1. Omów pokrótce historię badań nad czwartorzędem w skali globalnej. W początkowych latach XIX w. wśród badawczy historii skorupy ziemskiej przeważały poglądy wywodzące się z teorii katastrofizmu G. Cuviera. Głazy narzutowe występujące na Niżu Północnoniemieckim miały być przetransportowane ze Skandynawii przez rwące potoki lub spływy mułowe. Ta koncepcja została w istotny sposób podważona w 1835 r. przez Ch. Lyella, który opierając się na częstym występowaniu muszli malakofauny w glinach zwałowych Wysp Brytyjskich wysunął tzw. teorię dryftu. Przypisywała ona transport głazów narzutowych górom lodowym pływającym po powierzchni morza. Czwartorzędowe osady lodowcowe zaczęto interpretować w końcu XVIII i na początku XIX w., najpierw w Alpach Szwajcarskich, a później również w Szkocji, Skandynawii i na przedpolu Alp Niemieckich. Pojawiły się wówczas pierwsze koncepcje o większym zasięgu lodowców w przeszłości niż w czasach współczesnych (J. Hutton, J. Playfsir, J.Venetz). W 1824 r. Norweg Jens Esmark doszedł do wniosku, że lodowce w Norwegii miały w przeszłości znacznie większe rozmiary, osiągając ponad 1 km miąższości. A. Bernhardi jako pierwszy wysunął hipotezę o transgresji lądolodu ze Skandynawii na obszar Niżu Północnoniemieckiego. Pod wpływem tego Ch. Lyell w 1840 r. odstąpił od swojej teorii dryftowej. Początkowo rozpoznano tylko jeden etap rozwoju zlodowaceń kontynentalnych. Koncepcja ta, zwana monoglacjalizmem, była jeszcze żywa w pierwszych dekadach ubiegłego stulecia. Jednak już w końcu XIX w. zaczął coraz bardziej zyskiwać na znaczeniu poliglacjalizm - teoria wielokrotności na przemian występujących okresów zimowych (zlodowaceń) i ciepłych (interglacjałów). Szczególne znaczenie w rozwoju teorii poliglacjalizmu odegrały badania A. Pencka i E. Brucknera prowadzone w latach 1901-1909 w Alpach i na ich północnym przedpolu. Przez S.Z. Różyckiego i E. Rühlego wcześniej wyróżnione zlodowacenia i interglacjały zostały podzielone na jednostki stadialne i interstadialne, a niektóre z nich na jednostki fazowe i interfazowe. Lata osiemdziesiąte przyniosły dokumentację paleontologiczną i paleopedologiczną, co stało się podstawą wydzielenia nowych zlodowaceń i interglacjałów. Ostatnie spory. Badania stratygraficzne stanowiące pokaźny, ale wcale nie dominujący fragment badań czwartorzędu, są powiązane z Komisją Stratygrafii Międzynarodowej Unii Badań Czwartorzędu (INQUA) oraz ICS IUGS. Do 2001 r. Komisja Stratygrafii INQUA pełniła jednocześnie rolę Podkomisji Stratygrafii Czwartorzędu w ICS IUGS. W wyniku prac komisji opublikowano tabelę stratygraficzną, w której znikł czwartorzęd, neogen zaś rozciągał się do współczesności dzieląc się na miocen, pliocen, plejstocen i holocen. Po licznych protestach przeprowadzone zostały przez Komitet Wykonawczy INQUA szerokie konsultacje, które wykazały powszechne poparcie dla zachowania czwartorzędu jako formalnej jednostki chronostratygraficznej, obniżenia dolnej granicy czwartorzędu z ówczesnej pozycji 1,8 mln na 2,6 mln lat tj. początek piętra gelas oraz zachowania plejstocenu i holocenu jako formalnych oddziałów. W związku z zakusami ICS zmierzającymi do likwidacji czwartorzędu, jako formalnej jednostki stratygraficznej, po dyskusjach na Międzynarodowym Kongresie Geologicznym w 2004 r., została powołana międzynarodowa grupa robocza. Jedynym zadaniem tej grupy było opracowanie propozycji definicji czwartorzędu w znaczeniu stratygraficznym. Wówczas istniały trzy propozycje dotyczące umiejscowienia czwartorzędu w geologicznej skali czasu. Pierwsza z nich jest aprobowana przez INQUA i Podkomisję Stratygrafii Czwartorzędu ICS, wg której system czwartorzędowy miał następować po systemie neogeńskim, a dolna granica czwartorzędu miała pokrywać się z granicą pliocen/plejstocen. Druga propozycja: czwartorzęd był określony jako subsystem w systemie neogeńskim, a dolna granica czwartorzędu nadal miała pokrywać się z granicą pliocen/plejstocen. Wg trzeciej propozycji czwartorzęd miał zniknąć, jako formalna jednostka chronostratygraficzna równorzędna neogenowi, lecz miał pozostać jako jednostka klimatostratygraficzna. W wyniku prac międzynarodowej grupy roboczej, stanowisko Komitetu Wykonawczego INQUA jest obecnie następujące: - Czwartorzęd musi być w pełni formalną jednostką chronostratygraficzną w randze systemu/okresu, - Dolna granica czwartorzędu powinna być umieszczona w obecnej pozycji dolnej granicy piętra gelas (obecnie należącego do pliocenu), czyli w stadium 103 stosunku izotopów tlenu w osadach głębokomorskich, - Dolna granica plejstocenu powinna być obniżona do 2,6 Ma, aby pozostał w zgodzie z dolną granicą czwartorzędu.
2. Scharakteryzuj kryteria wydzielania granicy pliocen/plejstocen. Do dziś istnieją spory nad usytuowaniem jednoznacznej granicy pliocen/plejstocen. Wg obecnej wersji zatwierdzonej przez ICS i IUGS czwartorzęd następuje po systemie neogeńskim, a dolna granica czwartorzędu pokrywa się z granicą pliocen/plejstocen. Jednak uwzględniając stanowisko INQUA granica ta może ulec formalnemu obniżeniu do spągu piętra gelas, tj. z 1,8 Ma do 2,6 Ma. Dodatkowy problem wiąże się z tym, że piętro gelas obecnie należy do pliocenu. Przesunięcie granicy czwartorzędu do takiego stanu zmieni położenie piętra gelas w tabeli stratygraficznej. Sytuacja taka może powodować konieczność przesunięcia granicy plejstocenu także do 2,6 Ma (podporządkowanie piętra gelas epoce plejstocenu), by była ona nadal w zgodzie z dolną granicą systemu czwartorzędowego. By jednoznacznie wydzielić tę granicę uwzględnia się różne kryteria: a) antropologiczne - dotyczy czasu powstania i występowania pierwszych zaawansowanych i `prawdziwych' hominidów oraz pojawienia się pierwszego Homo sapiens sapiens. Badania antropologiczne skupiają się także na datowaniu najstarszych szczątków i śladów działalności człowieka. Problem stanowi zróżnicowanie form przedludzkich oraz ich postępująca filogeneza, co uniemożliwia precyzyjne określenie, do której formy hominidów należy odnieść się przy ustalaniu granicy pliocen/plejstocen. b) paleoklimatologiczne - uwzględnia się pojawienie pierwszego poważnego ochłodzenia zwiastującego rozpoczęcie się pierwszych zlodowaceń i tym samym wydzielenie plejstocenu. Kryterium to może dotyczyć także czasu pierwszego nasunięcia się lądolodu na dany teren, przeważnie pierwszego kontynentalnego zlodowacenia Europy. c) paleozoologiczne - uwzględniające pojawienie się pierwszych gatunków fauny lądowej zimnolubnej związanej z ochłodzeniem klimatu. Datowane są szczątki i ślady występowania gatunków lewoskrętnych otwornic i mięczaków. d) paleobotaniczne - dotyczące pierwszego pojawienia się pierwszego zespołu flory glacjalnej (preferującej klimat zimny i suchy) lub wyparcia flory ciepłolubnej, południowej z obszaru europejskiego. Możliwe jest również odtworzenie całej historii zmian roślinności w okresie glacjalnym i polodowcowym na podstawie analizy pyłkowej i pokładów torfu.
3. Przedstaw status czwartorzędu w tabeli stratygr. Wg obowiązującej wersji zatwierdzonej przez ICS i IUGS czwartorzęd jest obecnie najmłodszym okresem ery kenozoicznej, który zaczął się z końcem neogenu i trwa do dziś. Stanowi on w pełni samodzielną formalną jednostkę chronostratygraficzną w randze okresu. Dzieli się na dwie epoki: plejstocen i holocen. Dolna granica czwartorzędu jest zgodna z GSSP Vrica 1,806 Ma. W wyniku różnych dwuznaczności oraz ciągłych dyskusji na temat przesuwania dolnej granicy czwartorzędu, Międzynarodowa Komisja Stratygraficzna dopuściła (na razie nieformalne) stosowanie nazwy czwartorzęd w randze podery, rozciągając zarazem jego dolną granicę do 2,59 mln lat, a więc obejmując także ostatnie piętro pliocenu - gelas.
4. Scharakteryzuj główne kategorie jednostek stratygraficznych stosowanych w podziałach stratygraficznych czwartorzędu. Podstawą klasyfikacji stratygraficznej może być jakakolwiek cecha skały, jednak podstawowe znaczenie dla stratygrafii mają trzy kategorie klasyfikacji: litostratygraficzna, biostratygraficzna i chronostratygraficzna. Odpowiadają one trzem podstawowym aspektom stratygrafii, która jednak z punktu widzenia celu prowadzonych badań stanowi niepodzielną dziedzinę badań geologicznych. Ostatnio zalicza się do nich magnetostratygrafia. Główne kategorie jednostek stratygraficznych: a) litostratygraficzna - porządkuje warstwy i inne ciała skalne w profilach geologicznych ujęte w jednostki oraz koreluje je w różnych profilach między sobą. Jednostki różnią się od siebie rodzajem skał, są zdefiniowane na podstawie kryteriów litologicznych. Klasyfikacja litostratygraficzna jest podstawowym rodzajem klasyfikacji stratygraficznej i można ją zastosować do wszystkich rodzajów skał. b) biostratygraficzna - porządkuje warstwy i inne ciała skalne ujęte w jednostki, zdefiniowane na podstawie zawartych w nich skamieniałości, szczególnie skamieniałości przewodnich (kopalnych taksonów). Klasyfikacja ta jest możliwa w skałach zawierających skamieniałości - a więc w skałach osadowych. c) magnetostratygraficzna - grupuje skały w jednostki stratygraficzne na podstawie podobieństwa ich własności magnetycznych, zdefiniowanych przez inwersje polarności, odzwierciedlające historię zmian biegunów magnetycznych Ziemi. d) chronostratygraficzna - porządkuje warstwy i inne ciała skalne na podstawie ich wieku i stosunków czasowych. Wywodzi się pośrednio z korelacji stratygraficznej, dokonywanej najczęściej przy zastosowaniu kryteriów paleontologicznych (biostratygrafia), litologicznych (litostratygrafia), czy magnetycznych (magnetostratygrafia). Wiek skał, w odróżnieniu od ich litologii, zawartych w nich skamieniałości, czy też innych podobnych cech, tylko pośrednio poddaje się obserwacji i weryfikacji, a więc często jest hipotetyczny i wynika z mniej czy bardziej rozbudowanych interpretacji.
5. Przedstaw podział stratygraficzny Polski w późnym plejstocenie. Późny plejstocen obejmuje swym zasięgiem ostatni interglacjał - eemski trwający od 0,128 Ma i najmłodsze zlodowacenie - południowopolskie (Wisły) trwające od 0,116 Ma do 0,01 Ma. Interglacjał eemski następuje po zlodowaceniu środkowopolskim, a swoją nazwę wziął od rzeki Eem. Odznacza się on ciepłym klimatem, średnią temperaturą wyższą niż obecnie, silną erozją wgłębną, odwróceniem sieci rzecznej (która jest podobna do obecnej). W okresie tym występowała jedyna na obszarze Polski czwartorzędowa transgresja morska, której odległość od dzisiejszej linii brzegowej wynosiła ok. 50-60km. Bałtyk pojawiał się w postaci zbliżonej do obecnej. Dominowały drzewa liściaste w stosunku do liściastych, których było niewiele. Następujące po tym interglacjale zlodowacenie Wisły pokryło Polskę północną i częściowo środkową. Miało większy zasięg na zachodzie niż na wschodzie Polski. Na obszarach objętych tym zlodowaceniem występują najlepiej wykształcone formy rzeźby lodowcowej, tzw. rzeźby młodoglacjalnej. Glacjał ten dzieli się na: wczesny glacjał (obejmujący stadiał szczeciński), pleni glacjał (obejmujący fazę przedpaudorfską, leszczyńską, poznańską i pomorską) oraz późny glacjał (obejmujący starszy i młodszy dryas). Po nich nastąpiła deglacjacja całej Polski, lądolód zatrzymał się w północnej Finlandii i dało to początek holocenowi.
6. Przedstaw krótką charakterystykę paleografii Polski w trakcie zlodowacenia Odry. Maksymalny zasięg zlodowacenia Odry obejmował prawie całe dorzecze Odry, jedynie bez południowej części pasu Wyżyn Środkowopolskich. Na przedpolu lądolodu podczas glacjału Odry tworzyły się jeziora zaporowe na terenie środkowej części Jury Krakowsko-Częstochowskiej oraz w północnej części Kotliny Sandomierskiej. Nasunięcie się lądolodu stanowiło wczesny etap w kształtowaniu się obszarów akumulacji lessów w południowej Polsce. Ponadto na obszarze nieobjętym zlodowaceniem tworzyły się sandry i nowe osady rzeczne w dolinie Wisły. W środkowo-wschodniej Polsce lądolód zwiększał swą miąższość i lokalnie występowały formy rzeźby lodu martwego i stagnującego. Lądolód pozostawił po sobie liczne rozległe wytopiska oraz osady glacitektoniczne. Doliny rzeczne znacznie się powiększyły lokalnie tworząc rozlewiska. Obszary rzeźby polodowcowej im dalej leżące na północ były po raz drugi lub trzeci przemodelowane peryglacjalnie. Przeobrażenia te stanowiły odmłodzenie przedczwartorzędowych osadów i rzeźby terenu
7. Przedstaw podział czwartorzędu stosowany w Ameryce Północnej. W Ameryce Północnej najwcześniej zaznacza się zlodowacenie Nebraski (odpowiadające glacjałowi Günz w modelu alpejskim), które poprzedza interglacjał Aftonian (interglacjał Günz/Mindel). Następnie wyróżnia się zlodowacenie Kansas (glacjał Mindel) oraz kolejno interglacjał Yarmouth (interglacjał Mindel/Riss). Przedostatnim zlodowaceniem w Północnej Ameryce jest Illinois (glacjał Riss) poprzedzające interglacjał Sangamon (interglacjał Riss/Würm). Ostatnie zlodowacenie nosi nazwę Wisconsin, które objęło swym zasięgiem tereny od północy do dzisiejszego Jeziora Michigan. Miąższość lodowca, który wówczas powstał, wynosiła prawie dwa kilometry. Centra lądolodów nigdy nie dosięgły obszarów górskich, gdzie tworzyły się samodzielne lodowce, skupiały się tylko w północno-środkowej Ameryce. Podział czwartorzędu stosowany w Ameryce skupia się na: wydzielaniu jednostek litostratygraficznych dotyczących pokryw morenowych, badaniach morfostratygraficznych - nad zachowanymi formami rzeźby pozostawionymi przez lądolód oraz na wyróżnieniu gleb kopalnych.
