Geologia to nauka przyrodnicza zajmująca się badaniem budowy, własności i historii Ziemi oraz procesami geologicznymi, dzięki którym ulega ona przeobrażeniom.

Geologia inżynierska to dział geologii zajmujący się badaniem środowiska geologicznego, jego zmienności i ewolucji dla potrzeb planowania przestrzennego oraz projektowania, wykonawstwa i eksploatacji obiektów budowlanych.

Nauki geologiczne i pokrewne.

1. Podstawowe

1. Geologia dynamiczna (i zaliczana do nauk geograficznych Geomorfologia)

2. Geologia historyczna (Stratygrafia)

3. Paleontologia (Paleozoologia i Paleobotanika)

4. Mineralogia (oraz łącząca elementy fizyki i chemii Krystalografia)

5. Petrografia (Petrologia)

6. Sedymentologia

2. Stosowane

1. Geologia surowcowa (Nauka o Złożach)

2. Hydrogeologia

3. Geologia inżynierska (i środowiskowa) oraz zaliczana do nauk technicznych Geotechnika

Część 1: Morfogenetyczna działalność sił wewnętrznych

Budowa Ziemi - geosfery.

• O budowie Ziemi wnioskuje się na podstawie badań geofizycznych, jako że rozpoznanie bezpośrednie (wiercenia) sięga zaledwie kilkunastu kilometrów.

• Fale sejsmiczne rozchodzą się z prędkością zależną od gęstości ośrodka (skał)
  i załamują na powierzchniach nieciągłości (np. Moho).

• Geosfery Ziemi to:

• sial, czyli warstwy osadowa i „granitowa”, w której dominują krzem i glin,

• sima (bazalty, perydotyty), gdzie obok krzemu i glinu istotną rolę odgrywają wapń, magnez i żelazo,

• płaszcz (bardziej znaczący udział magnezu i żelaza) oraz

• jądro żelazisto - niklowe.

Schemat budowy skorupy ziemskiej. Warstwy: osadowa, granitowa, bazaltowa.

Teoria tektoniki płyt: strefy rozrostu (ryfty), strefy subdukcji i uskoki transformacyjne.
Geosynkliny (gromadzenie się osadów w zbiorniku w wyniku denudacji obszarów sąsiednich, obniżanie się dna zbiornika przy rosnącej miąższości osadów, fałdowanie wskutek bocznych nacisków, właściwa orogeneza - wypiętrzanie pasma gór fałdowych).

Orogen: Część centralna, wewnętrzna (internidy) zbudowana z osadów morskich, częściowo zmetamorfizowanych, ze znacznym udziałem skał magmowych oraz części zewnętrzne (eksternidy) zbudowane z terygenicznych osadów fliszowych.

Izostazja to stan równowagi hydrostatycznej w jakim znajdują się płyty litosfery spoczywające w plastycznym podłożu płaszcza. Równowaga ta jest zakłócana np. przez gromadzenie się osadów, plutonizm, wulkanizm, czy np. powstawanie
i topnienie lądolodów. Ruchy pionowe zmierzające do przywrócenia tej równowagi to ruchy izostatyczne. Przez ruchy epeirogeniczne można rozumieć wypiętrzanie górotworu wskutek naruszenia równowagi hydrostatycznej w rejonach subdukcji,
czy w geosynklinach.

Trzęsienia ziemi . Przyczyny. Hipocentrum i epicentrum. Obszary mikro- i makro-sejsmiczne. Trzęsienia ziemi w Polsce.

Procesy magmowe - intruzje.

1. Batolity

2. Intruzje zgodne:

1. Sille

2. Lakolity

3. Lopolity

4. Fakolity

3. Intruzje niezgodne:

1. Dajki

2. Harpolity

3. Żyły kominowe

Wulkanizm. Podstawowe typy wulkanów:

1. Hawajski (tarczowy; rzadkie lawy zasadowe, częste, spokojne erupcje).

2. Stromboli (rytmiczne, częste, niewielkie i niezbyt gwałtowne erupcje obojętnych law i materiału piroklastycznego).

3. Merapi (kopułowe, rzadko wybuchające wulkany wylewające kwaśne lawy i spływy popiołowe).

4. Vulcano (wybuchy znacznych ilości średnio kwaśnej lawy i popiołu następują co kilkanaście lat).

5. Pliniusza (gwałtowny wybuch o ogromnej sile wyrzucający głównie popiół).

6. Pelėe (gwałtowny wybuch niszczący część stożka; tworzą się gorące chmury gazowo - popiołowe).

7. Perreta (wybuch bardzo gwałtowny połączony ze zniszczeniem stożka; przyczyną gwałtownych erupcji wulkanów typu 5 - 7 są gęste, kwaśne lawy).

Część 2: Formy utworzone przez siły wewnętrzne

Planetarne formy strukturalne: baseny oceaniczne i cokoły kontynentalne.

Fałdy: antykliny i synkliny. Typy fałdów:

A. Pod względem geometrii:

• symetryczne i asymetryczne,

• stojące, pochylone, obalone (leżące), przewalone,

B. Pod względem kształtu: normalne, izoklinalne, wachlarzowate, kuferkowe.

C. Fałdy dysharmonijne

Złożone struktury fałdowe:

• Skiby i łuski;

• Antyklinoria i synklinoria;

• Płaszczowiny

Nieciągłe deformacje tektoniczne: uskoki.

Zręby i rowy tektoniczne.

Powierzchnie i strefy uskokowe:

• lustra tektoniczne

• rysy ślizgowe

• druzgot i brekcja tektoniczna

Szczelinowatość skał:

• Cios

• planetarny (kontynentalny)

• termiczny

• tektoniczny

• kliważ.

Główne jednostki tektoniczne Polski:

A. Platforma prekambryjska

B. Paleozoidy (kalenidy i waryscydy na powierzchni oraz platforma paleozoiczna,

C. Alpidy (zapadlisko przedgórskie i Karpaty).

Krystalizacji minerałów z magmy.

Skalenie: plagioklazy, czyli glinokrzemiany wapnia i sodu (anortyt, albit); ortoklaz
- glinokrzemian potasu.

Kwarc: dwutlenek krzemu.

Oliwiny: bezwodne krzemiany magnezu i żelaza

Amfibole, pirokseny: uwodnione glinokrzemiany metali.

Biotyt: uwodniony glinokrzemian potasu, magnezu i żelaza (i in. miki).

Podstawowe typy skał magmowych.

