Egzamin z Geologii Czwartorzędu - ściąga
1. Podział czwartorzędu. Czwartorzęd (Q) - najmłodszy okres ery kenozoicznej, który zaczął się 2,58 mln lat temu z końcem neogenu i trwa do dziś. Dzieli się na: plejstocen od 2,58 mln. do 11,7 tys. lat temu,, holocen od 11,7 tys. temu do dziś. We wcześniejszym podziale okresem poprzedzającym czwartorzęd był trzeciorzęd. Został on później podzielony na paleogen i neogen. Według podziału dokonanego przez Międzynarodową Komisję Stratygraficzną w 2004 r. czwartorzęd miał nie istnieć jako okres, a plejstocen i holocen wchodziły w skład neogenu (23 mln lat temu do chwili obecnej). Na skutek protestów społeczności geologów czwartorzędu w 2006 r. Międzynarodowa Komisja Stratygraficzna przywróciła formalne stosowanie nazwy czwartorzęd w randze okresu, przesuwając zarazem jego dolną granicę z 1,80 na 2,58 mln lat, a więc obejmując także ostatnie piętro pliocenu - gelas.
2.Cykliczne zmiany klimatu o zasięgu globalnym. Okresy zimne (glacjały) - okresy lodowcowe, w których lód zajmował większe obszary, okresy ciepłe (interglacjały) - przejściowe okresy, w których lądolód cofał się, ale nie zanikał. Nastaje epoka lodowcowa. Cykliczne zmiany klimatu powodują duże wahania światowego poziomu mórz i oceanów. Otwarcie pomostu lądowego między Azją i Ameryką umożliwia wielką migrację zwierząt. I najważniejsze - na Ziemi pojawia się człowiek. Czwartorzęd jest najmłodszym i najkrótszym okresem dziejów Ziemi. O jego wyróżnieniu zdecydowały silne, cykliczne zmiany klimatu, w wyniku których na wielkie połacie Ameryki Północnej i Eurazji kilkakrotnie nasunęły się ogromne lądolody. W geologicznej historii Ziemi kilkakrotnie doszło do znacznego ochłodzenia, którego efektem były zlodowacenia kontynentów. Prawdopodobnie były to okresy niezbyt długie w porównaniu z okresami klimatu cieplejszego i o różnej wilgotności. Najmłodsza, czwartorzędowa epoka lodowa rozpoczęła się 3 miliony lat temu i trwa do dziś.
3. Podział startygraficzny plejstocenu glacjalnego. W odróżnieniu od starszych okresów geologicznych, podstawą podziału stratygraficznego czwartorzędu są właściwe temu okresowi ochłodzenia i ocieplenia klimatyczne. Plejstocen to część czwartorzędu, w czasie której doszło w Europie do wykształcenia nie tylko poszczególnych zlodowaceń kontynentalnych (skandynawskich) i górskich, ale także - w ich obrębie i w obrębie dzielących je interglacjałów - szeregu jednostek niższego rzędu. Łączne stosowanie kryteriów litostratygraficznych, morfostratygraficznych, chronostratygraficznych i innych pozwoliło Z.S. Różyckiemu na wyróżnienie czterech głównych typów (rzędów) jednostek klimatostratygraficznych podziału plejstocenu:
I rząd: glacjały i interglacjały, frygidy i kalidy,
II rząd: glacistadiały i interglacistadiały, pluwiostadiały i aridostadiały,
III rząd: glacifazy i interglacifazy
IV rząd: glacietapy i interglacietapy, glacioscylacje, etapy postojowe czołą lądolodu.
Do podziału tego w dużym stopniu nawiązują jednostki podziału czwartorzędu zawarte w Zasadach polskiej klasyfikacji. Wychodząc z założenia i licznych dowodów, że podział plejstocenu opiera się na zasadach klimatostratygraficznych, S.Z. Różycki powiązał ten podział z odpowiednimi falami zmian klimatycznych, rozróżniając wśród nich fale kolejno coraz to niższego rzędu. Plejstocen (0,95-0,01 mln lat BP) obejmuje najważniejszą i dobrze już poznaną część czwartorzędu. Wyróżnia się w nim 15 na przemian zimnych i ciepłych jednostek klimatostratygraficznych I rzędu, z których 8 jest reprezentowanych w środkowo-wschodniej Europie przez odrębne zlodowacenia skandynawskie (Narwi, Nidy, Sanu 1, Sanu 2, Liwca, Odry, Warty, Wisły), a 7 przez jednostki interglacjalne (podlaski, małopolski, ferdynandowski, mazowiecki, Zbójna, lubawski, eemski).
4. Teksturalne cechy osadów i analiza cech strukturalnych:
STR DEP tworzą się w trakcie procesu dep mater osad w basenach sedym. Uławicenie wynik zmian w procesie akum. Obserwowane w odp dużych odsłonięciach. Rodzaje w-wań:
równoległe: płaskie ciągłe i nie, faliste ciągłe i nie, rynnowe ciągłe i nie; nierównoległe: klinowe ciągłe i nie, faliste ciągłe i nie, rynnowe ciągłe i nie.
Laminacja wielokrotne powtarzanie w-w. Lam:
płaska równoległa, smużysta, falista, soczewkowa.
Riplemarki struktury pow, nierówności na pow osadu, trakcyjne przemieszczanie mat ziarnowego przez prądy.
1. Podwodne: prądowe (poprzeczne proste, ukośne proste, poprzeczne kręte w fazie i nie, ukośne łańcuchowe, ukośne ł w fazie i nie, językowate, łuskowate, półksiężycowate), falowe;
2. Eoliczne piaszczyste i żwirowe (żwirowe, adhezyjne); W-wanie przekątne = lam przekątna dużej skali = rip wstępujące w-wy nachylone w stosunku do pierwotnie poziomej pow depoz (płaskie tabularne fale piaskowe w środ wodnym, rynnowe małe i duże rip w wodzie, płaskie klinowe wydmy, zaspy piaskowe w środ eolicznym, jodełkowe). Struktura HCS kombinowana forma dna (kopuły sztormowe, hamaki sztorm); Uziarnienie frakcjo zmiana wielkości ziarn w pion profilu.