8. Przedstaw charakterystykę jednostek biostratygraficznych. Jednostki biostratygraficzne są wydzielane na podstawie analizy stratygraficznej skamieniałości przewodnich. Jednostką taką nazywa się utwory geologiczne (warstwy lub zespoły warstw, także skały nieuwarstwione) wyodrębnione spośród skał otaczających na podstawie charakterystycznego zespołu skamieniałości lub nawet jednej skamieniałości. Podstawową formalną jednostką biostratygraficzną jest poziom biostratygraficzny zona/biozona), która obejmuje ciała skalne wyróżniane na podstawie obecności taksonów paleontologicznych. Rodzajami poziomów biostratygraficznych są: a) poziom zasięgu (zona zasięgu taksonu) - obejmuje utwory geologiczne o zasięgu stratygraficznymi geograficznym odpowiadającym zasięgowi stratygraficznemu i geograficznemu taksonu paleontologicznego. b) poziom współwystępowania (zona współwystępowania) - jego zasięg stratygraficzny odpowiada wspólnej części zasięgów stratygraficznych dwóch lub większej liczby taksonów. c) poziom ścieśniony (zona ścieśniona) - jego zasięg stratygraficzny odpowiada tej części zasięgu stratygraficznego określonego taksonu paleontologicznego, która nie pokrywa się z zasięgiem (zasięgami) stratygraficznym jednego lub dwóch innych taksonów paleontologicznych. d) poziom zespołowy (zona zespołowa) - obejmuje utwory geologiczne charakteryzujące się występowaniem określonego, naturalnego zespołu skamieniałości. e) poziom rozkwitu (zona rozkwitu) - obejmuje utwory geologiczne, w których określony takson paleontologiczny jest szczególnie licznie reprezentowany. f) poziom niesamoistny (zona niesamoistna) - jego dolna granica wyznaczona jest pojawieniem się określonego taksonu paleontologicznego lub zespołu taksonów, a granica górna, będąca zarazem dolną granicą kolejnego, wyższego poziomu, jest wyznaczona pojawieniem się innego taksonu lub zespołu taksonów.
9. Czym odznaczał się klimat wczesnego plejstocenu Polski? Wczesny plejstocen obejmuje najwcześniejszy czwartorzędowy glacjał - Narwi oraz najwcześniejszy interglacjał - podlaski. Wg niektórych źródeł zostały jeszcze wcześniej wydzielone: glacjał otwocki oraz interglacjał celestynowski. Na początku plejstocenu klimat stopniowo się ochładzał, ale nie występowały nasunięcia lądolodów na terytorium Polski, ani nie rozwijały się lodowce górskie. Klimat był zróżnicowany, na przemian panował umiarkowany i chłodny. Tymczasem zlodowacenie rozwijało się na południowej półkuli. Wskutek pierwszego zlodowacenia następowało stopniowe przesunięcie stref geograficznych w stronę równika, a kolejno w interglacjałach - ich powrót do poprzedniego położenia. Klimat coraz częściej ulegał zmianom, ochłodzeniom towarzyszyło powstawania lądolodów i zwiększenie wilgotności (dalej na południe). Okresom ociepleń towarzyszyło topnienie pokryw lodowych (całkowite lub częściowe) oraz pustynnienie obszarów równikowych. Zaznaczała się coraz większa różnica średnich rocznych temperatur między glacjałami a interglacjałami. W ostatnim interglacjale wczesnego plejstocenu - interglacjale podlaskim dominowała silna erozja rzeczna, bujny wzrost roślinności, występowanie i rozwój lasów dębowo-wiązowych. Trwał ok. 80-90 tys. lat.
10. Jak wygląda procedura wydzielania jednostek litostratygraficznych w utworach czwartorzędowych? Jednostką litostratygraficzną nazywa się warstwę lub zespół warstw(element skalny), bądź też poziom lub zespół poziomów (glebowych lub kriostrukturalnych), przeważnie jednorodny litologicznie lub pedologicznie i kriostrukturalnie. By móc wydzielić i ustanowić formalną jednostkę litostratygraficzną należy opublikować jej definicję i charakterystykę w ogólnie dostępnym wydawnictwie naukowym. Jeśli praca jest drukowana po polsku, definicja ta powinna być także w streszczeniu, w jednym z języków kongresowych. Określenie i ustanowienie formalnej jednostki litostratygraficznej powinno zawierać następujące dane: a) nazwa jednostki wraz z rangą formalną (gr, fm, og, wt, kz, kg, gt) z uwzględnieniem pochodzenia nazwy geograficznej lub litologicznej. b) definicja jednostki - zawierająca ogólną charakterystykę litologiczną lub litogenetyczną, tło historyczne (w przypadku gdy była ona wcześniej badana), dotychczasowe określenia, uzasadnienie propozycji, synonimikę. c) stratotyp (lub obszar typowy) oraz hipostratotypy powinny się być charakteryzowane następująco: - położenie geograficzne z lokalizacją na mapie, - szczegółowy opis geologiczny (miąższość, litologia itp.) z ilustracjami profili geologicznych, przekrojami, fotografiami itp., - dokładny opis granic z uzasadnieniem ich wyboru, - interpretacja genezy osadów, skał i utworów geologicznych stratotypu, - w przypadku występowania stratotypu w otworze wiertniczym należy podać informacje o otworze. d) określenie regionalne - zasięg jednostek, forma występowania itp. e) wiek i korelacja z innymi jednostkami tego samego rzędu. f) cechy wyróżniające - kryteria służące do identyfikacji jednostki. g) podstawowe dane bibliograficzne.
11. Scharakteryzuj paleografię Polski w trakcie tzw. zlodowaceń południowopolskich. Pierwsze nasunięcie się lądolodu w tym okresie - Nidy objęło swoim zasięgiem tereny północnej Polski do Gór Świętokrzyskich. Następujący po nim interglacjał małopolski odznaczał się ociepleniem klimatu. Kolejny glacjał Sanu 1 zajął tereny sięgające do północnej krawędzi Karpat, a zlodowacenie Sanu 2 miało największy zasięg w historii glacjałów. Podczas tych poszczególnych zlodowaceń lądolód nasuwał się coraz dalej powodując liczne zmiany w kształtowaniu krajobrazu Polski. Początkowo tworzyły się sandry i osady rzeczne na przedpolu lodowca oraz jeziora zaporowe przed jego czołem w miejscu obecnych Wyżyn Środkowopolskich. W późniejszym etapie na tym terenie kształtowały się nunataki. W dnach dolin tworzyły się pokrywy aluwialne, podczas gdy na wzniesieniach - pokrywy stokowe. W trakcie trwania interglacjału ferdynandowskiego następowały znaczne zmiany szaty roślinnej na nizinach Polski począwszy od tundry, po lasy mieszane, liściaste, iglaste, tajgę po ponowne powstanie tundry. Podczas ostatniego glacjału w tym okresie następowały zaburzenia glacitektoniczne w północnej Polsce, które zostały później nieco przemodelowane. Zaburzeniom tym towarzyszyło występowanie struktur solnych w pasie Szczecin-Bydgoszcz-Łódź. Lądolód, nasuwając się na piaszczysto-ilastą powierzchnię terenu, powodował niewielką przebudowę starszych bądź powstanie w skali regionalnej nowych struktur glacitektonicznych. Większość jednak z nich powstała w czasie zlodowacenia Sanu 2. Na obszarach Gór Świętokrzyskich i Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej występowała cienka pokrywa lądolodu. W Zapadlisku Przedkarpackim zalegał miąższy lądolód, a po jego zaniku istniały warunki sprzyjające powstawaniu form rzeźby deglacjacji arealnej. Ponadto podczas zlodowaceń Sanu na przedpolu lądolodu tworzyły się kolejne warstwy lessów.
12. Przedstaw podział stratygraficzny plejstocenu Polski w ujęciu L. Lindnera (2004) i porównaj go ze schematem J.E. Mojskiego (2005). W swym podziale stratygraficznym plejstocenu Lindner wydziela we wczesnym plejstocenie zlodowacenie Różce, interglacjał Ponurzycy, zlodowacenie otwockie oraz interglacjał celestynowski. Natomiast Mojski takiego podziału nie uwzględnia, wyznacza jedynie szeroko rozumiany dolny plejstocen. Zlodowacenie Narwi i interglacjał augustowski są wydzielone przez obu autorów. Lindner dodatkowo dzieli ten interglacjał na starszy i młodszy przedaugustowski, augustowski 1, 1½ oraz 2. W porównaniu z Lindnerem Mojski nie uwzględnia glacjału Nidy i interglacjału małopolskiego. Obaj autorzy wydzielają natomiast zlodowacenie Sanu 1, interglacjał ferdynandowski, zlodowacenie Sanu 2 oraz interglacjał mazowiecki. Przed interglacjałem eemskim Mojski wyznacza tylko glacjał Odry, a Lindner dodatkowo glacjał Liwca, interglacjał Zbójna, zlodowacenie Krzny, interglacjał lubawski oraz glacjał Odry+Warty. Obaj autorzy zgodnie wydzielają ostatnie, najdokładniej zbadane zlodowacenie Wisły.
13. Przedstaw stratygrafię czwartorzędu Równiny Rosyjskiej. Pierwszym dającym się jednoznacznie wydzielić zlodowaceniem na obszarze Równiny Rosyjskiej jest zlodowacenie Donu (odpowiada glacjałowi Günz w modelu alpejskim), a kolejnym zlodowacenie Oki (glacjał Mindel), które rozdziela interglacjał Roslavl. Następował po nim interglacjał lichwiński (odpowiednik Mindel/Riss) i kolejno glacjał Dniepru (glacjał Riss), mający charakter stadialny, jest trójdzielny: Dniepru 1 (dnieprzański), interglacjał odincowski oraz Dniepru 2 (moskiewski). Interglacjał mikuliński (interglacjał Riss/Würm) poprzedza ostatnie zlodowacenie na terenie Równiny - Wałdaju (glacjał Würm), które jest trójdzielne, wydziela się wczesny, środkowy i późny Wałdaj.
14. Scharakteryzuj podział plejstocenu stosowany na Wyspach Brytyjskich. Jednymi z pierwszych czwartorzędowych interglacjałów wydzielonych na Wyspach Brytyjskich są: Paston, Beeston oraz Cromer (odpowiadające kolejno interglacjałom w modelu alpejskim: Biber/Donau, Donau/ Günz oraz Günz/Mindel). Podczas ich trwania klimat najpierw ocieplił się znacznie, następnie zaznaczały się duże wahania klimatyczne w interglacjale Beeston, nastąpiło ponowne ocieplenie, które przerwało zlodowacenie Anglii (korelowane z glacjałem Mindel). Miało ono największy zasięg spośród wszystkich następujących w późniejszym czasie. Kolejnym interglacjałem (odpowiadającym Mindel/Riss) jest Hoxne, kiedy to w ciepłym klimacie osadzał się materiał polodowcowy pozostawiony przez ustępujący lądolód. Kolejne, najmłodsze zlodowacenia: Wolstone (odpowiada glacjałowi Riss) i Devence (Würm), kiedy to lądolód zajmuje coraz mniejsze obszary, przedziela interglacjał Ipswitch.
15. Przedstaw pokrótce ewolucję Bałtyku. Morze Bałtyckie należy do najmniejszych i najpłytszych mórz na kuli ziemskiej. Inna cecha charakterystyczna Bałtyku związana jest z faktem, że należy ono do najmłodszych mórz Oceanu Atlantyckiego. Niecka morza powstawała w czwartorzędzie głównie pod wpływem działalności lądolodu skandynawskiego. Transgresje lądolodu skandynawskiego niszczyły skały starszego podłoża i pogłębiały nieckę Bałtyku. Ukształtowanie współczesnego morza przebiegało w kilku etapach, przy czym okresy kontaktu z wodami Atlantyku przedzielone były sytuacjami, w których Bałtyk stawał się jeziorem. Zanikał wówczas kontakt wód Bałtyku z wodami wszechoceanu. Jeszcze 12 tys. lat temu obszar dzisiejszego Bałtyku tworzyły jeziora zastoiskowe. W kolejnym etapie, ok. 10,5 tys. lat temu powstało słodkowodne Bałtyckie Jezioro Lodowe. W jeziorze tym gromadziły się wody z topniejącego lądolodu, którego cofające się czoło stanowiło od strony północnej zaporę dla wód roztopowych. Istniało wówczas 5 poziomów form litoralnych, a ówczesny poziom wody był niższy od współczesnego o ok. 30-35 m. Następnie, ok. 9,7 ka, bałtyckie jezioro lodowe połączyło się z Atlantykiem poprzez utworzenie szerokiej cieśniny pod Billingen i powstało zimne Morze Yoldia. Panował wówczas klimat borealny, a nowopowstałe morze charakteryzowało się transgresją, która to kształtowała się od poziomu 60-55m poniżej współczesnego. Był to stosunkowo krótki etap rozwoju Bałtyku, gdyż dalszy zanik lądolodu i podnoszenie się tej części Europy spowodowało ok. 8 ka przeobrażenie się Morza Yoldiowego w słodkowodne Jezioro Ancylusowe odcięte od Morza Północnego. Fauna morska w wyniku wysłodzenia całkowicie wymarła, poziom jeziora podniósł się, ale nie na tyle, aby zniwelować efekt wypiętrzenia bloku skandynawskiego. Kolejnym etapem było utworzenie się Jeziora Echineis. W wyniku dalszego wynoszenia Skandynawii i obniżania południowych wybrzeży jeziora doszło do ponownego połączenia z Atlantykiem poprzez Cieśniny Duńskie i powstanie Morza Mastogloia a następnie Morza Litorynowego ok. 7 ka. Morze to było nieco większe i bardziej zasolone, o bardziej rozwiniętej linii brzegowej od współczesnego Bałtyku. Etap Morza Litorynowego zakończył się ok. 4 ka, kiedy Cieśniny Duńskie uległy znacznemu przewężeniu, ograniczając dopływ wód słonych z Morza Północnego. Następnym etapem jest Morze Politorynowe (Limnea), które ukształtowało się ok. 4 ka, a poziom zbiornika ustabilizował się i pozostaje niezmienny do dziś.
16. Opisz podstawowe cykle zmian klimatycznych w czwartorzędzie. Odtwarzanie rytmu głównych czwartorzędowych zmian klimatycznych ma największą tradycję i doczekało się największej ilości danych dzięki badaniom nad następstwem epizodów glacjalnych i interglacjalnych w Europie. Cykle zmian klimatycznych są wyznaczane przez następujące po sobie klimaty ciepłe i klimaty chłodne (glacjały i interglacjały). Cykle te wyznaczane są przy pomocy trendów temperatury powietrza na podstawie zasięgu lodowców, granicy występowania lasu i składu flory z analizy pyłkowej, a także przy pomocy zmian objętości lodu na Ziemi. Podstawowe cykle zmian klimatycznych opierają się na wyraźnie zaznaczających się glacjałach (okresy zimne i wilgotne) i interglacjałach (ciepłe i suche). W czwartorzędzie taki wyraźny cykl rozpoczyna się od zlodowacenia otwockiego, po nim następuje okres ciepły Celestynów i kolejno glacjał Narwi, interglacjał podlaski, zlodowacenia południowopolskie, interglacjał wielki, zlodowacenia środkowopolskie, interglacjał eemski, glacjał Wisły oraz ocieplenie holoceńskie, najmłodsze z głównych jednostek podziału czwartorzędu, przez wielu badaczy jest ono traktowane jako odpowiednik klimatyczny jednostek interglacjalnych. Wydzielenie ponad 20 cykli glacjalno-interglacjalnych odzwierciedla tę złożoność i prowadzi do potwierdzenia astronomicznej teorii Milankovicia o przyczynach zmian klimatu.
17. Wymień główne źródła informacji paleoklimatycznych. W odróżnieniu od starszych okresów geologicznych, podstawą podziału stratygraficznego czwartorzędu są właściwe temu okresowi ochłodzenia i ocieplenia klimatyczne. Z tego też względu często synonimem stratygrafii czwartorzędu jest klimatostratygrafia Źródłami informacji paleoklimatycznych są interglacjały, które przynoszą ocieplenie oraz zlodowacenia niosące ochłodzenie i spadek wilgotności. By uzyskać informacje, bada się poszczególne osady polodowcowe. Takimi źródłami danych są również rdzenie lodowe, zmiany stosunków izotopowych tlenu i wodoru w tych rdzeniach oraz zmiany koncentracji izotopów tlenu w skorupkach otwornic oceanicznych. Do rekonstrukcji klimatu na podstawie pobranych rdzeni lodowych stosuje się metodę izotopów tlenu. Inną miarą paleotemperatury jest zawartość substancji organicznych zdeponowanych w osadach głębokomorskich i jeziornych w ciągu tysięcy lat. Składnik organiczny akumulowanych osadów skorelowany jest z temperaturą wody. Innymi źródłami informacji paleoklimatycznych są organizmy lądowe, formy geologiczne na powierzchni Ziemi, badania alkenów mające na celu rekonstrukcję temperatury, badania koncentracji dwutlenku węgla, metanu w atmosferze i próba ustalenia tej koncentracji w przeszłości.