Paleogeografia Polski w Neogenie.

Część 3: Wietrzenie, denudacja, procesy zachodzące na stoku.

Definicja wietrzenia: proces przemian skały polegający na przystosowaniu się jej do warunków fizycznych i chemicznych panujących na styku litosfery z atmosferą, hydrosferą i biosferą.
Proces wietrzenia prowadzi do rozdrabniania przypowierzchniowej części podłoża skalnego pod wpływem zmian fizycznych i chemicznych. Zmiany fizyczne powodują rozpad, zaś chemiczne rozkład skały. Charakter i tempo wietrzenia zależy od lokalnych warunków tzn. od:

• warunków klimatycznych (głównie stosunków termicznych i wilgotności);

• budowy podłoża skalnego (skład mineralny, ułożenie, porowatość, szczeliny);

• ukształtowania terenu;

• świata organicznego (głównie szaty roślinnej).

Wietrzenie nie stwarza form lecz przygotowuje i warunkuje ich powstanie.
Bez udziału wietrzenia i zwietrzeliny nie byłoby modelowania (niszczenia) powierzchni ziemi, czyli procesów denudacji i erozji.

Przyczyny wietrzenia fizycznego:

• zmiany w intensywności promieniowania słonecznego (insolacja);

• przemienne zamarzanie i odmrażanie podłoża (kongelacja);

• zmiany wilgotności (hydracja i dehydracja);

• mechaniczne oddziaływanie organizmów.

Woda opadowa zawierająca gazy pobrane z powietrza jako główny czynnik wietrzenia chemicznego. Wietrzenie chemiczne zależnie od składu chemicznego skały i warunków środowiskowych powoduje:

• rozpuszczanie,

• utlenianie,

• uwęglanowienie lub

• uwodnienie skały.

W obrazie stoku można wyróżnić tzw. mikroczłony:

• stok właściwy,

• urwisko,

• spłaszczenie,

• załom.

Na stokach odbywa się produkowanie i przemieszczanie pokrywy zwietrzelinowej, czy też skał nie zdiagenezowanych (gruntów)‏ pod wpływem siły ciężkości, przy współudziale wody, lodu, śniegu i organizmów. Taki proces „odsłaniania” nosi nazwę denudacji.

Na powierzchni nachylonej siła ciężkości (grawitacja) przejawia się w dwóch składowych:

• równoległej do stoku, zgodnej ze spadkiem (siła odrywająca),

• skierowanej prostopadle w głąb Ziemi (siła trzymająca).

Rola siły odrywającej rośnie ze stromością stoku. Przeciwdziała jej zwięzłość i spoistość skały.

Kąt określający maksymalne nachylenie, przy którym materiał nie ulega jeszcze przemieszczaniu pod wpływem siły ciężkości to kąt naturalnego spoczynku (kąt zsypu). Skały zwięzłe nie mają właściwego sobie kąta naturalnego spoczynku.

Mogą tworzyć nawet pionowe ściany: urwiska skalne.

Kąt naturalnego spoczynku w gruntach (ich podatność na przemieszczanie) zależy od:

• struktury (ziarnista - żwiry, piaski, komórkowa - gliny, kłaczkowa - iły) i porowatości,

• wskaźnika plastyczności (grunty niespoiste, mało spoiste, spoiste i bardzo spoiste)‏,

• wilgotności (grunty mało wilgotne, wilgotne, mokre) i przepuszczalności.

Kąt naturalnego spoczynku wynika z oporu (kąta) tarcia wewnętrznego i oporu spójności (kohezji), a mówiąc bardziej ogólnie - z oporu gruntu na ścinanie
(wzór Coulomba: t_f = σ tg + c).

Największy wpływ na przebieg i charakter ruchów masowych ma nachylenie stoku.
Stoki strome są młode i zazwyczaj skaliste. Stoki połogie to stoki dojrzałe, okryte płaszczem zwietrzelinowym i/lub zbudowane ze skał luźnych.

Na stokach młodych zachodzi odpadanie i/lub obrywanie, a na stokach dojrzałych osuwanie
i/lub spełzywanie.

W zależności od charakterystyki materiału, z którego zbudowany jest stok, ustala się na nim stan równowagi. Naruszeniu jej przez siłę ciężkości przeciwdziała zwięzłość ośrodka.
Zwięzłość (a także wytrzymałość) to cechy odróżniające pozytywnie skałę, czyli występujący w warunkach naturalnych skonsolidowany, scementowany lub w inny sposób ze sobą związany zespół minerałów od gruntu.

Równowagę stoku zaburzają:

• procesy wietrzenia,

• podcięcie stoku,

• zwiększenie obciążenia,

• zawilgocenie,

• trzęsienia ziemi.

Typy osuwisk:

• asekwentne (w materiale quasi-jednorodnym),

• konsekwentne (wzdłuż granic litologicznych; zwietrzelinowe, warstwowe)

• insekwentne (w poprzek struktur geologicznych, w tym sufozyjne).

Ze względu na materiał osuwiskowy wyróżniamy :

• - osuwiska zwietrzelinowe,

• - osuwiska ziemne (gruntowe),

• - osuwiska skalne,

• - osuwiska mieszane.

Asekwentne lub insekwentne osuwiska obrotowe (rotacyjne; zerwy) powstają wskutek osłabień głębszego podłoża i tworzenia się wklęsłych powierzchni poślizgu oraz wskutek podcinania zbocza.

W rejonie osuwiska wyróżniamy niszę osuwiskową i jęzor osuwiska. Pomiędzy nimi może wystąpić rynna.

Badanie stateczności skarp w gruntach niespoistych sprowadza się do wyznaczenia współczynnika stateczności .

Do obliczenia stateczności skarp w gruntach spoistych stosuje się różne metody (np. Felleniusa, Bishopa, Janbu). Sprawdzanie stateczności dokonuje się dla wielu kołowych powierzchni poślizgu.

Pełzanie polega na powolnym, niedostrzegalnym przemieszczaniu się materiału zwietrzelinowego pod wpływem siły ciężkości wywołane takimi cyklicznymi zjawiskami, jak: nasiąkanie i wysychanie, zamarzanie i odmarzanie, krystalizacja i rozpuszczanie (np. soli), a także działalnością flory i fauny.

Spełzywanie może dotyczyć cienkiej warstwy gleby lub całej pokrywy zwietrzelinowej.