STR ERO Hieroglify ślady prądowe
1. Mech (mechanoglify): prądowe - odlew śladu prądu, deform - odkształcenie dolnych pow ławic
2. Organ (bioglify).
Sposób powst hiero:
1. Ślad erozji działalność płynącej wody
2. Ślad przedmiotów wyżłobione przez niesione prądem przedmioty.
I kanały erozyjne przepływ silnego prądu,
II rozmycia erozyjne niewielkie, płytkie, pochyła sieć erozyjna gdzie kończy się ciągłość ławicy
III ślady erozyjne
a. ślady prądów (jamki wirowe, ślady opływania, grzbiety prądowe: sed grzb prądowe i podłużne, bruzdy prądowe, ślady pierzaste)
b. ślady przedmiotów (ślady wlecenia, toczenia, uderzeń: zadziory uderzeniowe, ślady poślizgu, zmarszczki czołowe)
c. ślady kropel deszczu
STR DEFOR zaburzenie pierwotnego kształtu, układu, bud wewn przed lityfikacją. Ruchy mas przemieszczanie się skał przy pomocy siły ciężkości (nacisku i zsuwania);
Uławic zaburzone
1. Rozdrobnione (bezstrukturalna masa, chaotycznie rozmieszczone fragmenty ławic) 2. Nierozdrobnione (główną masą są zdeformowane ławice lub ich fragmenty); Fałdy deformacyjne powyginane fragmenty ławic, nieregularny kształt (płaty zawinięte, płaty soplowe, toczeńce piaszczyste)
niestateczne w-wanie gęstościowe
1. Stateczne ab (w-wa lżejsza na cięższej)
2. Niestateczne ba (w-wa cięższa na lżejszej) struktury pogrązowe układy ruchome i nie; w-wanie konwolutne wewnątrzław zaburzenia lamin tworzące miniaturowe fałdy (na granicy płynności); struktury ucieczkowe w luźnym osadzie, wyciskanie wody porowej (str ucieczkowe, kanały, wulkany piaszcz, pęcherze gazowe, spękania błotne); Spękania synerezyjne oddzielenie fazy stałej od płynnej, war podwodne; Str fenestralne pory częsciowo lub całkowicie wypełnione, wap i dolom (str oczkowe izometryczne, fenestralne soczewkowe wydłużone); Toczeńce ilaste kuliste formy z materiału podłoża (mułowe, iłowe, uzbrojone).
STR BIO
Bioglify - hieroglify organ - ślad działalności organi:
1. Postdepo po utworzeniu ławicy
2. Predepo wcześniejsze;
Podział biog
epifauna na pow osadu
infauna wewn osadu
EPICHNIA na górnej pow w-wy
ENDICHNIA wewn w-wy
EXICHNIA dolna pow
HYPICHNIA poza w-wą
DOMICHNIA jamki mieszkalne, proste, pion, u-kształt
CUBICHNIA spoczynek
REPICHNIA pełzanie
FONDICHNIA jamki żer
PASCICHNIA żerowanie
FUNGICHNIA ucieczka Litofocenoza wydrążenia pozostawione przez skałotocze.
Sekwencja turbidytowa Boumy - następstwo 5 rodzajów w-wania i typu osadu wyst w ławicy skalnej utworzonej przez prąd zawiesinowy. Powszechna struktura we fliszu. Od spągu ławicy wyróżnia się w nast człony sekwencji:
A - uziarnienie frakcjonalne
B - lam pozioma
C - lamHYPERLINK "http://pl.wikipedia.org/w/index.php?title=Laminacja_przek%C4%85tna&action=edit&redlink=1" przekątna, czasem w-wanie konwolutne
D - lam pozioma
E - mułowiec pozbawiony struktur;
Pełna sekwencja oznaczana Tabcde. Często wyst niepełna, złożona tylko z niektórych członów. Efekt osadzania osadów w czasie stopniowego wyhamowywania prądu zawiesinowego i zmniejszającej się siły.
GRUBE żwir; psefit; rudyt; kalcy(dolo)rudyt; sferyt,
ŚREDNIE piasek; psamit; arenit; kalka(dolo)renit; granulit,
DROBNE pył; aleuryt; siltyt; kalcy(dolo)siltyt; pulweryt ,
BARDZO DROBNE ił; pelit; lutyt; kalcy(dolo)lutyt; pulweryt
5. Petrograficzno-mineralogiczna analiza osadów czwartorzędowych skał okruchowych
I. Analiza składu mineralnego i chemicznego:
W ocenie składu mineralnego i chemicznego osadów czwartorzędowych w Polsce (poza rejonem karpackim i sudeckim) uwzględnić należy dwa podstawowe źródła pochodzenia materiału. Jednym z nich są różnorodne skały skandynawskie z całym zespołem składających się na nie minerałów, drugim skały lokalne pobrane z podłoża na szlaku wędrówki lądolodów lub przepływu wód rzecznych i fluwioglacjalnych. Te dwa podstawowe źródła materiału w istotny sposób rzutują na skład chemiczny i mineralny osadów czwartorzędu. Podstawowym elementem składu chemicznego i mineralnego osadów czwartorzędu mogą być różnorodne, zachodzące stale procesy chemiczne, segregacja minerałów w trakcie transportu i sedymentacji, a także migracja związków chemicznych w już złożonym osadzie.