18. Omów procesy glaciizostazji na przykładzie Fennoskandii. Zjawisko subsydencji bądź wypiętrzania podłoża wskutek obciążania masami lodu lub ich topnienia jest nazywane glaciizostazją. Zachodziła ona w czwartorzędzie wielokrotnie i na dużą skalę w obszarach zlodowaconych, szczególnie w Fennoskandii, miejscu powstawania lądolodu skandynawskiego. To obszar, na którym równowaga mas w skorupie ziemskiej była zakłócana przez rozrost lądolodu. Obciążenie przez masy lodowe powodowało pogrążenie fragmentu skorupy, natomiast po stopieniu lodów przywrócenie równowagi dokonuje się przez wypiętrzenie. Powrót do równowagi jest zjawiskiem dość szybkim, ale początkowo wypiętrzenie jest wolniejsze niż wzrost poziomu morza, stąd duże obszary lądowe ulegają krótkotrwałemu zatopieniu. Glaciizostazja miała duży wpływ na sposób tworzenia się Morza Bałtyckiego. W początkowych etapach jego powstawania obszar Fennoskandii obniżał się wskutek zajęcia przez lądolód ogromnych terenów obecnego Bałtyku, wskutek czego był on jeziorem. Jednak cofające się czoło lądolodu powodowało powolne podnoszenie się Fennoskandii oraz wypełnianie bałtyckiej niecki wodami roztopowymi zatapiając ten obszar. Dalszy zanik lądolodu i wypiętrzanie się tej części Europy ustabilizowało poziom morza, które przybrało status jeziora ancylusowego. W wyniku dalszego wynoszenia Skandynawii i obniżania południowych wybrzeży jeziora doszło do połączenia się z Oceanem Atlantyckim.
19. Omów pokrótce stratotypy granicy pliocen/plejstocen w obszarze śródziemnomorskim. W Europie Południowej, a więc na obszarze uznawanym za stratotypowy dla granicy neogen/czwartorzęd, jest ona określona zarówno w obrębie osadów lądowych z fauną dużych ssaków reprezentujących Villafranchian środkowy, jak też w obrębie osadów morskich u podstawy piętra Calabrian. Wyróżnia się trzy stratotypy dla dolnej granicy czwartorzędu w obszarze śródziemnomorskim. a) profil Le Castella (Kalabria, Włochy) - ustalono, że spąg plejstocenu odpowiada spągowi kalibru (środkowy wilafransz) w tym profilu, a jest nim warstwa G-G' złożona z kalkarenitu. W spągu warstwy turbidytowej (osadów prądu zawiesinowego) po raz pierwszy pojawiają się zimnolubne małżoraczki b) profil Santa Maria di Catanzaro (Kalabria) - ustalono, że dolna część profilu kalibru odpowiada spągowi zony otwornicowej 22. c) profil Vrica (położony w zlewni rzeki Crotone koło Le Castella, Kalabria) - występuje w nim znaczna miąższość szarych iłów marglistych głębokowodnych, wkładki diatomitów i popiołów wulkanicznych datowanych metodą potasowo-argonową oraz paleontologicznie. Granica pliocen/plejstocen mieści się w obrębie interwału „u”, który to charakteryzował się pogorszeniem klimatu oraz wzrostem liczby lewoskrętnych otwornic. Najstarsze piętro czwartorzędu w tym obszarze otrzymało nazwę Santernian, które obejmuje morskie osady ilaste i ilasto-piaszczyste. Piętro to, a także młodszą część poprzednio wydzielonego Calabrianu oraz piętra: Emilian i Sicilian połączono w „nadpiętro" Selinuntian. |
20. Co to jest wilafransz (Villafranchian)? Wilafransz to termin wprowadzony początkowo dla osadów jeziornych i rzecznych deponowanych po regresji plioceńskiej w Piemoncie, w których obecne są skamieniałości. Typowy wilafransz zalega na żółtych piaskach morskich. Proponowano rozszerzenie tego terminu dla osadów starszych, także plioceńskich. Villafranchian dzielono na trzy biozony (biohoryzonty): dolny (ast), środkowy (kalabr) i górny (emil). Ostatecznie po dużych niejasnościach dotyczących klasyfikacji poszczególnych osadów do wilafranszu, przyjęto wiek wilafranszu jako 3,8 - 1 Ma. Wyznaczono także początek plejstocenu między czarnotem (osady starsze niż wilafransz) a wilafranszem. Osady Villafranchian są zatem osadami dolnego (wczesnego) plejstocenu kształtowanymi podczas zlodowaceń Biber i Dunaju.
21. Czym charakteryzuje się tzw. „model alpejski” Jeden z podziałów stratygraficznych plejstocenu. Charakteryzował się tym, że ląd pokryty był zlodowaceniem sieciowym- pokrywą lodową taką, że występują w niej tylko najwyższe szczyty. W modelu wyróżniono „epoki”: Würm, Riss, Mindel, Günz . Würm (11Ma)- trwało ponad 100 tys. lat Riss (0,3 Ma)-maksymalny obszar zlodowacenia od wyżyny lubelskiej do kotliny sandomierskiej Mindel (0,75 Ma)- miały miejsce Interglacjał Ferdynandowski i zlodowacenie Sanu a później Ocieplenie klimatu, dotarło do Gór Świętokrzyskich Günz (0,95 Ma) stadiały Narwi 1 i Narwi 2 Oraz 5 teras starszych od Günzu. - większość czasu trwania plejstocenu jest reprezentowana przez luki erozyjne w profilu, - każda morena końcowa i związana z nią pokrywa fluwioglacjalna reprezentuje zaledwie kilka tysięcy lat, - interglacjały nie są reprezentowane przez osady, a jedynie luki erozyjne, - jest to model morfostratygraficzny, czyli wysoce niewystarczający.
22. Wymień wspólne cechy jednostek kriostratygraficznych, pedostratygraficznych i litostratygraficznych. Wszystkie te jednostki są formalnymi jednostkami litostratygraficznymi. Każda jednostka jest warstwą (poziomem) lub zespołem warstw (zespołem poziomów) jednorodnym litologicznie, pedologicznie lub kriostrukturalnie. Składają się z kombinacji typów litologicznych lub mają inne swoiste, wyraźne dla siebie cechy charakterystyczne oraz relacje stratygraficzne, które pozwalają na ich jednoznaczne rozpoznanie i wykartowanie. Opierają się na kryteriach litologicznych. Jednostki te są wydzielane w profilach geologicznych, różnią się od sąsiadujących rodzajem i miąższością. Poszczególne jednostki są korelowane w różnych profilach między sobą. Wszystkie te jednostki opisuje się i wydziela wg tej samej procedury. Posiadają także taki sam sposób ustanawiania w sensie formalnym.
23. Opisz główne typy jednostek biostratygraficznych Jednostka podstawowa: poziom biostratygraficzny (biozona) Poziom zespołowy - obejmuje utwory geologiczne o charakterystycznym określonym naturalnym zespole skamieniałości, Poziom zasięgu taksonu - obejmuje utwory geologiczne o zasięgu stratygraficznym i geograficznym odpowiadającym zasięgowi stratygraficznemu i geograficznemu określonego taksonu paleontologicznego. Poziom współwystępowania - poziom stratygraficzny odpowiadający zasięgowi stratygraficznemu dwu lub więcej taksonów Poziom ścieśniony - poziom, który określa zasięg stratygraficzny określonego taksonu stratygraficznego, który nie pokrywa się z zasięgami stratygraficznymi jednego lub dwóch innych taksonów paleontologicznych Poziom rozkwitu - określa takson paleontologiczny, który jest szczególnie licznie reprezentowany Poziom niesamoistny - dolna granica określona pojawieniem się określonego taksonu paleontologicznego (lub zespołu paleontologicznego)a górna granica pojawieniem się innego taksonu (zespołu taksonów).
24. Jak powstaje krzywa tlenowa? Przedstawia ona zależność malejącego stężenia tlenu wraz z głębokością. Należy pobrać próbki z różnych głębokości badanego zbiornika. Obecność tlenu w jeziorach zależna jest od temperatury i stanu troficznego (żyzności) jeziora. Wyróżnia się cztery zasadnicze typy krzywych tlenowych, przedstawiające stężenie tlenu w wodzie na różnych głębokościach. Krzywa tlenowa ortogradowa - kreślona dla jezior oligotroficznych, jezior czystych, w których produkcja biomasy jest mała. Krzywa tlenowa klinogradowa - kreślona dla jezior meromiktycznych, eutroficznych i oligotroficznych, ale leżących w strefie klimatu tropikalnego. Cechą charakterystyczną tej krzywej jest to, że biegnie prawie równolegle do krzywej termicznej. krzywa tlenowa heterogradwa - kreślona dla jezior typu oligotroficznego, α-mezotroficznych i β-mezotroficznych. Można wyróżnić dwa podtypy tej krzywej: dodatnia - charakterystyczna dla jezior oligotroficznych i α-mezotroficznych, w których występuje tak zwane maksimum tlenowe w metalimnionie; ujemna - charakterystyczna dla jezior ß-mezotroficznych, w których występuje tak zwane minimum tlenowe w metalimnionie.
25. Na czym polega tefrochronologia? Popioły wulkaniczne mogą być przenoszone na dużych przestrzeniach i mogą być osadzane zarówno na lądach jak i wśród zbiorników śródlądowych jak i morskich. Ich znaczenie polega na możliwości korelacji osadów różnych środowisk. Rozprzestrzenienie pyłów wulkanicznych zależne jest głównie od kierunków wiatrów w troposferze. Wstępny etap tefrochronologii to identyfikacja popiołów na podstawie barwy (np. bazaltowy- czarny) Następny etap to precyzyjna identyfikacja poprzez przeprowadzenie analizy mineralogicznej. Popioły wulkaniczne mogą stanowić szczególnie cenne poziomy przewodnie ze względu na obecność w osadach różnej genezy. Wartość ich wzrasta gdy zastosuje się metodę bezpośredniego datowania K-Ar i trakową lub pośrednio przez datowanie innymi metodami materiałów współwystępujących. Tefrochronologia znalazła zastosowanie w wielu obszarach wulkanicznych (m.in. Japonia, Islandia, Ameryka Płn.) do datowania osadów czwartorzędowych
26. Omów podstawy metody aminokwasowej (AAR) Białka zawarte w kościach kręgowców po śmierci ulegają różnym zmianom chemicznym (niektóre zmiany są bardzo długotrwałe, dzięki czemu można je wykorzystać w badaniach geochronologicznych, jako wskaźnik diagenezy). Prawie wszystkie białka występują w 2 izometrycznych formach molekularnych D i L.(D- w stanie wolnym jako składniki struktur niebiałkowych, L-w aktywnych białkach żywych organizmów). Najważniejszym procesem jest proces racemizacji, który występuje podczas diagenezy - polega on na przekształceniu form L w formy D, aż do osiągnięcia stanu równowagi (szybkość procesu zależy od rodzajów aminokwasów, od rodzaju struktury protein, od przepuszczalności skorupki lub kości a także od temperatury). Przykład aminostratygrafii to korelacja interglacjalnych osadów morskich płn-zach Europy (podstawa to analiza 1000 okazów skorupek różnych mięczaków, po kilka z każdej próbki. Następnie korelacja serii osadów reprezentujących odpowiednie interglacjały). Wważnym elementem tej metody jest zestawienie wyników stosunku D/L (szybkość epimeryzacji w poszczególnych okresach interglacjalnych zgodni ze wzrastającą temperaturą).
27. Na czym polega kinetostratygrafia? KINETOSTRATYGRAFIA: Struktury deformacyjne związane z lądolodem są badane w kontekście stratygraficznym, a poszczególne jednostki osadowe są grupowane w jednostki kinetostratygraficzne, w oparciu o wskaźniki kierunkowe - związek ze stratygrafią wydarzeniową. W obszarach zaburzonych glacitektonicznie struktury deformacyjne są nałożone na starsze struktury deformacyjne - stąd też trudność w stosowaniu litostratygrafii. Wydziela się niekiedy tzw. jednostki litostrukturalne. Dolna granica jednostki kinetostratygraficznej znajduje się w spągu osadów zdeponowanych w związku z nasunięciem i recesją danego lądolodu. "Depozycja" oznacza zarówno depozycję glacjalną, jak i fluwioglacjalną. JEDNOSTKA KINETOSTRATYGRAFICZNA: (kineto-stratigraphy drift unit) jest definiowana jako "jednostka osadowa zdeponowana przez lądolód lub strumień lodowcowy o charakterystycznym układzie i kierunku ruchu. Analiza rys lodowcowych podłoża, orientacji głazików oraz analiza strukturalna deformacji glacjalnych pozwalają na wyróżnienie jednostek zdeponowanych przez kolejne nasunięcia lądolodu następujące z różnych kierunków".
28. Opisz główne jednostki pedostratygraficzne Geosol - podstawowa jednostka. Profil wietrzeniowy, rozwinięty na (lub zaraz pod) powierzchni gruntu posiadający cechy fizyczne i relacje stratygraficzne pozwalające na jednorazowe rozpoznanie i wykartowanie Gleba kopalna - podstawowa jednostka taksonomiczna pedostratygraficzna. Jest dopuszczalne tylko wtedy, gdy występują poziomy diagnostyczne pozwalające określić jej genetyczną przynależność. Zespół gleb - nadrzędna jednostka łącząca w sobie dwa lub więcej gleb kopalnych. Zespół gleb może być wyróżniany bez uprzedniego wydzielania poszczególnych gleb wchodzących w jego skład. Profil pedologiczny (AAPG 1983) O - poziom ściółki A - poziom organiczno-mineralny B - poziom iluwialny C - zwietrzałe podłoże R - niezwietrzałe podłoże skalne
29. Porównaj jednostki litostratygraficzne z allostratygraficznymi w odniesieniu do stratygrafii osadów czwartorzędowych. Jednostki allostratygraficzne mają na celu określenie granicznej powierzchni nieciągłości. Może ona odpowiadać np.niezgodności erozyjnej, zmianie zabarwienia osadu, zmianie cech genetycznych, a nawet powierzchni geomorfologicznej. Kryterium wydzielania tych jednostek może być interpretacja genetyczna, a w charakterystyce wewnętrznej główną rolę odgrywają cechy fizyczne, chemiczne i paleontologiczne. Natomiast jednostka litostratygraficzna jest to warstwa lub zespół warstw przeważnie jednorodny litologicznie lub paleologicznie i kriogenicznie. Może być jednorodna genetycznie i litologicznie, ale może mieć także charakter kombinacji dwu lub więcej linotypów.
30. Jak można porównać zapis oceaniczny z lądowym? W miarę ciągły zapis stratygraficzny czwartorzędu występuje wyłącznie w osadach głębokomorskich. Korelację wierceń głębokomorskich przeprowadza się za pomocą: * metod izotopowych; * paleontologicznych; * paleomagnetycznych. Można przeanalizować skale akumulacji rozkładu pyłu lądowego w osadach morskich; tudzież na podstawie chronologii warwowej skorelować warstwy na podstawie występującego w nich pyłu lądowego Porównanie obu zapisów umożliwia m.in. tefrochronologia i metoda AAR.
31. Wymień przesłanki świadczące o zmianach klimatu w plejstocenie. - ukształtował się zbliżony do dzisiejszego rozkład lądów i oceanów; - silne ochłodzenie klimatu - w połowie plejstocenu nastąpiło wielkie kontynentalne zlodowacenie; - kilkakrotnie ulegał zmianom poziom oceanu światowego. zmiany w rozkładzie szaty roślinnej na świecie, związane ze zmianami klimatu i zlodowaceniami; - przesuwały się strefy roślinne, np. kurczyły się wilgotne lasy równikowe, które ulegały rozdzieleniu na niewielkie wyspy-ostoje (tzw. refugia), - migracje całych flor; na niektórych obszarach znaczna ich część wymierała. - żyły wymarłe już dziś zwierzęta zasiedlające strefę tundrową wokół lądolodów (m.in. nosorożce włochate, mamuty, tygrysy szablozębne, hieny i niedźwiedzie jaskiniowe); - pojawiły się formy ludzkie, m.in. neandertalczyk, a pod koniec epoki człowiek rozumny.