Woda opadowa na stoku spływa powierzchniowo uczestnicząc w procesie spłukiwania albo nieznacznie przesiąka w strefę bardziej przepuszczalną (spływ śródpokrywowy).
Pewna ilość wody przesiąka głębiej w grunt mniej przepuszczalny.
Można wyróżnić trzy typy spłukiwania: rozproszone, linijne i pokrywowe.
Spłukiwanie rozproszone zachodzi głównie w górnych partiach stoku wspomagając procesy spełzywania. Na środkowym odcinku stoku może dochodzić do łączenia się „nitek” wodnych
w strugi i strumienie okresowe. Jest to spłukiwanie linijne, które może przejść w erozję wąwozową. Największe rozmiary spłukiwanie osiąga na stokach odsłoniętych, np. zajętych przez pola uprawne. Przeciwdziała temu oranie wstęgowe i tarasowanie. Intensywność spłukiwania zależy ponadto od nachylenia stoku, jego długości, kształtu, budowy (w tym przepuszczalności) podłoża oraz klimatu.

Dwa podstawowe elementy stoku: stromy, wypukły - degradowany i usypiskowy (wklęsły) - agradowany.
Klasyfikacja czterostopniowa:

1. stok wstępujący (rosnący) albo korona (wierzchowina); dominujący proces
   - spełzywanie;

2. urwisko albo stok swobodny; ruchy masowe, erozja;

3. usypiska, jęzory osuwiskowe; intensywne wietrzenie, redepozycja;

4. pedyment, gdzie występują zmyw bruzdowy i pokrywowy oraz spełzywanie.

Zależnie od warunków klimatycznych dominują procesy cofania się, albo spłaszczania stoku.

Kontrasty petrograficzne (różna odporność podłoża) są w klimacie suchym podkreślane, w wilgotnym - zacierane. Rozwój stoku może być więc prosty lub złożony.

Procesy stokowe prowadzą do peneplenizacji.

Część 4: Morfogenetyczna działalność rzek: erozja i transport.

Skały luźne (grunty) i zwietrzałe podlegają trzem procesom geomorfologicznym. Są to: erozja, transport i sedymentacja.

Erozja to mechaniczne niszczenie skał przez czynniki zewnętrzne, takie jak woda, lodowce, wiatr lub organizmy żywe. Skutkiem erozji są wklęsłe formy rzeźby terenu.

W przeciwieństwie do procesów stokowych działalność rzek nie prowadzi bezpośrednio do zrównania powierzchni ziemi, lecz do rozczłonkowania form utworzonych przez siły wewnętrzne i inicjowania procesów stokowych, a to ułatwia
i przyspiesza zrównywanie.

Rzeka, czy ogólniej ciek to masa wody płynącą w naturalnym korycie pod wpływem siły ciężkości.
W zależności od ilości wody i długości cieku umownie rozróżniamy: strugi, strumyki
i strumienie (na niżu), albo potoki (w górach) od właściwych rzek.
Cieki zasilane są ze źródeł i przez wody deszczowe/roztopowe.
Rozróżniamy cieki stałe oraz okresowe (zasilane opadami w porze deszczowej lub wodami roztopowymi latem) i epizodyczne (uaktywniające się w czasie ulew).

Cieki od wód spływających po stokach odróżnia obecność koryta. Obszar zalewany podczas powodzi nosi nazwę łożyska.

Skierowana zgodnie z nachyleniem dna koryta składowa siły ciężkości powoduje płyniecie wody i unoszonych cząstek skalnych. Zasób energii kinetycznej rzeki (E) jest proporcjonalny do masy wody (m) i kwadratu prędkości (V) wg wzoru .

Zużycie energii wody płynącej na pokonywanie tarcia zewnętrznego (o dno, brzegi, roślinność, lód, powietrze) i wewnętrznego (ruch turbulentny, lepkość) powoduje zróżnicowanie prędkości rzeki w przekroju koryta. Główny, najszybszy prąd nosi nazwę nurtu.

Woda płynąca żłobi podłoże za pomocą niesionego rumowiska, gdy transportuje go mniej, niż mogłaby unieść tzn. gdy obciążenie jest mniejsze od nośności rzeki. Przebieg i rozmiary dennej i bocznej erozji rzecznej zależą od:

• prędkości płynięcia (masy, spadku) i rodzaju ruchu wody (eroduje rzeka o ruchu
  turbulentnym) oraz częstotliwości wezbrań,

• ilości i jakości wleczonego materiału, odporności podłoża oraz spadku i przebiegu koryta.

Erozja denna. Wiry pionowe powodują lokalne przegłębianie (eworsję) dna rzeki: tworzeniu się mis, kotłów i rynien eworsyjnych. Pogłębianie dna wskutek szorowania materiałem rumowiskowym to abrazja. Pewną rolę odgrywa zjawisko kawitacji (implozje próżni).

Gdy rzeka opada cząstki wody spływają w kierunku nurtu i prąd zstępujący powoduje żłobienie (erozję denną) w najgłębszym miejscu koryta i akumulację
przy brzegach. W rzekach wzbierających dominuje erozja przy brzegach.

W rzekach o przebiegu prostym powstają (co najmniej) dwa systemy kręgów prądów przemieszczających się śrubowo w dół rzeki.

W rzekach o przebiegu krętym nurt znajduje się zawsze przy brzegu wklęsłym. Wody przemieszczane są tam prądem zstępującym i powodują podcinanie tego brzegu (erozja boczna). Prąd przydenny deponuje niesiony materiał w stronę brzegu wypukłego.

Są różne teorie rozwoju profilu rzeki. Dominuje pogląd o przechodzeniu od profilu schodowego do wyrównanego z przewagą erozji na odcinku górnym i akumulacji
w dolnym. Podkreśla się rolę bazy (podstawy) erozyjnej. Dyskusje dotyczą np. roli erozji dennej, bocznej i wstecznej.

Koryto rzeki o wyrównanym profilu ma zwykle w jej dolnym biegu pokrywę aluwialną, która jest stale na nowo formowana: rozmywana i redeponowana. Ławice piasku przemieszczane podczas wezbrań są następnie stabilizowane w dość regularnych odstępach. Na ławicach zbudowanych z osadów grubszych woda płynie szybciej (bystrza), w zagłebieniach (plosa), gdzie osiada drobniejszy osad - wolniej, albowiem równowaga rzeki (między jej siłą i obciążeniem) jest chwiejna.
Teoretycznie rzeka, która osiągnęła profil równowagi powinna tylko transportować.