II. Analiza składu petrograficznego :
Analiza petrograficzna osadów glacjalnych standardowo obejmuje identyfikację typów petrograficznych żwirów średnioziarnistych (4[5]-10mm) i gruboziarnistych (20-60 mm; Wentworth 1922). Frakcja grubsza (60-128 mm) jest badana rzadziej. Analizę petrograficzna frakcji grubożwirowej (20-60 mm), oprócz identyfikacji typów petrograficznych, można poszerzyć o szczegółowe badanie narzutniaków przewodnich i wskaźnikowych. Analiza petrograficzna służy określeniu obszarów najefektywniejszej egzaracji lodowcowej i na tej podstawie wskazaniu kierunku transgresji lądolodu. Wyniki analizy petrograficznej wykorzystuje się m. in. do litostratygrafii. Uwzględniając dotychczasowe doświadczenia należy stwierdzić, że analiza petrograficzna przeprowadzona w osadach wodnolodowcowych jest niedoceniana. Z kolei pracochłonność i trudność w rozpoznawaniu typów skał powoduje, że analiza narzutniaków przewodnich (we frakcji 20-60 mm) jest rzadko przeprowadzana. Ograniczeniem tej metody jest pozyskanie materiału do badań wyłącznie w odsłonięciach terenowych. Pomimo niedostatków analiza petrograficzna osadów glacjalnych w Polsce, zwłaszcza analiza narzutniaków przewodnich, przeżywa, po okresie rozwoju w latach międzywojennych i 60-tych XX w., swój renesans, mając gorących orędowników i niestrudzonych badaczy. Analiza petrograficzna należy do grupy analiz teksturalnych. Stosuje się ją w celu określenia składu petrograficznego żwirów w ujęciu jakościowym i ilościowym oraz jego zmian przestrzennych w osadach akumulacji lodowcowej i glacjofluwialnej. Analiza petrograficzna świrów nie określa wieku osadów, z których pochodzą badane żwiry, ale, zwłaszcza w przypadku braku możliwych do datowania szczątków organicznych w osadach plejstoceńskich, pełni ona rolę wspierającą, a czasem nawet decydującą, w zaklasyfikowaniu badanych osadów do danego podziału litostratygraficznego.
6. Analiza petrograficzna żwirów
I. Serie żwirowe, piaszczysto-żwirowe
Badania żwirów rozpoczyna się od wstępnego przeglądu terenu, którego celem jest zorientowanie się w składzie ziarnowym i petrograficznym badanych utworów i ich zmienności. Celowe jest także zapoznanie się z wykształceniem żwirów występujących w prawdopodobnych obszarach źródłowych. Przy badaniu żwirów, których skład petrograficzny jest nietypowy dla badanego terenu, a wynikające z ich obecności wnioski zmieniają zasadniczo dotychczasową interpretację, należy zachować dużą ostrożność. Badania żwirów obejmują określenie ich uziarnienia, ilościowego składu petrograficznego, kształtu poszczególnych otoczaków, stopnia ich obtoczenia oraz opis tekstowy. Interpretując skład ziarnowy i petrograficzny żwirów należy pamiętać, że jest on uzależniony od długości drogi transportu od obszaru źródłowego, mechanizmu tego transportu, charakteru źródła, które może być zarówno zbliżone do punktowego (np. Tatry dla doliny Dunajca), jak i liniowe, rozciągnięte na dużej przestrzeni (np. Karpaty fliszowe dla pozostałych rzek karpackich). Biorąc pod uwagę wpływ wielkości ziarna na skład petrograficzny, a także inne cechy żwirów, dalsze badania wykonuje się na materiale rozsianym na sitach, zgodnie z układem fi, powszechnie stosowanym w sedymentologii. Należy uwzględnić także otoczaki, które nie pojawiły się wśród 300 badanych, ale które widzimy w ścianach czy dnie odsłonięcia. Analiza petrograficzna żwiru polega na określeniu przynależności petrograficznej otoczaków drogą makroskopowych oględzin. Duże otoczaki powyżej 32 mm najwygodniej jest badać w terenie. Badając petrografię drobniejszych frakcji rozdzielamy je na stole lub tacy na poszczególne typy petrograficzne a następnie liczymy ziarna i zapisujemy w protokóle. Wyniki notuje się w protokole, a następnie sumuje i przelicza na procenty i przepisuje się do zestawienia końcowego, gdzie podaje się obowiązkowo sumę badanych otoczaków. Badania petrograficzne żwirów dzieli się na pełne oraz wskaźnikowe, przy których badamy wybraną frakcję. Badania pełne służą do określania szczegółowego składu żwiru tj. wszystkich dostępnych frakcji, a ich wyniki przedstawiamy w formie tabel lub diagramów, przy czym każda frakcja jest traktowana jako 100%. Zazwyczaj badamy frakcje grubsze od 2 mm. Badania wskaźnikowe dotyczą określonej frakcji i służą do analizy zmienności przestrzennej lub pionowej żwirów. Jeśli jedynym dostępnym do badań materiałem są próby z wierceń, to możemy być zmuszeni do badania frakcji drobniejszych, np. 4-8 mm. W każdym razie należy pamiętać, że informacje jakie można otrzymać przy badaniu frakcji drobnych są zawsze bardziej skąpe niż uzyskane w przypadku frakcji grubych. Z innych cech żwirów można badać np. kształt otoczaków i stopień ich obtoczenia. Pierwszy z nich określamy metodą Zingga. Stopień obtoczenia ziarn żwiru badamy na wybranej frakcji oddzielnie dla wyróżnianych typów petrograficznych. Wyniki badań można przedstawić w formie tabel, diagramów i zespołów cyfr ilustrujących zawartość poszczególnych składników. Porównując wyniki należy pamiętać, że przy założonym stopniu ufności 0,95 wyniki znajdują się w przedziale ufności, którego wielkość zależy od ilości otoczaków n w analizowanej frakcji i procentowej zawartości analizowanego składnika p. Pozwala to obliczyć (delta), to jest połowę przedziału ufności. W badaniach żwirów liczebność próby wynosi 300 otoczaków. Znajomość składu petrograficznego żwirów wypreparowanych z osadów lodowcowych pozwala na obliczanie wskaźników; np. stosunku skał osadowych do krystalicznych (O/K), skał krystalicznych do wapieni paleozoicznych (K/W) oraz skał mało odpornych na niszczenie do odpornych (A/B), które są używane do rozpoziomowywania i opisu osadów.
II. Gliny:
W wielu miejscach w południowobałtyckim obszarze występują przynajmniej dwa pokłady gliny zwałowej rozdzielone kilkunastometrową serią osadów rzecznolodowcowych. W pokrywie czwartorzędowej dominującą rolę odgrywają utwory związane ze zlodowaceniami, które parokrotnie pokrywały większą lub mniejszą część naszego kraju. Głównym osadem glacjalnym są gliny zwałowe, formujące pasy moren czołowych, wyraźnie zaznaczające się w środkowej i północnej Polsce oraz występujące jako moreny denne i ablacyjne o szerokim rozprzestrzenieniu. Glinom tym towarzyszą osady fluwioglacjalne. Można wśród nich wyróżnić piaski sandrowe, tworzące rozległe płaty, w obrębie których wytworzyły się pola wydmowe, a także piaski i żwiry, które budują takie formy jak ozy i kemy. Dawny zasięg lodowców wyznacza dziś na lądach gruba warstwa naniesionych przez nie bardzo charakterystycznych osadów - tzw. glin lodowcowych, składających się z mieszaniny okruchów skalnych o różnej wielkości - od iłu i mułu przez piasek do żwiru i głazów włącznie. W osadach tych tkwią gdzieniegdzie przyniesione przez lądolód ogromne bloki skalne, tzw. głazy narzutowe.