32. Jak Twoim zdaniem można ustalić liczbę zlodowaceń? Ustalenie liczby zlodowaceń przysporzyło wiele problemów geologom. Praktycznie z początkiem XX w. zaczynały się pojawiać różne teorie na temat liczby zlodowaceń w Polsce, która to zwiększała się z czasem. Dokładność zwiększała się wraz z postępującymi badaniami nad rekonstrukcją paleoklimatologiczną. Próba dokładnego rozpoznania cech klimatycznych w poszczególnych odcinkach czasowych w plejstocenie wydaje się być dobrym rozwiązaniem. Okresy chłodne stosunkowo chłodniejsze odpowiadałyby glacjałom, należałoby policzyć wówczas liczbę takich ochłodzeń. Ilość zlodowaceń można ustalić także poprzez badanie osadów w głębi Ziemi. Konieczną czynnością staje się wykonanie dużej ilości wierceń i ich korelacja ze sobą. Utrudnieniem może być natomiast to, że lądolód nie zajmował całej Polski, a osady pozostawione przez niego nie musiały mieć podobnej charakterystyki. W osadach można badać też szczątki organizmów lub ich ślady działalności życiowej i na tej podstawie sklasyfikować je albo do organizmów ciepłolubnych albo do zimnolubnych. Kolejny problem występuje gdy osady są sfałdowane np. wskutek kolejnego nasunięcia lądolodu na ten sam teren, co utrudniłoby korelację warstw.
33. Wymień główne kierunki ewolucji poglądów na temat liczby zlodowaceń w Polsce. 1890 - J.Siemirodzki - dwa zlodowacenia na Niżu Polskim 1922 - L.Sawicki - trzy zlodowacenia 1923 - M. Limanowski - 4 zlodowacenia 1932 - M. Limanowski - 5 zlodowaceń 1934 - L. Sawicki - 6 zlodowaceń 1937 - L. Sawicki - 7 zlodowaceń 1964 - S. Różycki - 4 typy jednostek klimatostratygraficznych: I-ego rzędu: stadiały, interglacjały, II-ego rzędu: glacistadiały, interglacistadiały, III-ego rzędu: glacifazy, interglacifazy, IV-ego rzędu: glacietapy, interglacietapy, glacioscylacje, etapy postojowe czoła lądolodu 1980-1984 - Lindner - 9 zlodowaceń, 8 intergalcjałów
34. Z czego wynikają różnice poglądów na stratygrafię czwartorzędu Polski? Różnice między poglądami polskich badaczy związane są z różnorodnością kryteriów wydzielania zlodowaceń i interglacjałów. Takich kryteriów jest mnóstwo, np. palinologiczne, litologiczne, paleoklimatologiczne, antropologiczne, paleobotaniczne czy paleozoologiczne. Opierając się na danym kryterium podziału uzyskuje się inne dane i dokumentacje w porównaniu z zastosowaniem odmiennego kryterium. Wraz z doskonaleniem metod w ramach stratygrafii poglądy różnych badaczy wykazywały się podobieństwami i niektóre pokrywały się. Geolodzy prowadząc swoje dokumentacje czwartorzędowe prowadzą badania na różnych obszarach Polski, uwzględniając odmienne profile geologiczne i przez to zebrane dane te mogą się znacznie różnić. Niektóre glacjały i interglacjały są pomijane przez część polskich badaczy na podstawie niewystarczającej dokumentacji. Przykładowo tylko niektóre metody badawcze mogą wydzielić charakterystyczne cechy warstw skalnych/osadów pozwalające na przypisanie ich konkretnym glacjałom lub interglacjałom. Dodatkowo niektóre elementy badawcze nie wykazują charakterystycznych cech odróżniających je od innych. Może to stanowić problem w jednoznacznym wydzieleniu dwóch glacjałów lub przypisaniu ich jednemu zlodowaceniu.
35. Przedstaw podział stratygraficzny plejstocenu stosowany w Europie NW (wydarzenia podane w odwrotnej kolejności chronologicznej uwaga!) interglacjał eemski, glacjal Solawy, interglacjał holsztynski, glacjał Elstery, kompleks kromerski i bawelski, glacjał Donu (Menap), interglacjał Waal, glacjał Eburon, interglacjał Tegelen, glacjał Pretegelen. Przyjęto, że moreny powstałe dalej na południe Europy są starsze, a powstałe bardziej na płn młodsze. Jeżeli chodzi o pradoliny to jest odwrotnie. Te położone bardziej na płn są starsze, ułożone równolegle. Klasyczna sekwencja glacjałów i interglacjałów opiera się na podziale osadów lądolodu skandynawskiego. Klasyfikacja bazuje na wałach moren końcowych. Główne zlodowacenia nazwano stosując nazwy rzek (Elstera, Solawa, Warta, Wisła). Jest to również klasyfikacja morfostratygraficzna, chociaż poparta znacznie lepszymi dowodami, niż schemat alpejski.
36. Przedstaw charakterystykę utworów z pogranicza pliocenu i czwartorzędu na obszarze Polski. (nie wiem czy o to chodzi!) W schyłkowej fazie pliocenu (preplejstocen) dominowały na naszym terytorium procesy denudacyjne i erozyjne. Erozyjny charakter miała też rzeźba. Wyraziste, zarówno na południu, jak i w części środkowej czy północnej Polski były głębokie doliny rzeczne. W Polsce płn i środk. Reżim erozyjny cechował się najprawdopodobniej dwukierunkowością odwodnienia oraz mniejszą głębokością dolin. Jednak doliny z końca pliocenu zainicjowały późniejsze, już plejstoceńskie procesy erozyjne, które doprowadziły do dominacji kierunku SE-NW w układzie osi wielkich dolin. Wydaje się prawdopodobne, że poważną rolę w takim właśnie porządkowaniu sieci rzecznej odegrała neotektonika. Pobieżna analiza powierzchni podplejstoceńskiej Polski środkowej i północnej wskazuje na jednorodność stylu rzeźby. Obok szeregu drugorzędnych obniżeń dominują trzy doliny o strukturalnej orientacji. Pod koniec pliocenu zapoczątkowane zostały wielko falowe zmiany klimatu, stanowiące zapowiedź przyszłych plejstoceńskich zlodowaceń. Wyrażały się one okresami znacznych ochłodzeń (pretegelen i donau) oraz ociepleń (tegelen i waalian). Skutkiem stały się naprzemienne cykle denudacji z erozją oraz akumulacji. Sedymentacyjnym zapisem tych zmian klimatu są dwa kompleksy osadów złożone z materiału grubo okruchowego w spągu i kolejno piaszczysto-mułowego, wreszcie silnie rozłożonych torfów w stropie. Utwory te cechuje równie zróżnicowany skład palinologiczny. W strefie wyżynnej i górskiej powstały wówczas pokrywy zwietrzelinowe oraz wcięcia erozyjne rzek. Utwory z pogranicza pliocenu/plejstocenu są nazywane utworami preplejstoceńskimi.
37. Jak kształtowała się stratygrafia lessów Polski? Istnieją dwa modele powstawania lessów: glacjalny i eoliczny. Model eoliczny uwzględnia wywiewanie materiału lessowego z terenów suchych, głównie z półpustyń i pustyń. W przypadku pokryw lessowych w Polsce brane jest pod uwagę inne kryterium genetyczne; źródłem materiału pyłowego, z którego mógł utworzyć się less, były różne osady czwartorzędowe. Skała ta powstawała więc w strefie peryglacjalnej. Pokrywy lessowe tworzyły się w piętrach zimnych zlodowaceń. W okresach ociepleń tworzenie się pokryw lessowych ustawało, względnie akumulacja była mniej intensywna. W okresie interstadiałów pokłady pyłu lessowego były przekształcane przez procesy glebowe tzw. „lessivage”. Lessivage powodował to, że pokłady pyłu zaczęły nabierać cechy dzisiejszych lessów. W okresach ciepłych tworzyły się na pokrywach lessowych gleby różnej rangi stratygraficznej. Istnieją różne odmiany lessu ze względu na skład granularny, genezę i miejsce powstawania (ukształtowanie terenu). Pierwsze obszary akumulacji lessów powstawały podczas zlodowacenia Liwca, by później rozwijać się i powiększać tereny występowania podczas kolejnych zlodowaceń: Odry, Warty i Wisły. Podczas ostatniego glacjału lessy zajmowały bardzo znaczne powierzchnie południowej Polski w stosunku do poprzednich. Profile lessu pochodzące właśnie z tych zlodowaceń koreluje się ze sobą, co pomaga w dokładniejszym ustaleniu genezy tych skał. Lessy łączone są w jednostki stratygraficzne. Każda młodsza warstwa lessu ma większą miąższość niż starsza. Warstwy te przedzielone są cienkimi poziomami gleb interstadialnych odpowiadające poszczególnym interglacjałom. By uzyskać dokładniejsze dane lessy koreluje się z glebami kopalnymi tworząc syntetyczne profile geologiczne.
38. Scharakteryzuj główne procesy, działające w późnym glacjale ostatniego piętra chłodnego w średnich szerokościach geograficznych. (nie wiem czy o to chodzi!) Schyłek glacjału odegrał niezwykle ważną rolę w kształtowaniu mezorzeźby i mikrorzeźby Polski. Obok trwający h wyrównawczych procesów peryglacjalnych, na podkreślenie zasługuje działalność eoliczna, wyrażona w postaci wydm śródlądowych, eolicznych piasków pokrywowych i form deflacyjnych. Formy eoliczne typu akumulacyjnego występują w Polsce zwykle zespołowo i są związane z pradolinami oraz powierzchniami sandrów. Na obszarach Polski środkowej i południowej, które nie zostały objęte czaszą lądolodu, rzeźba eoliczna przynajmniej teoretycznie mogła się rozwijać przez cały późny glacjał. Doszło także do uzewnętrznienia się rynien jeziornych dotąd zakonserwowanych bryłami martwego lodu. Jednakże szybko nastąpiło pogorszenie się właściwości klimatu - odbiło się to na roślinności, las wycofał się na południe, gdzie utrzymywał się jako zbiorowiska sosnowe, a w Polsce płn. pojawiła się stepowa tundra. Ożywiła się morfologiczna działalność wiatru Istniejące już pola wydmowe zostały przemodelowane. Rozwija się erozja wgłębna wód Odry, podążających za obniżającą się bazą erozyjną tworzonego Bałtyku, przygotowywała coraz to niższe powierzchnie piaszczyste. Następnie wiatr przemodelował ją tak długo, dopóki nie wkroczyła roślinność bądź też nie zmieniły się warunki wodne.
39. Jakich informacji dostarcza analiza rdzeni lodowych?
Doskonałą metodą badania klimatu jest analiza rdzeni lodowych. Te gigantyczne rdzenie, niektóre długości 3 km, zawierają bardzo wyraźny zapis zmian klimatu ostatnich setek tysięcy lat. Badacze potrafią odróżniać roczne warstwy lodowe i datują je na wiele sposobów. Skład tych warstw informuje o warunkach termicznych, w jakich się tworzyły. Dzięki tym badaniom udało się poznać gwałtowną historię klimatu: długie okresy ostrych mrozów przerywane krótkimi okresami ciepłymi. Rdzenie zawierają także inne informacje o stanie środowiska. Uwięzione w lodzie pęcherzyki powietrza pozwalają określić koncentrację gazów w atmosferze danego okresu, w tym m.in. dwutlenku węgla. Naukowcy w swoich badaniach łącząc niepełne informacje z wielu różnych źródeł, m.in. z lodowców górskich, grubości słojów drzew, przyrostu koralowców, odwiertów głębinowych, pozostałości zwierzęcych, rodzajów pyłków roślinnych i muszli znajdowanych w osadach na dnie jezior i oceanów.
40. od czego zależą zmiany stosunku O(18)/O(16)? Powodem wahań składu izotopowego tlenu w wodzie morskiej jest frakcjonowanie izotopowe (polegające na tym , że cząsteczki zawierające O16 parują łatwiej- powoduje to wzrost tego izotopu w parze wodnej w atmosferze przy jednoczesnym wzroście stężenia O18 w wodzie. Para wodna bogata w O16 gromadzi się nad strefą polarną. W czasie topnienia lodowców uwalniało się dużo O16 i powodowało wzrost tego izotopu w wodzie morskiej w okresie interglacjalnym.) Stosunki izotopowe tlenu w wapiennych skorupkach otwornic w osadach głębokomorskich zależą od 2 czynników: składu izotopowego wody morskiej i jej temperatury. Jeśli chodzi o otwornice bentoniczne tam głównym czynnikiem zmiany składu izotopowego są zmiany objętości lądolodu, gdyż na dużej głębokości wahania temperatury są minimalne. Natomiast u otwornic planktonicznych wpływ ma zanik i rozwój lądolodów, a także duże znaczenie mają zróżnicowanie temperatury mas wodnych i prądy morskie.
41. Opisz podstawowe cykle zmian klimatycznych w czwartorzędzie Wczesny czwartorzęd - ocieplenie klimatu, powrót elementów bardziej ciepłolubnych, klimat umiarkowanie ciepły i dość suchy Czwartorzęd glacjalny - klimat umiarkowany (Narew), a w interglacjale podlaskim klimat zbliżony do morskiego, Zlodowacenie południowopolskie- klimat arktyczny (ok. -5º C opady 400 mm) Interglacjał mazowiecki- powrót klimatu suchego kontynentalnego Zlodowacenia środkowopolskie (Krzny, Odry) - klimat arktyczny (-3º C, 300 mm - opady) Interglacjał eemski - klimat cieplejszy od holocenu, przy większych opadach (temp. w lipcu w Polsce ok. 20º C) Piętro Wisły - klimat chłodny (>10º C w lipcu) we wczesnym glacjale, w pleniglacjale- temp. > 5º C - w starszym, w późniejszym interpleniglacjale 13º C, a w młodszym < 5º C (temperatura we wszystkich przypadkach odnosi się do lipca) Późny glacjał - temp lipca 10-13º C- klimat chłodny i kontynentalny. Następnie: Holocen - Preboreał (suchy zimny), Boreał (suchy, ciepły), atlantycki (wilgotny, najcieplejszy), Subboreał (suchy, ciepły), Subbatlantycki (wilgotny, chłodny).
42. Na czym polega metoda chronologii warwowej? Inaczej nazywana warwochronologią. Jest to metoda korelacji osadów rocznie warstwowych; polega na wykrywaniu charakterystycznych sekwencji lamin i śledzeniu ich rozprzestrzeniania w jednym lub kilku sąsiednich zbiornikach. W przypadku iłów warwowych najprostszą metodą jest sporządzanie warwo gramów, ilustrujących zmiany miąższości warstewek letnich i zimowych. Korelacja ta może jednak być przeprowadzana na ograniczonym obszarze, gdyż sekwencje warstewek odzwierciedlają lokalne, kilkuletnie różnice klimatyczne. Aby wykluczyć jakiekolwiek komplikacje (np. zakłócenia sekwencji, spowodowane erozją osadów dennych) należy w miarę możliwości śledzić zmienność poziomą w odsłonięciach. Analiza starszych osadów warwowych umożliwia korelację profilów osadów dużych zastoisk. Osady rocznie laminowane, bogate w substancje humusowe, wykorzystywane są do kalibracji dat radiowęglowych (próby odbywały się w jeziorze Gościąż)
43. Scharakteryzuj podstawowe techniki datowania metodą TL (termoluminescencji) Każdy minerał emituje promieniowanie termiczne (promieniowanie jarzenia). Jest to emisja energii nagromadzonej w sieciach krystalicznych minerałów pod wpływem promieniowania jonizującego. Pierwsza metoda polega na pomiarze tzw. dawki ekwiwalentnej, czyli ilości promieniowania sztucznego beta lub gamma źródła o znanej mocy potrzebną do otrzymania w próbce efektu termoluminescencji równego termoluminescencji naturalnej. Wtórnego napromieniowania dokonuje się po uprzedniej redukcji TL w próbce przez naświetlanie. Druga metoda polega na dodatkowym napromieniowaniu w laboratorium próbki naturalnej kilkoma dawkami i pomiarze naturalnej TL i TL zwiększonej przez znane dawki dodatkowe. Źródłem błędów w metodzie TL nie są tylko problemy z przeprowadzaniem pomiarów w laboratorium ale także różne czynniki przyrodniczo-fizyczne: Efektywność promieniowania w dużym stopniu zależy od wilgotności, która tłumi promieniowanie,, trzeba liczyć się ze zmianą intensywności promieniowania w przeszłości i zmian promieniowania kosmicznego. Najlepsze wyniki otrzymuje się przy badaniu osadów eolicznych. jest to promieniowanie zwane światłem rażenia. Wykorzystywana do badań różnego typu osadów eolicznych np.: możemy datować czas powstania nacieków w jaskini, moment sedymentacji eolicznych. Ściślej mierzymy czas promieniowania na odpowiedniej dawce tzn. dzieląc dawkę geologiczną przez roczną możemy obliczyć czas, w jakim to promieniowanie działało
44. Omów podstawy metody radiowęglowej. 45. Wymień główne źródła błędów w datowaniu metodą C-14 1. nieznany pierwotny stosunek C-14/C-12 w próbce 2. kontaminacja przez "zewnętrzny" węgiel, o ile próbka nie stanowiła systemu zamkniętego Zmiany czasowe w produkcji C-14 w holocenie zostały wykazane dzięki porównaniu zapisu dendrochronologicznego z datami C-14. Dla plejstocenu trudno jednak wprowadzać stosowne korekty. Stosunek C-14/C-12 w roślinach zielonych również nie odpowiada analogicznemu stosunkowi w atmosferze. Udział C-14 w roślinach jest o 3-4% niższy od atmosferycznego, co odpowiada różnicy wieku pozornego o 240 do 320 lat. W procesie fotosyntezy łatwiej jest asymilowany lżejszy C-12. Dodatkowo zaznaczają się różnice między poszczególnymi gatunkami.