Ukształtowania dna koryta rzecznego wiąże się z charakterem przepływu i transportu materiału.
Przy przepływie wolniejszym wyróżniamy fazy: zmarszczek, wydm ze zmarszczkami
i wydm, a przy przepływie szybszym fazy: płaskiego dna, fal stojących i antywydm.

Ziarna i okruchy skalne podlegają w zależności od prędkości płynięcia wody rzecznej:

1. wleczeniu i toczeniu (trakcja),

2. przemieszczaniu skokowym (saltacja),

3. przemieszczaniu w zawieszeniu (suspensja).

Ruch dużych mas rumowiskowych jest rezultatem:

1. dużej liczby przemieszczeń indywidualnych połączonych z segregacją materiału,

2. stopniowemu przemieszczaniu materiału w formie ławic wydmowych
   (segregacja oraz warstwowanie skośne),

3. raptownego przerzucania całego ładunku rumowiska, bez segregacji.

Przemieszczanie rumowiska odbywa się głównie podczas wezbrań.

Materiał rumowiskowy podlega podczas transportu stałej obróbce. Okruchy są rozbijane, kruszone i obtaczane. Z biegiem rzeki zmniejsza się udział materiału grubszego (otoczaki), a rośnie - drobniejszego (piaski, mady).

Rzeki o biegu prostym są rzadkością, wymuszoną np. strukturą podłoża. Nawet wtedy nurt rzeki jest kręty, a dno nierówne. Ławice powodują defleksję nurtu, który podcina brzeg. Staje się on wklęsły. Zjawisku temu towarzyszy deponowanie osadów na brzegu wypukłym: bieg rzeki staje się kręty.

Dwa zakola (prawe i lewe) tworzą meander (nazwa pochodzi od rzeki Meander
w Turcji). W obrębie meandru nurt przerzuca się spod jednego brzegu wklęsłego
na przeciwny. Na odcinku wklęsłym następuje nie tylko podcinanie brzegu, ale
i pogłębianie koryta. Wskutek tego profil poprzeczny koryta rzecznego jest asymetryczny. Modelowanie brzegów rzeki meandrującej przebiega - jak na proces geologiczny - bardzo szybko. Rozwinięcie zakola doprowadza do powstania wąskiej szyi meandru, która zostaje przerwana w wyniku dalszego podcinania albo przelewu w czasie powodzi. Po przerwaniu szyi meandru rzeka uzyskuje na krótko większy spadek. Koryto pogłębia się, odcięte zakole - zawiesza tworząc starorzecze.

Rzeka roztokowa (dzika, warkoczowa) płynie w obrębie łożyska kilkoma szerokimi, płytkimi korytami, które łączą się i rozdzielają. Pomiędzy nimi znajdują się ławice piaszczyste i bardziej ustabilizowane wyspy. Przebieg koryt jest bardzo zmienny
i w przeciwieństwie do rozwoju zakoli - nieprzewidywalny. Rzeki roztokowe charakteryzują duże wahania przepływu, obciążenia i prędkości. Rozgałęziają się na odcinkach, gdzie dostawa rumowiska jest większa niż możliwość jego odprowadzania.
Roztokowy charakter koryt można uznać za skutek niejednolitego, okresowo bardzo obfitego zasilania zarówno w wodę (np. przez wody roztopowe), jak i w materiał rumowiskowy.
Rzeki roztokowe mają szerokie, płytkie koryto. Są typowe dla krajobrazu młodego,
po intensywnych przemianach, takich np. jak ustąpienie lądolodu.
W rzece roztokowej zachodzi na przemian intesywna erozja i akumulacja osadów (piaski, żwiry).

Rzeki meandrujące cechuje ustabilizowany reżim hydrologiczny, stosunkowo głębokie, zwarte koryto, wyrównany spadek i niedociążenie materiałem rumowiskowym. To stadium rozwoju rzeki uważa się za „dojrzałe”. Erozja i akumulacja ogranicza się do przekształcania zakoli i poszerzania doliny. Dominuje transport w zawiesinie i akumulacja osadów zawierających znaczne domieszki frakcji ilastej i pylastej (mady). Dorzecze rzeki meandrującej charakteryzuje duża retencyjność..

Trzebież lasów, niszczenie małej retencji, zmiany struktury upraw powodują zmianę
meandrującego reżimu rzeki w roztokowy. Stąd nazwy rzeka dzika lub zdziczała.

Obserwowane są zależności meandrowego i roztokowego biegu rzeki od nachylenia koryta i wielkości przepływu.

Dla każdej wielkości ziaren wyznaczono tzw. dolną i górną prędkość graniczną rzeki, przy których dane ziarna są wyruszane (erozja) i osadzane (akumulacja). Przy pośrednich prędkościach odbywa się transport.

Część 5: Morfogenetyczna działalność rzek: akumulacja rzeczna.

Ostateczna akumulacja materiału transportowanego przez rzeki zachodzi w zbiornikach morskich lub jeziornych. W obrębie koryta lub łożyska ma zazwyczaj miejsce okresowe deponowanie. Depozycja może następować stopniowo, wówczas materiał jest sortowany, albo nagle.

Rozróżniamy następujące formy depozycji:

1. sedymentacja (stopniowe opadanie cząstek i ich stabilizacja na dnie; efekt „płatków śniegu”),

2. akrecja (zwalnianie procesu wleczenia aż do stabilizacji; przykład: imbrykacja),

3. inkursja (gromadzenie się cząstek w zagłębieniach, zwłaszcza między większymi okruchami),

4. dekantacja, czyli wytrącanie się z zawiesiny.

O prędkości płynięcia wody, z której zdeponowany został osad informuje jego uziarnienie i warstwowanie. Sedymentacja falista świadczy o powolnym ruchu wody, w szybszej fazie wydmowej powstają asymetryczne wały piaszczyste, laminacja pozioma świadczy o szybkim przepływie wody, a antywydmy (wały piaszczyste
o warstwowaniu krzyżowym) o ruchu gwałtownym.

W okresie powodzi rzeka płynie szybciej nad głębokim korytem niż w obrębie łożyska o płytszym, często nierównym lub zarośniętym dnie (rola tarcia). W przypadku gwałtownych wezbrań w obrębie łożyska składany jest zarówno materiał gruby (żwiry, piaski), jak i drobny (namuły), a w korycie dominuje transport. Łagodna powódź skutkuje zwykle osadzaniem się mad (namułów) organicznych. Na granicy koryta często formowane są wały przykorytowye zbudowane m.in. z pni, gałęzi itp.
W polskich rzekach w facji korytowej dominują osady grubsze, w powodziowej
- drobnoziarniste.