7. Materiał skandynawski i lokalny w utworach czwartorzędowych
OSADY I FORMY POLODOWCOWE:
gliny zwałowe - niewysortowany osad polodowcowy składający się z mieszaniny okruchów skalnych o różnej wielkości, od cząstek ilastych aż po głazy narzutowe (eratyki); glina zwałowa odkładana była bezpośrednio z lodu lodowcowego;
osady fluwioglacjalne (glacjofluwialne, wodnolodowcowe) - materiał skalny akumulowany przez wody wypływające z lądolodu (także płynące w szczelinach pod nim) w postaci osadów wysortowanych i warstwowanych.
młodoglacjalny - związany z najmłodszym zlodowaceniem (północnopolskim), na którym bardzo dobrze zachowały się osady i formy polodowcowe, np. pojezierza i niziny nadmorskie.
staroglacjalny - związany z przedpolem zlodowacenia północnopolskiego (strefa peryglacjalna), na którym osady i formy starszych glacjałów uległy silnemu przekształceniu i złagodzeniu (zachowały się w formie szczątkowej) przez silne procesy denudacyjne. Formy i osady glacjalne tworzyły w stosunku do czoła lądolodu określony, przestrzennie uporządkowany system glacjalny.
OSADY I FORMY POLODOWCOWE NA NIŻU POLSKIM
Moreny - formy utworzone z gliny zwałowej transportowanej i osadzonej bezpośrednio przez lodowiec; materiał skalny pochodził głównie z egzaracji podłoża skalnego na obszarze Skandynawii; w zależności od sposobu akumulacji osadów lądolód tworzył następujące rodzaje moren:
moreny czołowe - ciągi wałów i pagórków wzdłuż czoła lądolodu tworzone podczas jego dłuższego postoju (moreny czołowe wyznaczają miejsca postoju lądolodu); gdy materiał skalny gromadzony był przez intensywne wytapianie z lodu tworzyły się moreny czołowe akumulacyjne (ablacyjne) natomiast, gdy lodowiec pchał przed sobą glinę zwałową powstawała morena czołowa spiętrzona; moreny czołowe tworzą na Niżu Polskim najwyższe wzniesienia, np. Wieżyca (329 m n.p.m.) na Pojezierzu Kaszubskim, Dylewska Góra (312 m n.p.m.) i Szeskie Wzgórza (309 m n.p.m.) na Pojezierzu Mazurskim oraz ciągi wzgórz, m.in. Wzgórza Trzebnickie, Wzgórza Dalkowskie, Wzgórza Ostrzeszowskie na Dolnym Śląsku i w Wielkopolsce;
moreny denne - rozległe, płaskie lub faliste obszary urozmaicone zagłębieniami bezodpływowymi (jeziora moreny dennej); powstawały na zapleczu moren czołowych w wyniku akumulacji gliny zwałowej pod lądolodem.
Drumliny - niewysokie pagórki o eliptycznym, asymetryczny kształcie, wydłużone w kierunku ruchu lądolodu; powstały pod lodowcem z materiału morenowego; na powierzchni pokryte są gliną zwałową, ale w ich wnętrzu może znajdować się piaszczysto-żwirowy materiał warstwowany; występują zazwyczaj w skupieniach, tworząc tzw. “pola drumlinowe”, np. w okolicach Gniewa na Pojezierzu Pomorskim, w okolicach Zbójna na Pojezierzu Dobrzyńskim oraz na Wysoczyźnie Elbląskiej.
Sandry - rozległe, płaskie stożki napływowe powstałe na przedpolu moren czołowych; wysortowany materiał piaszczysto-żwirowy osadzany był przez wody wypływające z topniejącego lodowca (forma fluwioglacjalna) w czasie jego postoju lub recesji; łączące się ze sobą stożki utworzyły rozległe równiny sandrowe powszechnie występujące na Niżu Polskim; ponieważ na sandrach rozwinęły się bardzo słabe gleby, porastają je głównie lasy sosnowe, np. Bory Tucholskie, Puszcza Drawska, Puszcza Piska, Puszcza Augustowska.
Pradoliny - szerokie doliny o płaskim dnie; utworzyły je wody z topniejącego lodowca, które łączyły się z wodami rzecznymi płynącymi z południa i wspólnie, jako wielkie szerokie rzeki, kierowały się na zachód zgodnie z nachyleniem terenu; największymi pradolinami w Polsce są: Warszawsko-Berlińska, Toruńsko-Eberswaldzka, Baryczy, Wrocławsko-Magdeburska, Biebrzy-Narwi, Wieprza-Krzny, Kwisy-Nysy Łużyckiej, Warty-Prosny, podkarpacka, Redy-Łeby; dna pradolin wykorzystują dziś niektóre odcinki rzek, np. Odry, Wisły i Noteci, jednakże obecnie płynie nimi znacznie mniej wody niż w okresie lodowcowym.
Charakterystyczne elementy polodowcowej rzeźby terenu Ozy - wydłużone, kręte wzgórza (pagórki) ciągnące się zgodnie z kierunkiem ruchu lądolodu przez kilka lub kilkanaście kilometrów; zbudowane są z piasków i żwirów osadzonych przez wody płynące w szczelinach podlodowcowych, np. oz koło Mrągowa, oz bukowsko-mosiński (koło Poznania).
Kemy - okrągłe lub wydłużone pagórki i wzgórza o płaskim wierzchołku, wysokości od kilku do kilkudziesięciu metrów i szerokość do kilkuset metrów; zbudowane ze żwirów, piasków i mułów regularnie warstwowanych, akumulowanych przez wody w szerokich, otwartych szczelinach i zagłębieniach martwego lodu; w Polsce kemy szczególnie często występują na obszarach przedostatniego i ostatniego zlodowacenia.