46. Jak można kalibrować daty radiowęglowe?
47. Porównaj wady i zalety metody szeregu uranowego.
48. Jakie osady można datować metodami otwartego szeregu uranowego?
49. Omów podstawy techniki datowania wykorzystującej radionuklidy kosmiczne. W metodach tych wykorzystuje się wielostopniowy rozpad macierzystych nuklidów, podczas którego są emitowane cząstki alfa i beta. Daje on szereg promieniotwórczych nuklidów pośrednich o różnym czasie połowicznego rozpadu i prowadzi w końcu do powstawania trwałych izotopów . Promieniowanie kosmiczne to głównie protony i neutrony o energii 108 - 1020 eV. W dużej części absorbowane jest przez atmosferę Ziemi. Wchodząc w reakcje z jądrami atomów obecnych w atmosferze powoduje powstanie „radionuklidów kosmicznych” takich jak” 3H, 10Be, 22Na, 24Na, 14C. Z tych pierwiastków do organizmu człowieka dostaje się głownie tryt i 14C. Datowanie: 14C radionuklidy kosmogeniczne: 14C → 14N + e- + ne Promieniowanie kosmiczne powoduje synteze 14C w atmosferze. W CO2 14C /12C =1.2×10-12 i tyle samo w zywych organizmach. Kiedy organizm umiera nie wymiany C z atmosfera, i stosunek 14C 14C/12C maleje z czasem: t1/2 14C = 5730 lat. Pozwala na datowanie w zakresie od 1,000 25,000 lat. Zakłada się, że stężenie 14C w atmosferze jest w zasadzie stałe przez ostatnie 10000 lat i wahało się w zależności od aktywności słońca. Ostatnio trzeba wziąć pod uwagę także 14C powstały z przemysłu jądrowego oraz zwiększoną produkcję CO2 zakłócającego równowagę chemiczną. Stosunek 14C/12C mierzy się akcelatorową spektroskopią masową. |
50. Omów chemiczne metody określania wieku osadów czwartorzędowych.
51. Omów metody oznaczania wieku kalendarzowego.
- metoda cenna ze względu na możliwość stosowania jej do badania różnego typu osadów w tym głównie pochodzenia nieorganicznego, - zależność TL od pochłoniętej dawki nie jest liniowa, - efektywność promieniowania zależy w znacznym stopniu od wilgotności, która tłumi promieniowanie - metoda powodująca zmiany w próbce OSL: -zerowa wartość początkowego sygnału OSL w ziarnach początkowego sygnału, - osady można traktować podobnie jak archeologiczne materiały wypalane i stosować metodę addytywną wyznaczania równoważnej dawki pochłoniętej, -datowanie praktycznie wszystkich osadów
56. Ewolucja Człowieka Pojawienie się człowieka jest cechą wyraźnie wyróżniającą Q od innych okresów geologicznych. Historia człowieka w Q zajmują się dwie nauki: antropologia fizyczna i prehistoria. Ewolucja biologiczna człowieka zachodziła stosunkowo szybko, jednak tempo to było niewielkie w czwartorzędowej skali czasu. Rozmieszczenie znalezisk szczątków kostnych należały do 3 głównych form: australopiteków (okres rozwoju 2 mln lat), pitekantropów (ponad 1 mln lat) i neandertalczyków (200 tys. lat). Za bezpośredniego przodka człowiekowatych (Hominidae) uważa się ramapiteka (szczątki - miocen - Indie). Od istot człowiekowatych oddziela go ok. 10 mln lat (brak znalezisk). Pod koniec pliocenu pojawiają się prymitywne formy australopiteków (wschodnia i południowa Afryka). Rozwój osiągają we wczesnym plejstocenie, niektóre formy przetrwały prawdopodobnie do środkowego plejstocenu. Rozwój australopiteków szedł w dwóch kierunkach: pierwszy w kierunku wytworzenia form, które wyginęły bezpotomnie, drugi ku Australopithecus Habilis prowadzący dalej do Homo Erectus. Pierwsze człowiekowate z rodzaju Homo pojawiają się ok. 2,4 Ma. Są to homo habilis, charakteryzujące się wytwarzaniem narzędzi kultury olduwajskiej (odłupków). Hominidy docierają do Eurazji we wczesnym lub środkowym plejstocenie, do Ameryki i Australii w późnym plejstocenie, a do Oceanii, Nowej Zelandii i na Madagaskar w holocenie. Później na Jawie pojawia się Homo erectus (1,5 Ma). Wyróżnia się wśród nich 2 formy ewolucji: starszą (prymitywniejsza) i młodszą (bardziej rozwinięta). Kolejnym etapem jest neandertalczyk, zaliczany już do gatunku Homo sapiens. Wytwarzał on narzędzia kultury mustierskiej (ostrza, drapacze). Najstarsze jego formy znajdowane na stanowiskach europejskich. Charakteryzuje się cechami prymitywnymi, a przez niektórych autorów nazywane jako formy przedneandertalskie. Stanowią one ogniwo przejściowe do klasycznych form wyspecjalizowanego neandertalczyka żyjącego w ostatnim interglacjale i na początku Vistulianu w Europie i północnej Afryce, a będących, jak sądzą niektórzy, końcowym elementem łańcucha ewolucyjnego. Najmłodsze formy neandertalczyka datowane są na około 35 tys. lat, po czym pojawiają się liczne, wywodzące się przynajmniej częściowo z Homo sapiens neandertalensis, znane z wielu stanowisk Homo sapiens sapiens. Wypiera on neandertalczyków. Jest twórcą kultury oryniackiej.
57. Wymień główne kultury archeologiczne na ziemiach polskich Paleolit dolny (homo erectus): *kultura aszelska, którą charakteryzują pięściaki o migdałowym kształcie; Paleolit środkowy (neandertalczyk) : * kultura mustierska, typowa dla tego gatunku na całym świecie, a także człowiek ten wykształcił charakterystyczną tylko dla paleolitu "polskiego" kulturę prądnicko-mikocką; Paleolit górny (człowiek współczesny) ok. 35 tys. p.n.e. na ziemie polskie przybył homo sapiens sapiens. W tym okresie na Śląsku przeważa * kultura szelecka, a w Małopolsce dominuje jednak * kultura oryniacka. Na Podkarpaciu, np. w Nowym Sączu widać ślady * kultury graweckiej. Ok. 20 tys. p.n.e. - rozpoczyna się zlodowacenie bałtyckie. Następuje wyludnienie ziem polskich, za wyjątkiem Małopolski, gdzie nadal rozwija się kultura oryniacka, a także zmierzająca już jednak ku schyłkowi kultura grawecka; Po zlodowaceniach: *ok. 14 tys. p.n.e. - zlodowacenie ustępuje, na terenach Pomorza, Mazur i płn. Wielkopolski pojawiają się pierwsi "osadnicy" Na terenach wschodniej i środkowej Polski rodzi się * kultura świderska, która swój szczyt osiągnie ok. 10 tys. lat p.n.e. Tymczasem na reszcie ziem polskich, włącznie z Polską środkową, mimo rozwijania kultury świderskiej, dominują wpływy kultur zachodnioeuropejskich. Kultury te rozwijały się na ziemiach polskich od 15 tys. p.n.e. i były to: * kultura magdaleńska (15 tys. p.n.e. - 10 tys. p.n.e.), * kultura hamburska (13 tys. p.n.e. - 10 tys. p.n.e.), *kultura federmesser (13 tys. p.n.e. - 9 tys. p.n.e.), * kultura ahrensburska (12 tys. p.n.e. - 8 tys. p.n.e.)
58. Czym zajmuje się dendrochronologia? 59. Scharakteryzuj główne fazy wydmotwórcze w Polsce. VISTULIAN: PEŁNY (epe - brak danych o działalności eolicznej; warstwa organiczna); PÓŹNY: najstarszy dryas - działalność eoliczna intensywna, powstanie pierwszych wydm pagórkowatych; najstarsza seria piasków wydmowych oraz poziomów laminowanych piasków i pyłów eolicznych, bölling - działalność eoliczna ograniczona, lokalne przewiewanie pierwszych wydm i powierzchni piaszczystych; rozwój gleby początkowej, warstwa organiczna; starszy dryas - działalność eoliczna intensywna, wydmy łukowe i paraboliczne, niecki deflacyjne; starsza (główna) seria piasków wydmowych i eolicznych piasków pokrywowych; alleröd - zanik działalności eolicznej, stabilizacja wydm; rozwój gleby bielicowej, pedolit, warstwa organiczna; młodszy dryas - intensywna działalność eoliczna, wydmy łukowe i paraboliczne, niecki deflacyjne; rozwój gleby bielicowej, młodsza seria piasków wydmowych i eolicznych piasków pokrywowych. HOLOCEN - WCZESNY: okres preborealny - wygasająca działalność eoliczna, stabilizacja wydm, rozwój gleby bielicowej, młodsza seria piasków wydmowych i eolicznych piasków pokrywowych. Fazy wydmotwórcze zaznaczały się głównie w okresach ochłodzeń (stadiałach) późnego glacjału (najstarszy dryas - wstępna faza wydmowa, starszy dryas - właściwa faza wydmowa, młodszy dryas - faza przekształcania wydm). W okresach ociepleń (interstadiałach) następowało przehamowanie procesów eolicznych. Wtedy to w Polsce tworzyły się największe śródlądowe obszary wydmowe wiążące się z piaszczystymi i piaszczysto-żwirowymi osadami nadzalewowych teras w dolinach rzecznych i pradolinach, akumulacji wodnolodowcowej (zwłaszcza sandrom) i w zdecydowanie mniejszym stopniu akumulacji lodowcowej. Przeważają na nich wydmy paraboliczne oraz wały podłużne tworzone przez wiatry zachodnie oraz z kierunków NW, SW, i N. Następnie w związku ze wzrostem wilgotności i rozwojem roślinności, procesy eoliczne są mało aktywne i wzmożeniu, najczęściej polegającym na przewiewaniu starszych form, ulegają głównie w efekcie antropopresji - zwłaszcza wypalaniu lasów. Natomiast holocen jest okresem tworzenia się w Polsce wydm na wybrzeżu Bałtyku. Ograniczając się do najlepiej rozpoznanego obszaru Mierzei (bariery) Łebskiej można stwierdzić, że: spotyka się tu dwa typy wałów wydm podłużnych - wały wydm przednich, których rozrost jest poprzedzony niekiedy fazą rozwoju barchanów, ciągnące się wzdłuż północnego brzegu mierzei i tworzące się w wyniku wymuszonej depozycji w cieniu kęp roślinności oraz podłużne wydmy wałowe będące ostańcami ramion wydm łukowych - parabolicznych; wydmy zaczęły powstawać dopiero po utworzeniu Bałtyku (transgresja litorynowa) i rozwijały się w kilku etapach: we wczesnym subboreale, w późnym subboreale, we wczesnym subatlantyku, od XIV wieku po czasy współczesne.
60. W jaki sposób powstaje diagram pyłkowy? Diagram pyłkowy to graficzna metoda opisu zmian składu gatunkowego roślinności danego obszaru od ostatniego zlodowacenia do czasów historycznych, obejmujących ok. 12 tys. lat, określonych na podstawie badań palinologicznych (palinologia) torfowisk lub innych osadów geologicznych. Palinologia to nauka o budowie ziarn pyłku i zarodników roślin niższych oraz drogach ich przemieszczania się (aeropalinologia). Wykorzystywana głównie w badaniach paleobotanicznych nad polodowcową historią roślinności (metoda pyłkowej analizy) oraz w systematyce roślin. Powstawanie: Najpierw należy dokonać analizy pyłkowej: Najmniejsze ziarna 5 μm, największe - ponad 200 μm. Konieczne zapewnienie poboru próbek absolutnie czystych. Próbki są pakowane do rurek szklanych, zatykane korkiem, opisane w pudełkach tekturowych, w odrębnych przegródkach. Fiolki uszczelniane są parafiną. Zasady analizy: Analiza pyłkowa opiera się na założeniu, że ilość ziaren pyłku jest ogromna i że są one rozproszone równomiernie. Operuje się stosunkami procentowymi. Zakłada się, że gatunki, których pyłek nie rozsiewa się równomiernie po okolicy, tj. rośliny ściśle owadopylne lub samopylne, nie powinny być traktowane na równi z innymi. Mogą być one uważane jako wskaźniki, ale nie można ich włączać do sumy pyłku. Każdy typ pyłku powinien być włączony do sumy tworzącej podstawę obliczenia procentowego. Ważne jest zestawienie sumy pyłku. Można włączyć wszystkie rośliny, ale również uzasadnione jest badanie tylko rozwoju lasów i pominięcie pyłku produkowanego przez powierzchnie bezleśne. Do sumy wlicza się tylko składniki najwyższej warstwy roślinności. Całkowita produkcja zależy od liczby osobników, częstotliwości kwitnienia i cech ziaren pyłku. Transport powietrzny: składniki lokalne (poniżej 50 km), regionalne (50-100 km), długodystansowe (ponad 100 km). Transport długodystansowy występuje w Arktyce; lokalny i regionalny w strefie tundry. Wyróżniamy następujące typy diagramów pyłkowych: 1. Przedstawiające udział procentowy taksonów w próbce ze wszystkich zespołów, względnie tylko drzew, w profilu pionowym osadów; 2. Zgeneralizowane diagramy przedstawiające historię zmian roślinności w danym okresie; 3. Absolutne diagramy pyłkowe, prezentowane wówczas, gdy istnieje możliwość kalibracji wiekowej. Diagram taki pokazuje ilość ziarn pyłku danego taksonu zdeponowanych w ciągu roku na danym obszarze. Określenie ilości absolutnej pyłku: * liczenie ziarn w określonej objętości osadu; * w określonej masie osadu; * przeliczenie ilości ziarn kopalnych w stosunku do liczby ziarn pyłku współczesnego gatunku egzotycznego, dodanego w znanej ilości do próbki. Interpretacja: Nie potrafimy powiedzieć dokładnie, jaki obszar reprezentuje każdy diagram pyłkowy. Na ogół przyjmuje się, że w terenach zalesionych znaczna większość pyłku drzew pochodzi z małej odległości, tj. ok. 10-50 km wokół zbiornika, a pyłek roślin zielnych z jeszcze mniejszego obszaru. Na terenach niezalesionych pyłek jest transportowany na większe odległości. Transport daleki odgrywa rolę na tundrze i stepie. Diagram pyłkowy przedstawia tylko część deszczu pyłkowego, który został odnaleziony w stanie kopalnym. Diagram nie ma bezpośredniego związku z żadnym innym czynnikiem - obrazuje jedynie roślinność danego stanowiska. Diagramy rejestrują tylko kwitnienie. Jeśli roślina jest regularnie ścinana zanim rozkwitnie, nie pokaże się ona na diagramie, nawet gdyby była dość pospolita. Nadmierna reprezentacja niektórych ziaren pyłku w obszarach bagiennych. Pionowy transport pyłku ma skłonność do wynoszenia ziaren w górę. Rośliny wyższych pięter roślinnych produkują mniej pyłku; spektra stref wyższych są bardziej wrażliwe na zanieczyszczenie. Wyniki statystyczne mogą maskować rozwój roślinności. Zabiegi rolnicze i zjawiska sukcesji mogą wpływać na jej obraz, a wprowadzenie nowego czynnika patogenicznego może ustalić nową równowagę, w której poprzedni dominant może być przytłumiony. Należy porównywać próbkę powierzchniową z warunkami obecnymi.