Stożkiem napływowym nazywamy promieniste nagromadzenie osadów rzecznych w korycie rzeki. Stożki powstają w miejscach gwałtownego spadku nachylenia podłużnego profilu rzeki.
Stożki napływowe łącząc się ze sobą tworzą pedymenty fluwialne (w przypadku rzek górskich) oraz, w przypadku dużych rzek, których stożki mają małe nachylenie
- równiny aluwialne albo rzeczno - rozlewiskowe.

W klimacie zimnym dostawa zwietrzeliny przez procesy stokowe jest duża. Rzeka nie jest w stanie odprowadzić tego materiału. Dolina jest zasypywana. Spadek obciążonych rzek jest duży.
W klimacie wilgotnym dostawa materiału z zarośniętych zboczy jest mniejsza. Jest on odprowadzany na duże odległości, segregowany. Następuje erozyjne pogłębianie koryta w biegu górnym i akumulacja w biegu dolnym.

Największe rozmiary akumulacja osiąga przy ujściu rzeki do zbiornika wodnego.
Jeśli materiał nie trafia od razu w głębiny przybrzeżne tworzą się delty: płaskie stożki napływowe powstające u wylotów koryt rzecznych do zbiorników wodnych. Na podstawie stosunku delty do przebiegu wybrzeża wyróżnia się:

• delty schowane (w estuariach czy zatokach) oraz

• delty wysunięte.

Delta rośnie przede wszystkim pod wodą. Na płyciznach woda płynie coraz wolniej i tempo akumulacji rośnie. Szybkość rośnięcia delty zależy od ilości przynoszonego materiału, konfiguracji dna oraz działalności zbiornika wodnego (falowanie, prądy, pływy). Przyrosty delt dużych rzek mierzone są w dziesiątkach, a nawet setkach metrów na rok.

Rzeka agradująca zasypuje swoją dolinę. Jeśli płynie po równinie akumulacja
w korycie doprowadza do opuszczania go, zmieniania biegu. Takie rzeki stwarzają zagrożenie, są więc obwałowywane. Przerwanie wałów powoduje katastrofalne powodzie.

Rzeka regredująca rozcina własne osady. Powstają tarasy akumulacyjne.

Działalność rzek i procesów denudacyjnych tworzy rzeźbę fluwialno - denudacyjną. W krajobrazie dominują doliny rzeczne i wzniesienia międzydolinne.

Dolina rzeczna to podłużne obniżenie powstałe wskutek erozyjnej działalności wody płynącej, pochylone w kierunku zgodnym ze spadkiem rzeki. W każdej dolinie wyróżniamy dno formowane przez procesy fluwialne przy pewnym udziale procesów stokowych oraz zbocza kształtowane przez procesy stokowe (denudacyjne) odprowadzające zwietrzelinę.

Rzeka może pogłębiać, poszerzać lub zasypywać dno swojej doliny.
W zależności od intensywności danych procesów i charakteru podłoża tworzą się doliny wcięte lub połogie. W krajobrazie fluwialno - denudacyjnym dochodzi zazwyczaj do spłaszczania zboczy i zacierania różnicy pomiędzy zboczem, a dnem doliny. Stąd ostre formy dolinne nazywane są „młodymi”, a płaskie - „dojrzałymi”.
Rozwój doliny postępuje w górę rzeki. Doliny proste ukształtowane są podobnie na całej długości, złożone składają się z odcinków o różnym ukształtowaniu.

Typy dolin rzecznych:

1. Gardziel,

2. Jar,

3. Kanion,

4. Wcios (ostry, prosty lub rozwarty),

5. Dolina płaskodenna erozyjna (skrzynkowa lub wannowa),

6. Dolina płaskodenna agradacyjna (wciosowa lub wannowa),

7. Dolina nieckowata (w tym z obrzeżeniami i tropikalna),

8. Dolina wklęsłodenna.

Gardziele wycinane są przez bystre, obfite w wodę potoki o dużej sile erozyjnej w skałach o dużej odporności (stąd pionowe ściany), w obszarach o dużych deniwelacjach, na załomach, ryglach skalnych, często predysponowane przebiegiem szczelin.

Jar to dolina rzeczna o wąskim dnie i bardzo stromych (> 60^o) zboczach. Wycinana jest w obszarach o budowie płytowej (ale także np. w lessach) i/lub tektonicznie odmładzanych, najczęściej w klimacie kontynentalnym. Erozję wsteczną (np. progów wodospadowych) często utożsamia się z erozją jarową.

Kanion to wysoki jar z zaznaczonymi tarasami denudacyjnymi w skałach o na przemian dużej i małej odporności.
Wcios (dolina wciosowa) jest formą powszechną w obszarach górskich i wyżynnych. Ma wąskie dno i strome zbocza rozwarte na kształt litery V. Jest to dolina młoda, powstała w efekcie współdziałania erozji wgłębnej i procesów stokowych. Profil podłużny doliny wciosowej jest zwykle niewyrównany.
Z chwilą osiągnięcia profilu równowagi rzeka przestaje erodować w głąb, a erozja boczna zapoczątkowuje przekształcenie wciosu w dolinę płaskodenną, która reprezentuje stadium dojrzałe rozwoju doliny. Ma płaskie dno i zbocza o różnym, zwykle niewielkim nachyleniu, choć erozja boczna wciosu może też tworzyć zbocza bardziej strome niż poprzednio (dolina skrzynkowa).
W dnie mieści się koryto rzeki, terasa zalewowa, niekiedy terasy nadzalewowe. Płaskie dno dolina zawdzięcza erozji bocznej lub agradacji, może więc być dziełem zarówno rzeki meandrującej, jak i roztokowej.

Dolina nieckowata jest efektem długiej degradacji zboczy dolin płaskodennych. Jest to stadium zgrzybiałe rozwoju doliny. Doliny nieckowate wiązane są z klimatem tropikalnym. Na stokach dominuje spłukiwanie. Rzeka transportuje głównie materiał zawiesinowy. Niecki tropikalne rozwijają się w obrębie grubej pokrywy zwietrzelinowej.
Dna dolin wklęsłodennych nachylone są w kierunku rynny cieku i mają cechy pedymentów (połączonych stożków), a zbocza dość strome i lekko wypukłe.
W dolinach tych dużą rolę odgrywa wietrzenie i procesy zboczowe dostarczające materiał do rzeki.