Rynna podlodowcowa (subglacjalna) - długie (niekiedy do kilkudziesięciu km), stosunkowo wąskie i na ogół głębokie, wklęsłe formy terenu o stromych zboczach i nierównym dnie; powstały wskutek erozyjnego działania wód podlodowcowych płynących szczelinami w lodzie, często pod ciśnieniem hydrostatycznym; obecnie wypełnione są w większości wodą (jeziora rynnowe) i poprzedzielane progami; w Polsce rynny są pospolite na obszarach Pojezierza Pomorskiego, Mazurskiego i Wielkopolskiego, np. jeziora: Gopło, Jeziorak, Miedwie, Roś, Nidzkie, Wigry, Ryńskie, Raduńskie, Hańcza (najgłębsze w Polsce), Drawsko, Mikołajskie, Wdzydze.
Jeziora moreny dennej - powstały poprzez wypełnienie wodą zagłębień w morenie dennej; charakteryzują się urozmaiconą linią brzegową i małymi głębokościami; do jezior tego typu należą m.in. Śniardwy (największe jezioro w Polsce), Mamry, Niegocin, Wielimie.
Jeziora wytopiskowe - powstały w wyniku wytopienia się brył martwego lodu, które były zagrzebane w osadach glacjalnych; mają na ogół małą powierzchnię, kolisty kształt (dlatego nazywane są też oczkami polodowcowymi) i stosunkowo dużą głębokość.
Jeziora zastoiskowe - tworzyły się przed czołem lądolodu, w wyniku zatamowania odpływu wód roztopowych; w jeziorach tych osadzały się warstwowo mułki i iły zastoiskowe zwane iłami warwowymi; każdego roku podczas wiosennych roztopów osadzały się jaśniejsze mułki, na których w dłuższym okresie zimowym gromadziła się ciemna warstwa drobnych iłów; występowanie sezonowych warstewek pozwala na dokładne datowanie utworów od chwili powstania.
Głazy narzutowe (eratyki) - bezładnie rozrzucone na obszarze zlodowacenia głazy (kamienie) o różnej wielkości; osadziły się w wyniku rozmycia gliny zwałowej; w większości pochodzą ze Skandynawii oraz dna Bałtyku, gdzie podczas egzaracji zostały uwięzione w lodzie i przetransportowane na duże odległości; niektóre z nich, ze względu na znaczne rozmiary, uznane zostały za pomniki przyrody nieożywionej i podlegają ochronie prawnej; w Polsce jest około 500 takich pomników; największy z nich - “Trygław” - znajduje się w Tychowie Wielkim koło Białogardu (obwód 44 m, wysokość 3,8 m, długość 13,7 m, szerokość 9,3 m).
Pole firnowe - miejsce gromadzenia się śniegu (strefa akumulacji) oraz jego przeobrażania w firn (śnieg ziarnisty) i lód lodowcowy; pole firnowe znajduje się zawsze powyżej granicy wiecznego śniegu w zagłębieniu zwanym karem (cyrkiem, kotłem) lodowcowym; od doliny lodowcowej cyrk oddzielony jest progiem skalnym, tzw. ryglem.
Jęzor lodowcowy - nadmiar lodu “schodzącego” doliną, poniżej granicy wiecznego śniegu (strefa topnienia - ablacji).Efektem niszczącej i budującej działalności lodowców górskich są charakterystyczne formy glacjalne:
cyrk polodowcowy (kar, kocioł lodowcowy) - wielka półkolista lub wydłużona nisza powstała na obszarze pola firnowego w wyniku erozji lodowcowej i wietrzenia mrozowego; od strony stoku górskiego otoczony jest stromymi ścianami skalnymi, a od strony doliny skalistym progiem; większość cyrków lodowcowych występujących w Tatrach i Karkonoszach jest obecnie zajęta przez jeziora cyrkowe, np. Morskie Oko i Czarny Staw pod Rysami, Wielki Staw, Mały Staw, Przedni Staw, Zadni Staw i Czarny Staw w Dolinie Pięciu Stawów (Tatry) oraz Mały i Wielki Staw w Karkonoszach;
dolina U-ksztaltna (dolina lub żłob lodowcowy) - dolina rzeczna (V-kształtna) przekształcona przez niszczącą działalność lodowca; cechuje ją profil poprzeczny w kształcie litery U, np. Dolina Roztoki, Dolina Rybiego Potoku, Dolina Białej Wody w Tatrach Wysokich, Dolina Kościeliska, Dolina Chochołowska w Tatrach Zachodnich;
dolina zawieszona (wisząca) - boczna dolina polodowcowa, której wylot znajduje się wysoko nad dnem doliny głównej; płynąca nią obecnie woda tworzy wodospad, np. Wodogrzmoty Mickiewicza w Tatrach;
moreny - materiał skalny (gliniasto-gruzowy) transportowany i osadzony przez jęzor lodowcowy; w czasie dłuższego postoju przed czołem jęzora tworzyła się morena czołowa; materiał morenowy pochodził głównie z niszczenia podłoża oraz stoków górskich otaczających lodowiec; po obu stronach jęzora lodowcowego z ostrokrawędzistych okruchów skalnych usypywały się moreny boczne; z połączenia moren bocznych pomiędzy dwoma jęzorami powstały moreny środkowe; wytapiający się lodowiec w okresach ocieplenia odsłaniał morenę denną, która pokrywała dno doliny. Obecność lądolodu skandynawskiego zaznaczyła się także na jego dalekim przedpolu, tworząc tzw. strefę peryglacjalną. Panował tam zimny, subarktyczny klimat, który powodował intensywne wietrzenie mrozowe skał i wzmożone procesy denudacyjne zachodzące w warunkach zamarzniętego podłoża - wieloletniej zmarzliny. Całokształt procesów geologicznych zachodzących w strefie peryglacjalnej spowodował zniszczenie i złagodzenie wcześniejszych form glacjalnych i fluwioglacjalnych.
W Polsce formy peryglacjalne charakterystyczne są dla obszaru staroglacjalnego położonego na południe od ostatniego zlodowacenia (północnopolskiego).