61. Scharakteryzuj ewolucje szaty roślinnej Polski w plejstocenie. Można przyjąć że na początku plejstocenu nastąpiło ocieplenie klimatu, względnie suchy (kontynentalny), roślinność stanowiły lasy liściaste oraz roślinność lasostepowa - I faza leśna, następnie nastąpiło oziębienie klimatu - II faza bezleśna, następnie znów ocieplenie - III okres ciepły, następny okres - IV okres chłodny rozwój lasostepu, V ocieplenie, klimat umiarkowanie ciepły, do tego momentu nie było lądolodu na terenie Polski. W czasie zlodowacenia Narwi w stadiałach temp. +5º C opady 700 mm, w czasie interglacjału podlaskiego w południowej Polsce rozwinęły się lasy mieszane typowe dla czwartorzędu. W czasie zlodowaceń południowopolskich, na obszarze wolnym od lądolodu - Karpaty, Sudety rozwinęła się roślinność tundry arktyczno-alpejskiej. Pod koniec zlodowacenia powraca roślinność leśna, w Karpatach rośliny naczyniowe, porosty. Interglacjał mazowiecki, przewaga drzew szpilkowych nad liściastymi w lesie mieszanym, skąpy udział leszczyny, świerka, pojawiają się rośliny o wysokich wymaganiach klimatycznych. We wczesnej fazie w Polsce środkowej rosną lasy liściaste z olszą leszczyną klonem. W środku i pod koniec następuje pełny rozwój roślinności od tundry przez lasy subarktyczne (brzoza, sosna, modrzew), dalej lasy świerkowe, olszowe aż do lasów jodłowo-grabowych(optimum), następnie przechodzą one w lasy subarktyczne i tundrę. Zlodowacenie środkowopolskie, tundra bezdrzewna w strefie preglacjalnej, przeważają gatunki arktyczno-alpejskie, borealno-alpejskie. W czasie stadiału Krzyny, poza lądolodem tundra arktyczna. W czasie zlodowacenia Odry znowu tundra z florą dryasową. Interglacjał Eemski, najpierw tundra bezleśna, potem pojawiają się rośliny wodne, następnie lasy sosnowo-brzozowe, potem faza lasów mieszanych i liściastych(dąb, grab, leszczyna, klon). W optimum (temp. wyższa niż obecnie) bukszpan i ostrokrzew, bogata roślinność bagienna i jeziorna, w fazie schyłkowej roślinność szpilkowa (świerk, sosna, jodła) torfowiska i wrzosowiska, brzoza, modrzew, kosodrzewina. Piętro Wisły, wczesny glacjał, początkowo, zanik lasów, uformowanie lasotundry(sosna, modrzew, świerk, brzoza, olsza), następnie (ocieplenie) lasy świerkowe i sosnowe + drzewa ciepłolubne, pleniglacjał, tundra bezdrzewna z roślinnością światłolubną. Późny glacjał, tundra bezdrzewna (wierzba, brzoza karłowata, rośl. stepowe), następnie (ocieplenie) w centrum lasy brzozowe z osiką, w Karpatach poza nimi lasy szpilkowe, następnie rozluźnienie lasów do lasotundry. Następnie alleröd, faza w której na obszarze całego kraju panowały lasy najpierw brzozowo sosnowe, potem sosnowe z osiką/modrzewiem, następnie Lasotundra w północnej i środkowej Polsce z brzozą i sosną, roślinność stepowa, a na południu lasy sosnowo-brzozowe z modrzewiem i olszą.
62. Interglacjał lub okres międzylodowcowy to okres między dwoma glacjałami, w którym wskutek ocieplenia, czyli wzrostu temperatury powietrza powierzchnia lodowca cofa się lub ustępuje z danego obszaru (deglacjacja). Okres ten charakteryzuje się również wzrostem poziomu oceanu światowego i przesuwaniem się stref roślinnych ku biegunom. Termin interglacjał odnosi się do okresów, w których średnia roczna temperatura była co najmniej równa średniej rocznej temperaturze w obecnym okresie ocieplenia międzylodowcowego (holocen), stąd wydzielanie interglacjałów w przeszłości geologicznej jest przedmiotem kontrowersji i jest związane ze stopniem rozpoznania dawnych warunków środowiskowych. Te same okresy niektórzy badacze uważają za interglacjały, inni określają je mianem interstadiałów. W historii geologicznej Polski nie budzi wątpliwości istnienie ostatniego (interglacjału eemskiego) i przedostatniego (interglacjału mazowieckiego). Liczba i czas trwania starszych interglacjałów jest niepewna. Każdy z wyróżnionych interglacjałów charakteryzuje się odmienną sukcesją roślinną, to znaczy kolejnością wkraczania na dany obszar zespołów roślinnych. Interstadiał - jednostka podziału czwartorzędu drugiego rzędu. Cechuje ją cieplejszy klimat, jednak nie tak ciepły jak interglacjału. Oddziela ona zimne jednostki glacjału, rangi stadiału i charakteryzuje się cofaniem lądolodów do ok. 100 km.
63. Gleby interstadialne to głównie gleby glejowe tundrowe i gleby bielicowe glejowe. Warunki środowiskowe w tych szerokościach geograficznych nawet w interstadiałach sprzyjały rozwojowi gleb i raczej słabemu różnicowaniu się ich pod względem typologicznym nawet na dużych obszarach. Na obszarach Europy w średnich szerokościach geograficznych warunki interstadialne rozwoju gleb były odpowiednio gorsze i zmienne. Tworzyły się tam w interstadiałach gleby brunatne arktyczne, gleby glejowe względnie czarnoziemy lub gleby darniowe.
64. Czym odznaczał się interglacjał eemski? Interglacjał eemski - interglacjał poprzedzający ostatnie na ziemiach polskich zlodowacenie północnopolskie. Jego trwanie jest określane na 125 - 115 tys. lat temu. Temperatury w interglacjale eemskim były od 2 do 3°C wyższe niż obecnie, co umożliwiło szybki rozwój gleb i wzrost poziomu morza. Jest w Polsce udokumentowany wieloma stanowiskami osadów organogenicznych; wiek jednego z nich (Błonie koło Warszawy) oznaczono metodą TL/ 125 000-108 000 BP. Podczas tego interglacjału w strefie doliny dolnej Wisły osadziły się osady morskie, które w świetle badań charakteryzują dwie ingresje (sztumską i tychnowską). Ingresja tychnowska wyznacza tam maksymalne rozprzestrzenienie morza eemskiego. W profilach lessowych płd i środkowej Polski interglacjał eemski jest reprezentowany przez poziom iluwialny gleby płowej, stanowiącej dolną część kompleksu glebowego typu Nietulisko. W zach. Europie opisywany interglacjał jest znany z wielu punktów występowania właściwych mu osadów organogenicznych, morskich i śródlessowych gleb kopalnych, które w świetle datowań metodą TL są młodsze niż 137 000 lat BP i starsze niż 110 000 lat BP. Na Litwie i Białorusi interglacjał ten jest nazywany murawińskim, a na Równinie Rosyjskiej interglacjałem mgińskim lub mikulińskim. Charakterystyczną jego cechą jest bujny rozwój lasów liściastych w klimatycznie optymalnej części tego okresu. Występowały w nich jesion, jawor, klon, lipy i inne drzewa. Profile pyłkowe optymalnej fazy cechuje wysoki udział składników mieszanego lasu liściastego, zwłaszcza leszczyny, a znacznie niższy drzew iglastych, co wybitnie różni te profile od diagramów interglacjału wielkiego (poprzedniego). Był to okres bardzo ciepły.
65. Opisz przebieg cyklu glacjalno-interglacjalnego w dolinach rzecznych Karpat Polskich. Zlodowacenie Południowopolskie - Dominowały procesy denudacyjno-wietrzeniowe. Trwały intensywne przemiany rzeźby dążące w wielu miejscach do kształtowania inwersji. Doszło do wysokiego zasypania dolin, którego efektem są współcześnie najwyższe poziomy terasowe. Na obszarze Tatr rozwijało się natomiast lokalne zlodowacenie, tworzące się lodowce górskie przekształcały dotychczasową rzeźbę erozyjną. Z momentem recesji lądolodu, czemu towarzyszyło wyzwolenie ogromnej masy wód, u podnóża Karpat uruchomiony został odpływ marginalny. Wody roztopowe lądolodu oraz ekstraglacjalne wody rzek karpackich zaczęły wykorzystywać jedyny możliwy kierunek odpływu: ku wschodowi. Kształtowała się więc pierwsza wielka pradolina na terytorium Polski. Wraz z zanikiem czaszy lądolodu na obszarze Polski powszechne było powracanie rzek do swych dawnych przedplejstoceńskich osi odwodnienia. W czasie interglacjału wielkiego zaczęło się wyraźnie zaznaczać obniżenie meta karpackie, we wschodniej części którego płynął już w pradolinnym układzie dolny Bug. W czasie zlodowacenia środkowopolskiego Karpaty, wraz ze swym przedpolem znalazły się w strefie peryglacjalnej. Doliny karpackie uprzątnięte w interglacjale, tym razem nie były zablokowane lodem, jak miało to miejsce w zlodowaceniu południowopolskim. W interglacjale eemskim nastąpiło ponowne uprzątnięcie dolin w Karpatach, były też rozcinane niskie stożki napływowe na Podhalu. W nowych rozcięciach odkładały się serie najniższej generacji teras plejstoceńskich. W czasie trwania zlodowacenia bałtyckiego Karpaty ulegały poważnym przeobrażeniom, dokonującym się w warunkach istnienia wieloletniej zmarzliny. Plejstoceński cykl kraj obrazotwórczy w Karpatach to wielki rozwój procesów wietrzeniowo-denudacyjnych, którego skrajnym przejawem jest inwersja rzeźby na niektórych obszarach, a w dolinach zespół poziomów terasowych. Deglacjacji towarzyszyły żywe procesy przeobrażające akumulacyjną rzeźbę lodowcową. Rozmywaniu i przepłukiwaniu ulegały osady morenowe, odkładane były pokrywy glacifluwialne, a przede wszystkim rozwijały się stożki piargowe i peryglacjalne pokrywy soliflukcyjne.
66. Omów stratygrafię lessów Polski
Lessy w Polsce są głównie pochodzące z lądolodu, który w plejstocenie pokrywał dzisiejszy obszar Polski, ziarna skalne wywiewane z przedpola lądolodu, było bardzo intensywne na panujące warunki klimatu preglacjalnego. Dominujący kierunek wiatru, wschodni, doprowadził do akumulacji ich na południowo-wschodnich i południowo-centralnych terenach kraju. Lessy polskie mają ubogi skład mineralny, co może dowodzić wysokiego zwietrzenia skał macierzystych. Natomiast frakcja średnia dowodzi, że ziarna lessów były transportowane lokalnie. Lessy powstają w środowisku wybitnie suchym, natomiast akumulują się w miejscach o większej sumie opadów, co sugerują większe opady w rejonie akumulacji niż w danym czasie w miejscu tworzenia.
68.Wymień zalety badań malakostratygraficznych w analizie osadów czwartorzędowych „Malako” oznacza mięczaki. Badania malakostratygraficzne opierają się na badaniu ślimaków i innych mięczaków. MALAKOFAUNA jest podstawą stratygrafii holocenu. Występowanie malakofauny: -Kredy jeziorne -martwice wapienne i trawertyny -osady rzeczne (skorupki ulegają rozdrobnieniu, zachowują się tylko największe) -lessy -utwory stokowe -na podłożu wapiennym Zalety: -można określić przekształcenie zbiorników słodkowodnych w słonowodne, zmiany głębokości wody, a także jej temperatury -dzięki szerokiemu rozprzestrzenieniu większości gatunków mięczaków, odtwarzana w profilach osadów przybrzeżnych zmienność ich zespołów służy za podstawę nawiązań stratygraficznych na dużych obszarach, m.in. wzdłuż wybrzeży Bałtyku. -szczególnie znaczenie mają gatunki odznaczające się wąskim zakresem tolerancji środowiskowej w stosunku do takich cech środowiska jak: warunki termiczne, ilość opadów, rodzaj podłoża, szata roślinna czy w przypadku mięczaków wodnych rodzaj zbiornika. -zespoły znajdowane w miejscu naturalnej śmierci osobników pozwalają bezpośrednio scharakteryzować ich siedlisko, a zespoły nagromadzone w drodze przemieszczenia po stoku dostarczają informacji o otoczeniu zbiornika sedymentacyjnego.
69. Jak wygląda idealny zapis cyklu glacjalnego w osadach strefy zlodowaconej? Cykl glacjalny- lodowcowy, cykl klimatu zimnego- następstwo procesów denudacyjnych, zachodzących w idealnym przypadku długotrwałego zlodowacenia w mniej więcej stałych warunkach klimatycznych, do momentu zastąpienia- egzaracji przez erozje rzeczna. Egzaracja i wietrzenie fizyczne powodują zniszczenie pierwotnej powierzchni terenu, zlewanie się pierwotnych lodowców dolinnych w lodowiec norweski lub lądolód oraz utworzenie powierzchni zrównania. Termin wyraża błędną, nie realna koncepcję, bowiem działalność lodowców jest zbyt krótkotrwała (wskutek ich wrażliwości na zmiany klimatyczne), aby na dłuższej przestrzeni mogły one doprowadzać do zrównania pierwotnej powierzchni. idealny zapis cyklu glacjalnego: transgresja lodowca: pagórki - piaski pokrywowe, less; jeziora itd. - iły warwowe; martwy lód - struktury miseczkowe; aktywny lód - glina zwałowa, osady rynnowe, diamiktyty; regresja lodowca: aktywny lód - glina spływowa; równina napływowa - osady rzeczne, osady popowodziowe, osady ujścia; delta - osady korytowe; jezioro - iły warwowe; pradolina - osad korytowy, piaski pokrywowe, less |
70. Przedstaw klasyfikację lodowców ze względu na reżim termiczny ich podstawy Cechy termiczne lodowców i lądolodów: lodowce ciepłe, zimne i przejściowe. Źródła ciepła: promieniowanie słoneczne, ciepło geotermiczne, tarcie w czasie ruchu, ciepło oddawane przez wodę w czasie zamarzania. * ciepłe - umiarkowane; występowanie: obszary górskie szczególnie obszary morskie, temp. przypowierzchniowych warstw lodowca zmienia się w zależności od pory roku, stosunkowo wysokie temp. wnętrza lodowca wynikać mogą z ciepła geotermicznego oraz tarcia pomiędzy przesuwającymi się w różnym tempie warstwami lodu, ale przede wszystkim są efektem wysokiego ciepła krystalizacji zamarzającej wody roztopowej przesączającej się z powierzchni latem; zimą ciepłe wnętrze lodowca jest dostatecznie izolowane przez luźną warstwę śniegu i firnu; * zimne - polarne; stosunkowo niska temp. lodu w całej masie lodowca, silnie wyziębione wnętrze jest wynikiem równowagi pomiędzy atmosferą a lodem, pokrywa śnieżna izoluje wnętrze takiego lodowca od wpływu ciepła w okresie lata; * lodowce mieszane - subpolarne, politermalne; występowanie: obszary o klimacie chłodnym, słabo lub umiarkowanie kontynentalnym, różne proporcje pomiędzy lodem ciepłym a zimnym: zawierają lód ciepły przynajmniej w części partii spągowej oraz latem w warstwie przypowierzchniowej
71. Przedstaw podział szeroko rozumianej strefy glacjalnej Strefa glacjalna: a) Strefa ekstaglacjanla - proglacjalna, obszar przylegający do lodowa oraz wałów jego moreny czołowej i bocznej, b) Strefa marginalna - obszar w którym zachodzą procesy oraz występują osady form rzeźby związane z czołem lodowca i jego bezpośrednim przedpolem: moreny czołowe, moreny boczne, sandry, tarasy kemowe. c) strefa peryglacjalna - obszar o klimacie zimnym, w którym opady są niewielkie ( poniżej 400 mm rocznie) i występują głównie zimą, kiedy wieją silne wiatry usuwające pokrywę śnieżną, powodujące całoroczne obnażenie powierzchni gruntu i intensywny rozwój procesów mrozowych. Typowe dla tej strefy są zwłaszcza grunty strukturalne.