Terasy skaliste zaznaczają się na zboczach dolin jako spłaszczenia o różnych rozmiarach i stopniu zachowania. Na spłaszczeniach zalega często pokrywa osadów rzecznych. Jej ewentualny brak może być spowodowany całkowitym rozkładem i usunięciem tego materiału albo przykryciem przez osady stokowe.

Terasy osadowe bywają nazywane akumulacyjnymi, gdyż powstały w pokrywie akumulacyjnej. Jest to nieścisłe. O ile na miano tarasy osadowej akumulacyjnej OA może zasługiwać terasa najwyższa (ang. fill top terrace), o tyle równiny pozostałych są efektem erozji bocznej (fill cut terraces). Są to więc terasy osadowe erozyjne (OE), a nie akumulacyjne. Wiek osadów rozciętych terasami rośnie z głębokością, czyli formy (terasy) młodsze wycięte są w osadach starszych.

Przełomem nazywamy odcinek doliny, w którym rzeka przedziera się przez spiętrzone na jej drodze wzniesienie. Powyżej i poniżej przełomu rzeka zwykle płynie spokojnie, wijąc się w obrębie szerokiej doliny, zaś w przełomie, gdzie dno doliny jest wąskie,
a zbocza strome, jej spadek jest większy. Przełom ma więc formy śmielsze, niż przyległe odcinki doliny rzecznej. Rozróżnia się przełomy:

• przelewowy,

• regresyjny,

• epigenetyczny,

• antecedentny,

• odziedziczony

oraz formy przypominające przełomy, takie jak:

• przełom strukturalny,

• przełom pozorny.

Opis i analiza terasy i utworów ją budujących (położenie, uławicenie, warstwowanie, uziarnienie, obtoczenie, zwietrzenie, skład petrograficzny lub mineralogiczny) prowadzi do ustalenia ich genezy, co w połączeniu z oznaczeniem wieku osadów stwarza podstawy stworzenia modelu budowy geologicznej. Wyniki badań mogą pozwolić określić obszar, z którego materiał został przyniesiony, odtworzyć warunki transportu, poznać przyczyny akumulacji, a także jej charakter.
Dla poznania pochodzenie osadów, warunków sedymentacji, długości transportu, kierunku i szybkości płynięcia wody, a także ówczesnych warunków klimatycznych badamy: wielkość, kształt, stopień obtoczenia, zmatowienia i zwietrzenia otoczaków oraz kierunek ich osi dłuższej i nachylenie.
Rodzaj i jakość ziaren określamy na podstawie badań mineralogicznych (piaski), petrograficznych (żwiry), a ich charakter za pomocą badań morfometrycznych (żwiry) i morfoskopijnych (piaski).

Badania mineralogiczne polegają na oddzieleniu minerałów lekkich (kwarc, skalenie, łyszczyki, węglany) od ciężkich (turmalin, oliwin, granat, cyrkon, piryt itp.), oznaczeniu stosunku jednych
do drugich i udziału poszczególnych minerałów.

Badania petrograficzne prowadzą do rozróżnienia żwirów jedno- i wieloskładnikowych, odpornych lub nie odpornych na wietrzenie i obróbkę mechaniczną.

Badania morfometryczne żwirów polegają na mierzeniu ich kształtu, stopnia zaokrąglenia i ogładzenia, spłaszczenia oraz rozmiarów i dalszej analizie porównawczej.

Badania morfoskopijne piasków to oznaczanie ich uziarnienia i analizie udziału poszczególnych frakcji oraz na oznaczeniu stopnia obtoczenia i zmatowienia ziaren.

Część 6: Formy międzydolinne.

Rozwój dolin i form międzydolinnych od inicjalnej powierzchni zrównania poprzez jej fragmentację, formowanie młodych dolin wciosowych i grzbietów powstałych wskutek przecięcia się zboczy dolin, do płaskodennych dolin dojrzałych i nowej, niższej powierzchni zrównania.

Niewysokie, rozległe wyniesienia pomiędzy płytko wciętymi dolinami to wysoczyzny, natomiast wzniesienia wysokie pomiędzy głębokimi dolinami to grzbiety górskie.
Formy pośrednie noszą nazwę wyżyn (działów wyżynnych). Dalsze rozczłonkowanie wysoczyzny skutkuje powstaniem płatów wysoczyznowych, grzęd i pagórków.
Na obszarze wyżynnym odpowiadają im płaskowyże, działy, garby i pagóry.

Grzbiety górskie mogą mieć postać stoliw (np. Góry Stołowe), grzbietów spłaszczonych (np. Karkonosze), grzbietów zaokrąglonych (typowe w Sudetach
i Beskidach), grzbietów ostrych (np. Tatry Zachodnie) bądź grani (np. Tatry Wysokie, Alpy, Himalaje).

Koncepcja cyklu geomorfologicznego (Davisa):

1 - zanik jezior,

2 - zanik wodospadów,

3 - wyrównanie spadku głównych rzek,
4 - początek obniżania się wzniesień,

5 - kaptaże,

6 - doliny o szerokości meandrów,

7 - maksimum fragmentacji rzeźby,

8 - grzbiety z przecięcia zboczy dolin,
9 - zaokrąglanie grzbietów,

10 - dostosowanie rzeźby do struktury geologicznej,
11 - coraz łagodniejsze stoki,

12 - wyrównanie spadku (prawie) wszystkich rzek,

13 - dna dolin znacznie szersze od strefy meandrowania,

14 - zanik wpływu struktury,
15 - gruba pokrywa zwietrzelinowa.

Ruchy tektoniczne i działalność wulkaniczna jako przyczyny ożywienia procesów erozyjnych i denudacyjnych powodujące odmłodzenie krajobrazu.

Rozwój rzeźby w obszarach o budowie płytowej: kaniony, zrównania antyplanacyjne („staircase”). płaskowzgórza, małe stoliwa (mesa), pagóry i pojedyncze skałki (ostańce). Dla terenów zbudowanych ze słabo nachylonych warstw skalnych charakterystyczna jest rzeźba krawędziowa, gdzie typową formą są progi strukturalne na wychodniach skał o dużej odporności. Odległości między progami zależą od nachylenia warstw skalnych oraz miąższości i odporności skał, zarówno tych bardziej, jak i tych mniej odpornych. Rzeźba obszarów sfałdowanych może być zgodna z przebiegiem synklin i antyklin bądź niezgodna (odwrócenie rzeźby).

