faunę świadczącą o wpływie tych zbiorników morskich, określane są jako paraliczne. Przykładem takich złóż jest górnośląskie zagłębie węglowe, zagłębie Ruhry i zagłębie Donieckie.
Złoża typu jeziornego to złoża limiczne - złoża dolnośląskie zagłębia wałbrzyskiego, złoża Saary i Comentry (śr. Francja).
Elementy tektoniki
Tektonika to dział geologii zajmujący się budowa i odkształceniami mas skalnych oraz przyczynami tych odkształceń.
Znane są różne przyczyny odkształceń
endogeniczne - spowodowane naciskami, których źródło występuje w szeroko rozumianym wnętrzu Ziemi
grawitacyjne (tektonika spływowa)
izostazja (różnice gęstości)
egzogeniczne - zewnętrzne, spowodowane ługowaniem skał (zjawiskami krasowymi) , płynięciem potoku lawy czy też płynięciem lodowca (glacitektonika); morena spiętrzona jest klasycznym przykładem glacitektoniki
Z punktu widzenia stylu odkształceń wyróżniamy tektonikę fałdową i tektonikę blokową.
Tektonikę fałdową stanowią mniej więcej równoległe do siebie fałdy widoczne na mapie w formie powtarzających się pasów. Jest to rodzaj odkształceń ciągłych. Powstają w wyniku kompresji (ściskania) a a wektory ściskania są skierowane prostopadle do siebie.
Podstawą tektoniki blokowej są uskoki, często nałożone na tektonikę fałdową. Uskoki stanowią rodzaj odkształceń nieciągłych.