Formy peryglacjalne:
gołoborza - rumowiska ostrokrawędzistych głazów (bloków) skalnych powstałe w wyniku wietrzenia mrozowego; występują w Górach Świętokrzyskich - na Św. Krzyżu, Łysicy i na północnych stokach góry Szczytniak w Paśmie Jeleniowskim;
pokrywy lessowe - less to zwięzła skała osadowa zbudowana głównie z pyłu kwarcowego z domieszką węglanu wapnia; pokrywy lessowe są formami eolicznymi, które powstały w wyniku wywiewania pyłu kwarcowego przez wiatr wiejący od lądolodu; na obszarze Polski najwięcej lessu nagromadziło się na Wyżynie Lubelskiej, Wyżynie Sandomierskiej, w Niecce Nidziańskiej oraz na Nizinie Śląskiej; grubość pokładów lessu sięga miejscami nawet 30 metrów;
wydmy śródlądowe - powstały w wyniku akumulacyjnej działalności wiatru; najwięcej ich utworzyło się na piaszczystych terenach pradolin (w Puszczy Kampinoskiej i Noteckiej) oraz na rozległych sandrach; występują w postaci wydm parabolicznych oraz nieregularnych pagórków, które dzisiaj są przeważnie porośnięte lasami i unieruchomione.
1. W jakim celu przeprowadzamy analizę obróbki ziarna? Opisz metody i podaj do jakiego typu osadów są one najczęściej stosowana.
W trakcie badań terenowych wykonana została analiza litofacjalna osadów, przede wszystkim w kompleksach piaszczystych, przy zastosowaniu metodyki Zielińskiego (1993, 1997). Do oceny cech teksturalnych wykonano analizę granulometryczną i obliczono wskaźniki uziarnienia wg Folka i Warda (1957), analizę obróbki ziaren kwarcu zmodyfikowaną metodą Cailleux (Manikowska, 1993) oraz analizę zawartości CaCO3, stosując metodę objętościową Scheiblera (Rühle, 1973). Przeprowadzono badania eratyków przewodnich i statystycznych metodą Lüttiga (1958) i Smeda (1993) z późniejszymi modyfikacjami (Czubla, 2001). Pomierzono kierunki dłuższych osi głazików w pokładach glin lodowcowych oraz kierunki biegów i upadów lamin przekątnych w seriach międzyglinowych. Podstawowym celem opracowania jest określenie charakteru granulometrycznego eolicznych piasków pokrywowych występujących w części stropowej osadów budujących wolińską morenę czołową. Analiza materiału dokumentacyjnego - składu mechanicznego i stopnia obróbki próbek piaszczystych, pozwoliła wyodrębnić grupę piasków pokrywowych, określić ich cechy oraz środowisko sedymentacyjne w którym zostały złożone. Takie cechy wynikające z analizy składu mechanicznego i obróbki ziarn kwarcowych pozwalają na stwierdzenie, że piaski pokrywowe znajdujące się na badanym obszarze wolińskiej moreny czołowej są pochodzenia eolicznego. Istnieje też możliwość przeprowadzenia analizy obróbki ziaren kwarcu. Do tego celu służy graniformametr automatyczny GW-02. Laboratorium sedymentologiczne jest pracownią podległą Katedrze Geomorfologii i Geologii Czwartorzędu. W laboratorium wykonuje się, podstawowe analizy sedymentologiczne. Analiza uziarnienia osadów wykonywana jest przy użyciu wstrząsarek "Thys-2". Dla osadów drobnoziarnistych wykonuje się, analizę, areometryczną. Istnieje też możliwość przeprowadzenia analizy obróbki ziaren kwarcu. Do tego celu służy graniformametr automatyczny GW-02. Wymienione wyżej analizy pozwalają na określenie warunków sedymentacji osadów w różnych środowiskach. Dane te wykorzystuje się, w badaniach paleogeograficznych. Badania takie wykonywane są zarówno na potrzeby badawcze Katedry, jak też przez magistrantów w ramach realizowanych prac magisterskich. Laboratorium geochemiczne jest pracownią podległą Katedrze Geomorfologii i Geologii Czwartorzędu. W pracowni geochemicznej możliwa jest analiza próbek osadów różnych środowisk sedymentologicznych. Posiadana aparatura badawcza pozwala na wykonywanie podstawowych oznaczeń fizyko-chemicznych: określenie wilgotności i gęstości osadu, zawartości materii organicznej oraz koncentracji wybranych składników chemicznych. Wyniki analiz wykorzystywane są do badań paleogeograficznych i paleoekologicznych prowadzonych zarówno przez pracowników naukowych, jak i magistrantów.
2. Podaj podstawowe typy petrograficzne skał skandynawskich spotykanych w osadach lodowcowych na terenie Polski.
Obszary północnej i środkowej Polski pokryte są tworami polodowcowymi - składają się na nie głazy, żwirowiska, piaski, mułki, różne gliny i iły. Głazy narzutowe są różnie zachowanym, wyselekcjonowanym materiałem skalnym o dużej wytrzymałości i odporności na działanie czynników klimatycznych. Zbudowane są przeważnie z granitów, amfibolitów, gnejsów, migmatytów, porfirów, kwarcytów.
3. Przedstaw skład mineralogiczny dla frakcji iłowej osadów czwartorzędowych.
Ił - skała osadowa, bardzo drobnoziarnista, zbudowana jest głównie z minerałów ilastych (najczęściej kaolinit i illit) z domieszką łyszczyków oraz pyłu kwarcowego. Iły zawierają nie mniej niż 50% frakcji ilastej (ziarna o średnicy do 0,002 mm) i nie więcej niż 10% frakcji piaskowej (ziarna o średnicy od 0,05 mm do 2,0 mm).
Minerały ilaste: Stanowią główny składnik skał ilastych: iłów, iłowców, łupków ilastych, glin, zwietrzelin oraz gleb. Są bardzo rozpowszechnione i mogą także wchodzić w skład takich skał osadowych jak: margle, mułowce, piaskowce, wapienie.