Skały osadowe.

Wyróżnia się dwie główne grupy skał osadowych: skały okruchowe (klastyczne)
oraz organogeniczne i chemogeniczne.

Do skał organogenicznych i chemogenicznych zaliczamy:

• skały węglanowe, w tym, wapienie (różnego typu), margle i dolomity,

• skały krzemionkowe,

• skały siarczanowe (gips, anhydryt),

• sole kamienne i potasowo-magnezowe,

• palne skały organogeniczne (węgle, ropa naftowa, gaz ziemny, asfalt, torf),

• skały piroklastyczne (tufy).

Z punktu widzenia procesów geomorfologicznych spośród skał osadowych zdiagenezowanych (zwięzłych) należy wyróżnić:

• skały bardziej odporne, takie jak wapienie, dolomity, piaskowce, zlepieńce, gipsy (a także pokrywy skał wulkanicznych),

• skały mało odporne, np. iły, iłołupki, margle, tufy, ale także niektóre piaskowce i wapienie.

Do skał odpornych należą oczywiście skały magmowe (patrz wyżej) i takie skały metamorficzne, jak gnejsy (patrz niżej).

Zjawiska krasowe.

Woda atakuje wszystkie skały powodując wietrzenie chemiczne, natomiast rozpuszcza skały solne, gipsowe i węglanowe. Większą zdolność rozpuszczania skał gipsowych i węglanowych ma woda zawierająca dwutlenek węgla. Pobiera go
z powietrza, z pokrywy roślinnej, z pokrywy humusowej i z podłoża skalnego. Niewielka część dwutlenku węgla łączy się z wodą tworząc kwas węglowy:

CO₂ + H₂O = H₂CO₃,

a ten przekształca węglan wapnia w łatwo rozpuszczalny dwuwęglan wapnia:

H₂CO₃ + CaCO₃ = H₂Ca(CO₃)₂,

przy czym jest to reakcja odwracalna.

Zjawiska związane z rozpuszczaniem wapieni (a także innych soli) prowadzące
do powstania charakterystycznych form w rozpuszczanych skałach nazywamy zjawiskami krasowymi, a formy te - formami krasowymi.

Strefy hydrograficzne w skrasowiałym wapieniu:

1 - strefa perkolacji, rozpuszczania i zapadania,
2 - strefa rzek podziemnych,

3 - strefa freatyczna, rozpuszczania.

Część 7: Działalność lodowców.

Warunek konieczny powstania lodowca: przewaga opadu śniegu nad jego topnieniem. Sytuacja taka ma miejsce powyżej granicy wiecznego śniegu.

Śnieg ulega przekształceniu w lód firnowy, następnie w lodowcowy o rosnącej gęstości. Pod ciężarem mas firnowych lód nabiera cech plastycznych.
Uplastyczniony lód wyciskany jest poza granicę wiecznego śniegu.
Pokonując przeszkody język lodowcowy pęka. Tworzą się szczeliny i seraki.

Elementy lodowca górskiego:

1. pole firnowe,

2. granica wiecznego śniegu,

3. pole seraków na stromym progu skalnym,

4. szczeliny poprzeczne

5. ogiwy (pasma letnie i zimowe)

6. morena środkowa

7. jęzor lodowca,

8. wrota lodowca,

9. rzeka lodowcowa,

10. morena czołowa,

11. morena boczna,

12. starsze moreny boczne,

13. starsza morena czołowa

14. skalne ściany cyrku lodowcowego,

15. szczeliny brzeżne,

16. morena powierzchniowa.

W zależności od zasilania części lodowca znajdujące się poza granicą wiecznego śniegu mogą transgredować, stagnować lub cofać się. Mówimy wtedy odpowiednio o reżimie (bilansie) dodatnim, zrównoważonym lub ujemnym.
Proces topnienia lodowca nosi nazwę ablacji, natomiast cofania się - deglacjacji. Rozróżniamy deglacjację frontalną i arealną.

Materiał rozmieszczony w lodowcu górskim to morena. Rozróżniamy morenę: powierzchniową, wewnętrzną, boczną, środkową i denną. Moreną nazywamy też utworzone z osadów lodowcowych formy morfologiczne. Lodowiec transportuje materiał opadający ze ścian skalnych (zwietrzelina, obrywy), nawiewany oraz wyorywany i zdzierany przez spód, boki i czoło lodowca.

Charakterystycznym elementem krajobrazu przeobrażonego przez lodowiec jest U-kształtny żłób lodowcowy powstały z przekształcenia V-kształtnego wciosu. Rotacyjny ruch mas lodowych prowadzi do powstania przegłębionego kotła lodowcowego.

Lodowce górskie poruszają się z prędkością ok. 100 - 300 m/rok, duże lodowce kopułowe ok. 1 km/rok, a lądolody - kilka kilometrów na rok.

Morena czołowa spiętrzona jest efektem działalności lodowca transgredującego.
Może to być:

• morena końcowa albo

• morena przekroczona.

Lodowiec stagnujący buduje morenę czołową akumulacyjną.
Efektem deglacjacji arealnej jest pagórkowata morena strefy czołowej.
Oprócz moren czołowych tworzą się wały moren bocznych i szczelinowych oraz moreny: denna i ablacyjna.

Kemy, drumliny.

Wody topniejącego lodowca mogą stagnować na jego powierzchni, bądź spływać po niej tworząc odpowiednio jeziora i rzeki supraglacjalne. Dostając się w głąb lodowca wody te tworzą rzeki inglacjalne, natomiast płynąc pod jego dnem, wzbogacone wodami nadtapianego spągowi lodowca) - rzeki subglacjalne. Wody opuszczające lodowiec (proglacjalne) stagnują w zagłębieniach na przedpolu lodowca jako jeziora proglacjalne, albo odpływają jako rzeki proglacjalne: marginalne, bądź frontalne.

Część 8: Rzeźba eoliczna, torfowiska.

Działalność niszcząca wiatru przejawia się jako wywiewanie luźnego materiału oraz jako żłobienie i/lub szlifowanie skał ziarnami unoszonymi przez wiatr. Proces wywiewania drobnych cząstek gruntowych z podłoża nosi nazwę deflacji. Efektem deflacyjnej działalności wiatru na równinach zbudowanych z materiału różnoziarnistego jest bruk deflacyjny. Procesy żłobienia, ścierania i polerowania powierzchni skalnych przez wiatr niosący piasek nazywamy korazją. Efektem żłobienia skały przez wiatr są takie formy, jak grzyby skalne, czy graniaki, natomiast szlifowania: wygłady eoliczne.