72. Wymień podstawowe cechy sedymentologiczne osadów glacjalnych Są cztery rodzaje osadów lodowcowych: Osady glacjalne (sensu stricte) - moreny, czyli materiał pozostawiony przez lodowiec, osady samego lodowca; wszystko to, co lód transportował i zostało stopniowo zdeponowane. a) morena czołowa - powstaje u czoła lodowca. Może być akumulacyjna, czyli materiał usypany przed czołem stagnującego lodowca (lodowiec działa jak pas transmisyjny na budowie - sypie materiał w jedno miejsce); albo spiętrzona, czyli w momencie, kiedy lodowiec rusza zaczyna pchać całą morenę akumulacyjną przed siebie i ją spiętrzać. b) morena denna - materiał, który lodowiec niósł w swoim spągu. Po ustąpieniu lodowca będzie tylko jeden rodzaj moreny (część powierzchniowej i wewnętrzna opadną na denną i się połączą). c) morena boczna i środkowa - osadzą się w postaci linearnych pagórków. d) morena ablacyjna - powstanie z moreny powierzchniowej niesionej przez lodowiec. Przykryje morenę denną. Mogą pozostać duże głazy narzutowe - eratyki. e) morena przemyta - po ustąpieniu lodowca, w dolinie zlodowaconej może płynąć rzeka, która wysortuje materiał zostawiając tylko bruk morenowy a nawet eratyki. Najczęściej moreny są w formie glin zwałowych. Osady fluwioglacjalne (rzeczno-lodowcowe) - osady rzek związanych z lodowcem: a) sandry - stożki napływowe rzek subglacjalnych. Rzeki te wypłynęły z lodowców przez tzw. bramy, niosły materiał drobnych frakcji pod ciśnieniem. Gdy wypłynęły spod lodowca, energia spadła i usypały stożki napływowe (piasek się rozpływa). Powstają rzeki roztokowe, często stożki łączą się ze sobą tworząc pola sandrowe utworzone przez rzeki proglacjalne. b) ozy (eskery) - nagromadzenia osadów w formie niskich wałów (żwiry, piaski) utworzone przez rzeki subglacjalne. c) kemy - podobne do ozów. Tworzą wały lub pagórki. Osady (piaski, żwiry) rzek supraglacjalnych. Czasem tworzą się terasy kemowe. Osady limnoglacjalne (jeziorno-lodowcowe) - osady jezior zastoiskowych związanych z lodowcami. Ciekawe są iły zastoiskowe (warwowe) są wyrutlenione a w zimie narastają warstwy ciemne (drobniejsze osady, słabo utlenione a przeważnie laminowane. Laminy są cennym źródłem informacji, gdyż narastają w cyklu rocznym. Jasne warstwy narastają w lecie (osady grubsze, ) Osady talasoglacjalne (morsko-lodowcowe) - osady zdeponowane w morzu, ale materiał został przyniesiony przez lodowiec (od lodowca odrywa się góra lodowa i płynie sobie w morze topiąc się i uwalniając zawarty w niej materiał skalny - dlatego można znaleźć gruby materiał w środku morza), słabo wysortowane.
73. Podaj znane Ci klasyfikacje glin zwałowych.
Klasyfikacja ze względu na charakter środowiska sedymentacji i genezy powstającego osadu:
74. Omów podstawowe cechy glin zwałowych. Gliny zwałowe są najważniejszym osadem lodowcowym. jest to nie wysortowany osad o zmiennych proporcjach frakcji psamitowej, aleurytowej i pelitowej oraz różnej domieszce frakcji psefitowej. Gliny zwałowe (lodowcowe) to osady glacjalne. Ich podstawowe cechy to: * brak warstwowania, * obecność wszystkich frakcji, w tym głazów o ciężarze niekiedy wielu ton, * obecność grubych frakcji skał pochodzenia skandynawskiego. Zwykle jest to nie warstwowany osad powstający z błota morenowego (niewysortowany, zwykle nasycony wodą osad wytapiający się z lodowca) w skutek jego konsolidacji. Składa się z materiału frakcji psamitowej, aleurytowej i pelitowej w zmiennych proporcjach i przy zmiennym udziale frakcji psefitowej. Może tworzyć pokłady rozciągające się na znacznej przestrzeni (świadczące o dawnym zasięgu lodowca), jak również występować w formie wkładek, soczewek i przewarstwień w innych osadach powstających w środowisku lodowcowym. Cechy rozpoznawcze glin zwałowych: pozycja gliny w obrębie sekwencji osadowej, skład ziarnowy i petrograficzny, uwarstwienie, orientacja klastów, fałdki i uskoki, cechy geotechniczne, cios, topografia, miąższość.
75. Czym się charakteryzują gliny aktywnego lodu (typu lodgement)? Glina aktywnego lodu, czyli poruszającego się, odznacza się wyraźną konsolidacją-jej spoistość jest znacznie większa niż pozostałych typów, toteż jest silnie spękana, często zachowuje struktury kierunkowe, czyli równoległe do ruchu lodowca ułożenie dłuższych osi, osad bezstrukturalny, poniżej poziomu glin na ogół występują kilkudziesięciu centymetrowe poziomy osadów podłoża o zatartych pierwotnych strukturach pierwotnych; buduje przeważnie moreny denne. Powstają bezpośrednio pod poruszającym się lodowcem w skutek stopniowego uwalniania z sunącego lodu materiału moreny dennej. Z chwilą, gdy kohezja materiału moreny dennej staje się mniejsza niż tarcie między nim a podłożem lodu, zachodzi zmniejszenie prędkości (opóźnienie) transportowanego okrucha względem lodu i jego depozycja. Większe głazy mogą stanowić jądra depozycji dla drobniejszego materiału, a ich nagromadzenia tworzą bruki głazowe. Glina ta ma skład granulometryczny bliski składowi moreny dennej. Występujące w niej okruchy skalne są na ogół lepiej obtoczone niż w innych typach glin lodowcowych, a na ich powierzchniach często występują rysy lodowcowe. Glinę tę charakteryzuje bardzo duża spoistość zwykle znacznie większa niż pozostałych typów glin lodowcowych. Wynika ona ze sposobu depozycji, kiedy drobny materiał morenowy jest wciskany między próżnie między większymi okruchami w czasie stopniowego odkładania osadu w bazalnej partii lodowca. Pierwotna konsolidacja takiej gliny nie podlega na ogół większym zmianom. W skutek intensywnego topnienia lodu bazalnego powstający osad jest zwykle przesycony wodą. Mogą się w nim zachować struktury kierunkowe reprezentujące kierunek ruchu lodu, najlepiej wyrażony przez orientację dłuższych osi głazików i ziaren piasku, zgodną z orientacją rys lodowcowych. Dość powszechnie zauważa się także niewielkie nachylenie dłuższej osi głazików. Podczas depozycji głaziki opierają się o wcześniej osadzone tworząc imbrykację. Depozycja gliny z odłożenia na ogół nie zachodzi w sposób ciągły, lecz może być rozdzielona epizodami erozyjnymi, kiedy już zdeponowana glina zostanie ponownie pobrana przez lodowiec. Glina ta jest zwykle osadem bardzo skonsolidowanym i może być silnie spękana. Spękania odzwierciedlają w tym przypadku układ płaszczyzn ślizgowych w lodzie lub płaszczyzn ścięcia w podłożu poruszającego się lodowca. Są one niekiedy błędnie wiązane z odciążaniem po deglacjacji. Drugi zespół spękań ma charakter ciosu i składa się z dwóch systemów przecinających się skośnych płaszczyzn tnących osad na odrębne bloki.
76.Przedstaw charakterystykę glin wytopnieniowych.
Jest to bierna depozycja z martwego lodu. Zachowuje struktury glacjodynamiczne, nabyte w czasie transportu wewnątrz lodu, często ma miejsce obecność kier miękkiego podłoża i osadów intra- i subglacjalnych, zachowując pierwotne struktury sedymentacyjne. W górnej części profilu występują ostrokrawędziste głaziki - efekt wytapiania moreny powierzchniowej. Glina wytopieniowa powstaje w skutek powolnego topienia martwego lodu, czyli lodu nie wykazującego ruchu. Nie wykazuje ona zazwyczaj ciosu w odróżnieniu od innych glin zwałowych. Jej skład granulometryczny jest bliski składowi moreny wewnętrznej. Glina ta zawiera dużo składników frakcji mułowej. Charakterystyczne są dla niej liczne przewarstwienia i soczewy warstwowanych piasków. Jej odmianą jest glina sublimacyjna, która tworzy się w skutek sublimacji lodu w klimacie suchym i zimnym. 77. Jak powstają drumliny? Drumliny to niskie i owalne wzgórza, długości zwykle od kilkudziesięciu metrów do 2 km. wydłużone zgodnie z kierunkiem ruchu lodowca. Drumliny występujące w dużych skupieniach tworząc pola drumlinowe, na których poszczególne formy mogą być od siebie oddzielone podłużnymi obniżeniami z jeziorami, bagnami lub torfowiskami. Drumliny można podzielić na formy o genezie akumulacyjnej oraz erozyjnej. Drumliny akumulacyjne powstają w miejscach, gdzie specyficzne warunki glacidynamiczne w połączeniu z mechanicznymi cechami mat. Morenowego tworzą strefy sprzyjające lokalnemu nagromadzeniu się tego materiału pod stopą lodu aktywnego. Wykazując dostateczną wytrzymałość, nagromadzenia te opierają się egzaracji i tworzą ośrodki dalszej akumulacji materiału morenowego. W ten sposób narasta drumlin, podlegając równocześnie modelowaniu przez opływające go strugi lodu. Takiemu procesowi towarzyszyć mogą zjawiska glacitektoniczne polegające na diapirowym wyciskaniu materiału w jądrze drumlina. Depozycja gliny lodowcowej drumlinu może być stymulowana przez skalne wyniosłości podłoże, powodujące plastyczną deformację bazalnej cześci lodowca i akumulację gliny w cieniu wyniosłości. Depozycja gliny lodowcowej zachodzi niekiedy również w proksymalnej części zaczepu, wskutek mechanicznego uwalniania przez występ skalny materiału morenowego ze stopy lodowca. Niektóre koncepcje przypisują genezę drumlinów znaczącej akumulacji wód roztopowych. Mechanizm powstawania drumlinów akumulacyjnych nie jest jednak jeszcze w pełni poznany. Powstawanie drumlinów erozyjnych jest zbliżone do powstawania mutonów, lecz dotyczy podłoża zbudowanego ze skał nieskonsolidowanych. Egzaracja poruszającego się lodowca prowadzi w tym przypadku do usuwania mniej odpornych partii osadów podłoża, gdy tymczasem bardziej odporne podlegają jedynie wygładzeniu i przemodelowaniu do kształtu owalnych form drumlinowych. Tak więc powstawanie drumlinów erozyjnych jest przede wszystkim usuwaniem materiału z przestrzeni międzydrumlinowych. Drumlinami erozyjnymi mogą być m.in. formy zbudowane z osadów fluwioglacjalnych, przeważnie otulonych gliną lodowcową. Mogą one powstawać w wyniku drumlinizacji starszych form lodowcowych np. ozów lub kemów.
78. Omów podstawowe cechy osadów fluwioglacjalnych Osady fluwioglacjalne to materiał skalny wymywany przez wody wypływające z lądolodu (a także płynące w szczelinach pod nim) w postaci osadów wysortowanych i warstwowanych, głównie piasku i żwiru, są one najczęściej spotykaną grupą osadów plejstoceńskich. Maksymalnie mogą mieć miąższość około 20 m. Osady fluwioglacjalne otulone gliną lodowcową mogą być Drumlinami erozyjnymi. Ozy są zbudowane głównie z piasków i żwirów fluwioglacjalnych. sandry - rozległe, o dużej miąższości piaszczyste lub żwirowe równiny wachlarzowatego kształtu, powstałe w wyniku działalności wód lodowcowych. Woda w kanałach subglacjalnych jest pod dużym ciśnieniem. Gdy wypływa przez bramę lodową gwałtownie traci energię. U wylotu następuje depozycja materiału. ozy - są to podłużne pagórki zbudowane z grubszego materiału nie wyniesionego z kanałów subglacjalnych. Ich przebieg układa się tak jak kierunek poruszania się lodowca (przebieg północ-południe). kemy - związane są z wodami supraglacjalnymi (płynącymi po powierzchni lodowca). Rzeka, która płynie po powierzchni lodowca transportuje, eroduje i deponuje. Po stopieniu lodowca osady opadają na morenę denną - to są właśnie pagórki kemowe.
79. Scharakteryzuj osady sandrów. Sandry tworzy materiał piaszczysto-żwirowy niesiony przez wody wypływające i spływające z lodowca, który osadza się na jego przedpolu. Depozycja zachodzi często u wylotów bram lodowcowych, gdzie powstają stożki napływowe zwane sandrowymi. W kierunku dystalnym stożki sandrowe nakładają się na siebie i przyrastają bocznie tworząc rozległe i płaskie równiny sandrowe. W miarę koncentracji odpływu sandrowego lub na przedpolu lodowców dolinnych powstają sandry dolinne. Do scharakteryzowania osadów sandrowych używa się analizy składu granulometrycznego, która polega na przesiewaniu osadów żwirowo-piaszczystych przez zestaw sit o różnej, ale zawsze określonej średnicy oczek, oraz do analizy aerometrycznej informującej o szybkości opadania drobnych cząstek w zawiesinie wodnej, co umożliwia określenie drobniejszych frakcji badanego osadu. Osady sandrów należą do osadów akumulacji lodowcowej. Transportowi materiału wewnątrz lądolodu towarzyszyło daleko idące rozdrobnienie materiału, bez możliwości jakiejkolwiek selekcji. Selekcja ta dopiero nastąpiła wskutek częściowego lub całkowitego topnienia lodu i pojawienia się znacznej ilości wód roztopowych o różnej sile nośnej. Wtedy u czoła lądolodu gromadziły się materiał grubszy, czyli odłamki skalne i żwiry, a dalej na przedpolu lądolodu, wraz ze spadkiem siły nośnej, coraz drobniejszy materiał zbudowany z drobnoziarnistych piasków i mułków. Takie rozdzielenie frakcji jest więc wyraźną wskazówką zmiany rodzaju transportu wodno- lodowcowego. Aby rozpoznać skład mineralno-petrograficzny sandrów, ich genezę i źródło oraz rozmieszczenie, stosuje się analizę składu petrograficznego.
80. Omów główne typy kemów. Kemy to pagórki, wzgórza i wały wysokości od kilku do kilkudziesięciu metrów i średnicy do kilkuset metrów. Mają one na ogół strome stoki i powstają w obrębie lodowca lub martwego lodu lodowcowego w przetainie lub szczelinie lodowcowej albo między sąsiednimi lobami i płatami lodowymi. Depozycja osadów kemowych zachodzi w ograniczonych lodem otwartych zbiornikach wód stojących lub płynących. W podłużnych obniżeniach powstają kemy szczelinowe, w owalnych zaś i często sięgających podłoża lodowca - kemy przetainowe. Istnienie lub brak jakiegokolwiek przepływu wód determinuje charakter osadów, a tym samym genezę kemu. Na tej podstawie wyróżnia się kemy fluwioglacjalne (zbudowane z utworów piaszczysto- żwirowych, często warstwowanie skośnie) oraz kemy limnoglacjalne (zbudowane z poziomo warstwowanych mułków i piasków drobnoziarnistych). Z kolei kształt obniżenia istniejącego w lodzie wpływa na morfologię ostatecznej formy kemowej: w szczelinach z przepływu wody powstają wały kemowe, w zagłębieniach w lodzie - pagórki kemowe, a w przetainach - stoliwa kemowe o powierzchni nawet kilku kilometrów kwadratowych. Trzeba jeszcze podkreślić, że kemy limnoglacjalne (szczególnie formy duże typu stoliwa) mają płaskie i poziome powierzchnie szczytowe, odzwierciedlają powierzchnię sedymentacyjną na dnie dawnych zbiorników śródlądowych. Formy kemowe mają zwykle pokrywę ablacyjną w strefie kontaktu z dawną ścianą lodową, a więc przede wszystkim na zboczach. Znacznie rzadziej osady ablacyjne występują w szczytowych partiach kemu, a jeśli już się tam znajdują, to nie tworzą na ogół ciągłej pokrywy, lecz płaty ze spływów z otaczających ścian zbiornika śródlądowego. Oczywiście osady ablacyjne na zboczach kemów podlegają wtórnym przemieszczeniom w czasie wytapiania otaczających ścian lodowych. Kemy występują przeważnie grupowo na wysoczyznach polodowcowych, w rynnach polodowcowych, misach końcowych i wytopiskach. Poszczególne formy kemowe oddzielone są na ogół od siebie zagłębieniami wytopiskowymi. Takie nagromadzenia kemów są nazywane polami kemowymi.