Do minerałów ilastych zaliczane są minerały:
grupa kaolinitu i serpentynów: kaolinit, nakryt, dickit, haloizyt, metahaloizyt, antygoryt, lizardyt, chryzotyl, garnieryt, nepouit, greenalit, serpentyn,
grupa talku i pirofyllitu: talk, kerolit, pirofyllit,
montmorillonity: montmorillonit, beidellit, nontronit, saponit,
grupa miki i hydromikimiki: illity, brammalit, glaukonit, seladonit, muskowit, flogopit, paragonit, lepidolit,folidoid hydromuskowit, hydrobiotyt, hydroflogopit,
grupa chlorytu: kinochlor (Mg), szamozyt (Fe) (oraz jego odmiana turyngit), nimit (Ni), pennantyt (Mn-rich)., wermikulit, grupa sepiolitu i pałygorskit, imogolit,
Minerały mieszanopakietowe: rektoryt (dioktaedryczny, mika/montmorillonit, 1:1), tosudyt (dioktaedryczny, chloryt/smektyt, 1:1), korensyt (trioktaedryczny, chloryt/wermikulit lub chloryt/smektyt), hydrobiotyt(biotyt/wermikulit,1:1), aliettyt (talk/saponit), kulkeit (talk/chloryt, 1:1).
Są to zasadowe krzemiany i glinokrzemiany glinu, magnezu i żelaza; czasami też: potasu, sodu, wapnia, manganu i niklu. Niektóre tworzą skały np. kaolinit - kaolin, montmorillonit - bentonit.
4. Opisz w kolejności litofacje powstające w dolnej części dolnego reżimu przepływu. W DOLNYM REŻIMIE PRZEPŁYWU natężenie transportu jest małe, a opór przepływu duży. Charakterystycznymi formami dna są: dolne płaskie dno, małe i duże riplemarki, fale piaskowe. Tutaj transport ziaren jest nieciągły, a podprądowe zbocza wypukłych form ulegają erozji. Depozycja materiału ziarnowego następuje na zboczach zaprądowych. Wzrost siły prądu skierowany jest od dolnego płaskiego dna, przez małe riplemarki i fale piaskowe, aż po duże riplemarki.
Dolne płaskie dno lub inaczej dno płaskie z ruchem ziaren powstaje przy niewielkich prędkościach przepływu i tylko w materiale o średnicy ziarna większej niż 0,6mm. W tej fazie transportu na dnie powstaje płaska, pozioma laminacja.
Małe riplemarki są formowane z materiału o stosunkowo drobnym ziarnie, mają łagodnie nachylone zbocza podprądowe i strome zaprądowe . Wysokość tych form jest nieznaczna i dochodzi od kilku milimetrów do kilku centymetrów. Kształt małych riplemarków w planie jest różny. Najczęściej pojawiają się riplemarki językowate, których grzbiety są wypukłe patrząc pod prąd. W ustabilizowanym przepływie riplemarki występują w postaci dość regularnych ciągów.
Fale piaskowe są formami dużymi, wybitnie asymetrycznymi, o prostym lub lekko falistym długim grzbiecie. Wysokość ich stoków zaprądowych jest rzędu decymetrów i może przekraczać 2m. Zaś długość stoków podprądowych mierzy dziesiątki metrów. Stok zaprądowy mniejszych fal piaskowych jest stromy i ma charakter stoku osypiskowego. W przypadku większych fal bywa słabiej nachylony. Poniżej stoków zaprądowych nie są rozwinięte większe zagłębienia erozyjne. Stoki podprądowe są płaskie lub pokryte riplemarkami.
Duże riplemarki są formami dużymi powstającymi z materiału o średnicy ziarn większej niż 0,2mm. Mają grzbiety mniej lub bardziej regularnie kręte lub wygięte półksiężycowo. Wysokość stoków zaprądowych tych form jest rzędu decymetrów, zaś stosunek wysokości do rozstępu między grzbietami jest stosunkowo mniejszy niż w przypadku fal piaskowych. Stok podprądowy połogi, lecz stromszy niż u fal piaskowych. Często pokryty małymi riplemarkami. Stok zaprądowy ma charakter stoku osypiskowego i jest na ogół stromy. Charakterystyczne są wyraźne zagłębienia erozyjne, formowane na przedpolu stoków zaprądowych.
5. Opisz związek pomiędzy składem petrograficznym osadów, a środowiskiem ich sedymentacji.
Cechy teksturalne, jak uziarnienie, obtoczenie i zmatowienie ziaren kwarców osadzie czy skład mineralno-petrograficzny, w środowiskach sedymentacyjnych na pograniczu wody i lądu mogą odzwieciedlać mieszanie się dwóch lub niekiedy więcej populacji. Populacje te mogą być odziedziczone po jednym lub kilku obszarach alimentacyjnych, a mieszanie się osadów może następować wzdłuż ścieżek transportu materiału.
KOCIOŁ LODOWCOWY (KAR, CYRK LODOWCOWY)- Wielka, półkolista nisza, otoczona z trzech stron ścianami lub stokami skalnymi, a z czwartej ryglem skalnym.
DOLINA U-KSZTAŁTNA (ŻŁOB LODOWCOWY) -Dolina rzeczna (V-kształtna) przekształcona przez niszczącą działalność jęzora lodowcowego; cechuje ją profil poprzeczny w kształcie litery U.
DOLINA ZAWIESZONA Boczna dolina, której dno znajduje się wyżej niż dno doliny głównej (u-kształtnej). Powstaje w wyniku nierównomiernej erozji lodowcowej. Dolina ta może nieć profil u-kształtny lub v-kształtny
MUTON (BARANIEC)Wzniesienie skalne powstające w wyniku niszczenia podłoża przez działalność lodowca. Mutony odznaczają się charakterystycznym podłużnym kształtem oraz gładką, wyślizganą powierzchnią z jednej strony, a poszarpaną z drugiej strony.
MORENA CZOŁOWA Rodzaj moreny powstającej wzdłuż czoła lodowca lub lądolodu. Zbudowana jest z gliny zwałowej i głazów, ma ona charakter wału, garbu, wzgórza lub ciągu wzgórz powstającego w wyniku: 1.akumulacji materiału skalnego transportowanego przez lodowiec 2.wyciśnięcia utworów podłoża przez czoło lodowca 3.spiętrzenia osadów przedpola lodowca
MORENA BOCZNA Rodzaj moreny powstającej wzdłuż boków jęzora lodowcowego na skutek akumulacji materiału skalnego przez lodowiec oraz akumulacji materiału, który w wyniku procesów masowych zsunął się ze stoków doliny u-kształtnej
MORENA ŚRODKOWA Powstaje w wyniku połączenia moren bocznych dwóch jęzorów lodowcowych; tworzy wał skalny biegnący środkiem głównego jęzora w lodowcach typu himalajskiego.