Transport eoliczny ziaren mineralnych zachodzi poprzez:

• przemieszczanie po powierzchni (pełznięcie powierzchniowe) w wyniku popychania przez wiatr lub ziarna uderzające;

• ruch skokowy (saltację) o długości skoku zależnej od siły wiatru i jego turbulencji (przemieszczenia > 75% masy piasku);

• unoszenie (suspensję), co dotyczy transportu drobniejszych cząstek (< 0,2 mm).

Charakterystycznymi (i największymi) formami akumulacji eolicznej są wydmy piaszczyste. Wydmy rozwijają się przede wszystkim na obszarach pustynnych
i piaszczystych wybrzeżach morskich, ale spotyka się też wydmy śródlądowe (nadjeziorne, nadrzeczne, sandrowe). Charakterystyczną cechą wydm jest asymetria stoków. Stoki dowietrzne są dłuższe i słabiej nachylone (5 - 12%),
stoki odwietrzne krótkie i strome (20 - 33%). Skutkiem zwiewania piasku na stoku dowietrznym i odkładania na odwietrznym jest wędrówka wydmy.
Badanie wydm ułatwia różny charakter warstwowania, obecność poziomów wietrzeniowych i roślinnych, gleb kopalnych itp.

Typowym osadem akumulacji eolicznej są lessy. Less to żółta skała złożona z bardzo drobnego (frakcja 0,003 - 0,1 mm) pyłu kwarcowego i węglanu wapnia, o wysokiej (ok. 60%) porowatości. Pył, z którego zbudowane są lessy wywiewany jest zwykle z obszarów pustynnych. Lessy europejskie tworzyły się w okresie zlodowaceń, gdy wiatry wywiewały drobny materiał ze strefy peryglacjalnej.

Etapy rozwoju torfowisk.

1. Jezioro. Intensywny rozrost roślin wodnych.

2. Zarastanie jeziora roślinami wodnymi, obumieranie ich przy brzegach, wejście mchów i małych drzew.

3. Zarośnięte lasem (olcha) torfowisko niskie.

4. Odwodnienie torfu i obumieranie drzew.

5. Powstanie warstwy torfu drzewnego, ekspansja mchów, rozwój torfowiska wysokiego.

Część 9: Wybrzeża morskie.

Wybrzeże to pas graniczny lądu i morza obejmujący części nawodną i podwodną.
Do niego ogranicza się morfogenetyczna działalność mórz i oceanów.

Elementami wybrzeża są: zabrzeże znajdujące się nad wodą zraszane rozpryskiem,
brzeg - pas pomiędzy zasięgiem fal sztormowych, a najniższym poziomem wody, gdzie wydzielamy: nadbrzeże z wałami i terasami burzowymi i podbrzeże - aktywną strefę przemieszczania się osadów oraz przybrzeże, czyli pas zawsze znajdujący się pod wodą, gdzie rozwijają się rewy i rynny przybrzeżne oraz platformy depozycji.

Platforma abrazyjna to rodzaj powierzchni zrównania znajdującej się w większości pod wodą, powstałej na skutek niszczenia klifowego brzegu morza (jeziora) przez uderzające o brzeg fale (przybój) i unoszony przez nie piasek lub grubszy materiał skalny. Proces taki nosi nazwę abrazji. Platforma abrazyjna tworzy płaską powierzchnię lekko nachyloną od lądu w kierunku morza.
Materiał pochodzący z abrazji albo przemieszcza się wzdłuż brzegu w określonym kierunku (pod wpływem prądu morskiego lub panującego kierunku wiatrów) tworząc na innych odcinkach wybrzeża mierzeje, albo też osadza się przy końcu platformy abrazyjnej tworząc jej przedłużenie - platformę akumulacyjną.

Rozróżniamy dwa podstawowe typy wybrzeży: niskie i wysokie.

Pod względem genezy i morfologii wyróżniamy wybrzeża:

• skierowe; liczne małe wysepki jako efekt zatopienia silnie zmutonizowanego obszaru polodowcowego;

• dalmatyńskie; zatopione pasma górskie;

• lagunowe; za piaszczystym wałem lub rafą;

• riasowe, powstałe przez zatopienie dolnych odcinków szerokich dolin rzecznych;

• fiordowe, powstałe w wyniku zalania długich i głębokich dolin polodowcowych;

• limanowe; z lejkowatymi, odcinanymi wałami piaszczystymi ujściami rzek;

• zalewowe, utworzone poprzez częściowe odcięcie zatoki;

• wyrównane.

Facja to zespół cech litologicznych, paleontologicznych i ekologicznych osadu. O zmienności facjalnej mówimy analizując cechy różnych osadów tego samego wieku. Jest ona charakterystyczna dla osadów morskich, gdzie w pobliżu brzegów spotyka się zwykle skały okruchowe, na szelfie częste są skały węglanowe, podczas gdy w głębinach oceanów dominują muły.

Część 10: Metamorfizm.

Metamorfizm jest to zespół procesów prowadzących do zmiany skał, ich struktury, tekstury składu mineralnego oraz chemicznego. Typowym środowiskiem metamorfizmu jest wnętrze skorupy ziemskiej.

Struktura to sposób wykształcenia składników skały.

Struktury skał magmowych:

• holokrystaliczna, szklista, hipokrystaliczna,

• fanero- (jawno-)krystaliczna, afanitowa, porfirowa

Struktury skał osadowych:

• okruchowych - psefitowa, psamitowa, aleurytowa, pelitowa;

• chemicznych - grubo-, średnio-, drobno- i bardzo drobnoziarnista.

Skały metamorficzne są zawsze w pełni krystaliczne.

Skały mogą być równo- lub nierówno-ziarniste. Opisuje się też struktury specjalne.

Tekstura jest to sposób przestrzennego rozmieszczenia składników w skale

Rodzaje metamorfizmu: termiczny (kontaktowy; przykłady: marmur, kwarcyt), dynamiczny (dyslokacyjny; przykłady: łupek, mylonit), regionalny (przykłady: gnejs, amfibolit), metasomatyczny (przykłady: serpentynit, dolomit), kompleksowy.

Metamorfizm izochemiczny, a allochemiczny, progresywny, a regresywny. Ultrametamorfizm

Strefy metamorfizmu: EPI, MEZO, KATA.

---