MORENA DENNA Występuje w spodniej części lodowca i powstaje poprzez niszczenie podłoża skalnego przez lodowiec oraz w wyniku wytapiania materiału skalnego podczas ablacji lodowca. Materiał skalny tworzący morenę denną ulega silnemu rozdrobnieniu w czasie ruchu lodowca. Po ustąpieniu lodowca morena ta tworzy płaskie, faliste lub pagórkowate obszary.
DRUMLINY Wąskie wzgórza zbudowane z osadów lodowcowych. Osiągają ponad 50 m wysokości i czasami ponad 1km długości. Są
wydłużone w kierunku ruchu lodu, a stok zwrócony w stronę przeciwną jest zwykle stromy. występują w grupach liczących nawet tysiące wzgórz. Powstają najprawdopodobniej przy ponownym nasuwaniu się lodowca, podczas którego materiał morenowy osadza się
ERATYK (GŁAZ NARZUTOWY) Fragment skalny przeniesiony przez lodowiec
KEM Garb, pagórek lub stoliwo o wysokości od kilku do kilkunastu metrów i średnicy kilkuset metrów, o kształcie stożka lub z płaskim wierzchołkiem i stromymi zboczami. Tworzą go warstwowo ułożone piaski, mułki i żwiry, które były osadzane w szczelinach i zagłębieniach w obrębie lądolodu, martwego lodu, bądź między sąsiednimi lobami lodowca przez wody roztopowe
OZ Powstaje w szczelinach i kanałach lądolodu w jego strefie czołowej dzięki akumulacji materiału (piaski i żwiry) niesionego przez wody lodowcowe. Ozy tworzą wydłużone, niekiedy silnie kręte wały o długości od kilkuset m do kilkudziesięciu km i wysokości od kilku do blisko 100m. Przebieg oz odpowiada w ogólnych zarysach kierunkowi
RYNNA POLODOWCOWA Są to prostolinijne lub lekko kręte zagłębienia szerokości od kilkuset metrów do 2-3 km i długości nieraz kilkudziesięciu kilometrów, o stromych wysokich krawędziach z obu stron. Przebieg rynny nawiązuje do biegu i siły erozyjnej rzeki podlodowcowej. Po ustąpieniu lodowca rynny polodowcowe są wypełnione martwym lodem, co zapobiega zasypaniu przez morenę denną lub piaski sandrowe
SANDR powstają na przedpolu lądolodu, po zewnętrznej stronie wału moreny czołowej, z materiału (żwiry, piaski, iły) niesionego przez rzeki wypływające spod lodowca. Tworzą wielkie, nieznacznie nachylone stożki, których wierzchołkiem jest brama lodowcowa. Wraz z oddalaniem się od krawędzi lądolodu zmniejsza się grubość sandrów, a ich materiał staje się drobniejszy.
PRADOLINA Szeroka, ogromna dolina o płaskim dnie, zwykle z kilkoma poziomami teras, powstała w okresie lodowcowym. Pradoliny ciągnęły się równolegle lub rzadziej prostopadle do czoła lądolodu i były żłobione przez wody pochodzące z jego topnienia
FLORA I FAUNA PLEJSTOCENU:
Flora Plejstoceńską tundrę glacjalną porastała roślinność zimnolubna: wierzba zielna (Salix herbacea), brzoza karłowata (Betula nana), dębik ośmiopłatkowy (Dryas octopetala), bylice (Arthemisia), trawy, mchy i porosty. W obszarach południowych strefy subarktycznej rosły lasy borealne, przypominające współczesną tajgę.
Fauna Na Ziemi trwa "era wielkich ssaków". Główni przedstawiciele plejstoceńskiej megafauny to: mamut włochaty (Mamuthus primigenius), nosorożec włochaty (Coleodonta antiqitatis), piżmowół (Ovibos moschatus), niedźwiedź jaskiniowy (Ursus spelaeus), jeleń olbrzymi (Megaloceros giganteus). Koniec plejstocenu to również era wymierania megafauny i eksplozji demograficznej człowieka w późnym paleolicie. Wymieranie megafauny w Ameryce Północnej mogło być spowodowane konkurencją między lokalnymi roślinożercami a bizonami przybyłymi z Eurazji.
Holocen - najmłodsza epoka geologiczna, trwająca od 11700 lat. Epoka ta rozpoczęła się z końcem ostatniego zlodowacenia plejstoceńskiego. Klimat cechuje się bardzo dużą łagodnośnią.
23. Kręte koryta są charakterystyczne dla rzek
Meandrujących
24. po czym poznać, że zmarzlina była na obszarze Polski
Po tym, że występują rzeki polodowcowe. Wieczną zmarzlinę odkryto również w północno-wschodniej Polsce, w okolicy Suwałk na głębokości 357 metrów poniżej poziomu gruntu. Jest to pozostałość po zmarzlinie z okresu ostatniego zlodowacenia, która przetrwała dzięki specyficznym warunkom geologicznym, tak zwanej suwalskiej anomalii geotermiczno-hydrogeochemicznej.
25. z jakiego transportu jest glina zwałowa Glina zwałowa «glina będąca produktem przeróbki skał podczas ich transportu lodowcowego»
27. kiedy i w jakich warunkach tworzyły się / osadzały? piaski pokrywowe i wydmowe
Piaski pokrywowe są (Koster 1982) głównie Vistuliańskimi piaszczystymi osadami eolicznymi, które akumulowane były warunkach peryglacjalnych i które nie mają bezpośrednich powiązań z dawnymi wybrzeżami lub przebiegiem rzek. Te pokrywy wykazują pewną odrębność w stosunku do pokryw akumulowanych w klimacie ciepłym i dlatego sedymentolodzy wyraźnie dodają, że powstały w zimnych warunkach klimatycznych.
28. morena (synonim do cofająca się ) jest efektem topnienia arealnego (tak/nie) Deglacjacja arealna, polegającą na topieniu się lodowca równomiernie od góry, w efekcie czego w strefie brzeżnej lodowca powstają, przykryte warstwą moreny, płaty zamierającego i martwego lodu. Deglacjacja arealna zachodziła w trakcie wycofywania się z obszaru Polski kolejnych lądolodów w okresie plejstocenu.