81. Czym odznaczają się osady ozów? Ozami nazywamy wydłużone, wąskie i zwykle kręte wały lub ciągi wzgórz o stromych zboczach i falistej linii grzbietowej. Zbudowane są głównie z piasków i żwirów fluwioglacjalnych, osadzonych przez wody płynące w szczelinie lub tunelu w obrębie lodowca. Duża zmienność uziarnienia i tekstury, a niekiedy również składu petrograficznego, wynika z gwałtownych zmian warunków hydrodynamicznych w czasie sedymentacji. Zwykle wyróżnia się ozy sublacjalne, inglacjalne i supraglacjalne. Ozy subglacjalne powstają w tunelach subglacjalnych. W pierwszym etapie formowania takiego ozu następuje wycięcie rynny subglacjalnej, w której później wskutek zmniejszenia siły transportowej płynących wód lub zwiększonej podaży niesionego osadu, zachodzi akumulacja fluwioglacjalna. Ozy inglacjalne tworzą się w tunelach inglacjalnych, ale mechanizm ich powstawania i ostateczny kształt oraz budowa są zbliżone do sposobu formowania się ozów subglacjalnych. Ozy supraglacjalne powstają w rynnach wyciętych w powierzchni lodowca, często sięgających do jego podłoża. Przepływ wód oraz depozycja osadów zachodzi w tym wypadku w warunkach subaeralnych , a wiec bez wpływu ciśnienia hydrostatycznego.
82. Czym odznaczają się osady limnogiacjalne? Kiedy wody wypływające spod lodowca nie znajdują odpływu tworzą się tzw. jeziora zastoiskowe. W takich jeziorach powstawały osady limnoglacjalne. Osady gromadzone w zastoisku mają charakter warstwowy - składają się z na przemian ułożonych warstewek jasnych i ciemnych. Warstewka jasna powstawała latem, gdy lodowiec topniał szybciej i do zastoiska mógł być dostarczany drobnoziarnisty materiał kwarcowy. Natomiast zimą osadzały się tylko najdrobniejsze minerały ilaste, tworzące warstewkę ciemną. Takie osady o charakterze warstwowym nazywane są iłami warwowymi (warwa - zespół warstewek: jasnej i ciemnej). Składają się one z licznych warstewek na przemian jaśniejszych i ciemniejszych o kilkumilimetrowej zazwyczaj grubości. Warstewki jasne o ziarnie grubszym, odpowiadające mułowi, przechodzą ku górze z wolna w cienką warstewkę ilastą o drobniejszym ziarnie. Warstewka jasna odpowiada okresowi lata, kiedy lądolód nadtapiał się i wypływały z niego wody o silniejszym prądzie. Warstwowanie warw pozwoliło G. De Geerowi w roku 1912 obliczyć wiek utworów lodowcowych przez liczenie ilości warw.
83. Opisz formy i osady związane z deglacjacją arealną.
Deglacjacją nazywamy odsłanianie zlodowaconego obszaru spod pokrywy lądowej. Wyróżnia się 2 typy deglacjacji, jednym z nich jest deglacjacja arealna, która zachodzi głównie w wyniku ablacji powierzchniowej w brzeżnej części lodowca, co powoduje jej rozpad na płaty martwego lodu. Deglacjacja arealna przejawia się występowaniem rozbudowanego systemu form rzeźby i osadów związanych ze środowiskiem inglacjalnym i supraglacjalnym. Ten typ nigdy nie występuje w czystej postaci. Deglacjację arealną reprezentują kemy oraz moreny martwego lodu, które powstają u krawędzi brył martwego lodu
84. Opisz formy i osady związane z deglacjacją frontalną Subglacjalna asocjacja osadowa - obecnie związana z lodowcami “umiarkowanymi” - odpowiada deglacjacji frontalnej deglacjacja frontalna - powolne cofanie się czoła lodowca (w wyniku przewagi topnienia nad napływem nowego lodu) bez utraty jego zwartości; charakterystyczna dla lodowców górskich; Osady: Piaski rzeczno-lodowcowe (fluwioglacjalne) - bardzo mały stopień obtoczenia, a także niezbyt dobra selekcja, a często jej brak (wymieszanie frakcji żwirowej i piaskowej), skład mineralny zróżnicowany; Glina zwałowa, glina lodowcowa, glina morenowa - rodzaj gliny; zazwyczaj niewarstwowany materiał osadowy powstający z błota morenowego, składający się z różnych frakcji. Formy: Ozy, formy terenu w obszarach młodoglacjalnych, powstające 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, szerokości od kilkudziesięciu do stukilkudziesięciu m, wysokości od kilku do blisko 100 m. Przebieg ozów odpowiada w ogólnych zarysach kierunkowi przesuwania się lodowca. Ozy są często spotykaną formą rzeźby w północnej Polsce. Sandry, stożki sandrowe, formy powierzchniowe Ziemi, rozległe piaszczyste lub żwirowe równiny wachlarzowatego kształtu, powstałe w wyniku działalności wód lodowcowych. Sandry powstają na przedpolu lądolodu, po zewnętrznej stronie wału moreny czołowej, z materiału niesionego przez rzeki wypływające spod lodowca (tzw. osady glacifluwialne). 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. W Polsce sandry zajmują znaczne przestrzenie, pokryte dziś zwykle lasem (Bory Tucholskie, Puszcza Piska, Augustowska).
85. Wymień główne procesy zachodzące w strefie peryglacjalnej Specyfikę strefy peryglacjalnej podkreślają przede wszystkim swoiste procesy morfogenetyczne. Do najważniejszych z nich należą:
86. Scharakteryzuj główne typy wieloletniej zmarzliny.
Pod pojęciem wieloletniej zmarzliny rozumiemy osady spojone lodem gruntowym, znajdującym się w porach pomiędzy ziarnami mineralnymi oraz w szczelinach i spękaniach w osadzie. Tworzenie się lodu gruntowego zachodzi w warunkach przenikania niskich temperatur głęboko w grunt, co jest możliwe przy braku pokrywy śnieżnej lub jej niewielkiej miąższości. - zmarzlina nieciągła temp. Od -4 do -8º C W obszarach występowanie nieciągłej zmarzliny miąższość warstwy czynnej dochodzi do 6m w gruntach piaszczysto-żwirowych i do 2,5 m w gruntach ilasto-mułkowych. - zmarzlina ciągła przy temp. Niższej od -8º C. Na obszarze objętym ciągłą wieloletnią zmarzliną miąższość warstwy czynnej dochodzi do 3 m w gruntach o przemarzaniu warstwowym(piaszczysto-żwirowych) i do 1,5 m w gruntach o przemarzaniu litym (ilasto-mułkowym). Obserwuje się również zróżnicowanie zależnie od pokrycia roślinnością: w obszarach leśnych miąższość warstwy czynnej jest z reguły mniejsza. Inne typy zmarzliny: zmarzlina występująca pod dnem morskim, obecnie powstaje ona tylko tam gdzie głębokość morza nie przekracza miąższości stałego lodu brzegowego spoczywającego na dnie. W takich warunkach, osady denne zamarzają, zwiększając miąższość wieloletniej zmarzliny (miąższość wynosi 2 m na poziomie morza, lecz maleje ze zwiększająca się głębokością wody). Występuje także reliktowa (plejstoceńska) zmarzlina wieloletnia. Zamarznięte w plejstocenie osady częściowo podlegały rozmarzaniu podczas postglacjalnej transgresji morza. Przetrwanie reliktowej wieloletniej zmarzliny jest również możliwe tam gdzie zachodzi obecnie intensywna akumulacja osadów morskich i w związku z tym, głębokość dna zmniejsza się do wielkości równej max. miąższości lodu brzegowego.
87. Czym odznaczają się pokrywy soliflukcyjne? Jednym z rodzajów procesów stokowych obok spływów śniegowo-mułowych, zsuwów jest soliflukcja. Soliflukcja rozwija się najlepiej w osadach drobnoziarnistych, gdyż duża porowatość i przepuszczalność żwirów i grubych piasków sprzyja dobremu odwodnieniu, a jednocześnie ziarna drobne (szczególnie frakcji mułowej) dłużej pozostają wilgotne, w wyniku tego procesu dłuższe osie przemieszczanych głazików układają się równolegle do nachylenia stoku, tworząc m.in. pokrywy, loby, tarasy i jęzory soliflukcyjne. Powszechne występowanie soliflukcji w warunkach peryglacjalnych jest spowodowane przez nie przepuszczalne podłoże zmarzlinowe, którego obecności przeciwdziała infiltracji wody roztopowej czy deszczowej, gromadzącej się wobec tego w warstwie przypowierzchniowej. Soliflukcja zachodzi już na stokach o nachylaniu 1-2 stopnia, w obszarach górskich zaś na ogół pomiędzy granicą wiecznego śniegu i górną granicą lasu. Pokrywy soliflukcyjne mają wyrównaną powierzchnię i miejscami postrzępiony lobowy dolny brzeg. Tarasy soliflukcyjne są wydłużone poprzecznie do nachylenia stoków i mają niekiedy do 15 m wysokości. Podobną rozciągłość mają loby soliflukcyjne, chociaż są zdecydowanie niższe (do 4-5 m), a ich brzeg przybiera zarys lobowy. Strumienie soliflukcyjne natomiast są już zdecydowanie wydłużone zgodnie z nachyleniem stoku. Tarasy i loby soliflukcyjne mają zwykle strome, prawie pionowe czoła, szczególnie w przypadku hamowania ruchu przez roślinność. Z upływem czasu partie czołowe form soliflukcyjnych są degradowane również wskutek wypłukiwania drobnych cząstek oraz ich depozycji niżej na stoku. Osady form soliflukcyjnych wykazują na ogół warstwowanie równoległe do nachylenia stoku, które niekiedy jest podkreślone przez obecność warstewek bogatych w subst. Org. Pochodzące z przekraczania i pogrzebywania roślinności tundrowej podczas kolejnych faz aktywności soliflukcyjnej. Materiał soliflukcyjny jest zwykle ostrokrawędzisty, a jego orientacja zgodna z kierunkiem przemieszczania, z wyjątkiem stref ograniczonego (utrudnionego) ruchu.
88. Jak powstają Ałasy? Wytapianiu dużych skupień lodu gruntowego w formie żył i klinów lodowych towarzyszy powstawanie płaskodennych mis, niecek i wanien geliwytopiskowych zwanych ałasami. Mają one zarys kolisty lub owalny, średnice od 100m do 15 km, a głębokość 3-40m. zbocza ałasów są przeważnie strome, dna płaskie i często podmokłe lub zalane wodą. Ałasy powstawać mogą jeśli grunt w lecie rozmarza przynajmniej do poziomu lodów żyłowych i dlatego (ze wzgl. na zbyt małą głębokość letniego rozmarzania) nie występują w przy arktycznej strefie Syberii. Najczęściej występują w strefie przejściowej pomiędzy tajgą a tundrą, jeśli naruszeniu ulega równowaga termiczna wierzchnich warstw zmarzliny, np. w skutek zmian klimatu, budowy dróg, pożaru lasu czy jego wycięcia. Początkowo powstają bajdżarachy, czyli pagórki otoczone bruzdami w wyniku zapadania się gruntu ponad wytapianymi od góry żyłami lodowymi. W miarę postępującego wytapiania się lodu bajdżarachy rozpadają się koncentrycznie, a przy dużym ubytku masy lodu tworzy się lekka zaklęsłość gruntu. Tu gromadzi się woda powodując szybkie pogłębianie inicjalnego zagłębienia przez dalsze wytapianie lodu i utworzenie ałasa, często zaw. jezioro. Ałasy mogą zmieniać kształt wskutek działania wód jeziornych. Istotną rolę odgrywa insolacja: brzegi zacienione są łagodne, nasłonecznione zaś strome w wyniku rozpadania się gruntu wzdłuż pionowych klinów lodowych. Ałasy występują grupowo i tworzą charakterystyczny relief składający się z zagłębień jeziornych i oddzielających je progów. Boczny rozwój ałasów powoduje likwidację tych progów i powstanie obszernych zagłębień długości do kilkunastu kilometrów, zwanych dolinami lub kotlinami ałasowymi, a następnie pozostawienie jedynie pojedynczych pagórków - ostańców termicznej degradacji. Pogłębianiu ałasu przeciwdziała zamarzanie brzegów jeziora i sedymentacja jeziorna powodująca spłycanie zbiornika- tym samym ponowne narastanie wieloletniej zmarzliny i zamknięcie niezamarzniętej, silnie uwodnionej soczewy gruntu (Talika) pozostającej pod większym ciśnieniem. Ostatecznie może dojść do utworzenia w obrębie dawnego jeziora pingo lub rozerwania przypowierzchniowej warstwy gruntu i wydzielania gruntu.
89. Jak powstają pingo? Pingo (inaczej hydrolakolit lub bułgunniach) jest pagórkiem mrozowym o zarysie okrągłym bądź owalnym o wys. do 50 m i średnicy do 400m. Stoki pagóra są przeważnie strome i popękane szczelinami. Wyróżnia się dwa typy: pingo Mackenzie oraz pingo wschodniogrenlandzkie. Pingo typu Mackenzie (zamkniętego) ma jądro zbudowane z lodu iniekcyjnego powstałego w skutek stopniowego zamarzania soczewki zawodnionego gruntu (Talika) zamkniętej ze wszystkich stron przez postępujący rozrost wieloletniej zmarzliny. Pingo może powstawać wskutek przesiąkania wód niezamarzającego do dna jeziora zmarzlina piaszczysta ulega degradacji. Z czasem dno zbiornika zapełnia się osadami, następuje przemarzanie dna. Wskutek ciągłego przesuwania się frontu mrozu w Taliku, znajdując się pod coraz większym ciśnieniem, powoduje albo wypuczenie w obrębie dawnego dna jeziora pagóra o przemarzniętym trzonie albo następuje wydzielenie się wody w stropie Talika, a po jej zamarznięciu wysadzenie przemarzniętego nadkładu i utworzenie pagóra o jądrze lodowym. Pinga typu wschodniogrenlandzkiego (otwartego) powstają w górach, w obrębie den dolinnych, wyścielonych aluwiami oraz bardzo łagodnych stoków. Przemarznięcie strefy przypowierzchniowej powoduje odcięcie wód gruntowych od powierzchni. Wody gruntowe w górach nie mając możliwości wypływu znajdują się pod dużym ciśnieniem i posiadają cechy wód artezyjskich. Pod dużym ciśnieniem następuje rozsadzenie pokrywy zmarzlinowej i wylewanie oraz zamarzanie wody na powierzchni lub podnoszenie przemarzniętego nadkładu i tworzenie pagórów w jądrze lodowym. Dalsze zasilanie wodami gruntowymi powoduje rozrost pagóra.
90. Jak powstają moreny roczne De Geera? Moreny roczne De Geera zbudowane są z iłów warwowych, powstających w cyklach rocznych: jaśniejsza warstwa w lecie, ciemniejsza - w zimie. Analiza sekwencji grubości poszczególnych pakietów rocznych pozwala ustalić dość precyzyjnie wiek badanych iłów warwowych. Gdy recesja lądolodu przebiegała nierównomiernie, z osadów morenowych i wodnych tworzyły się wały morenowe o długości do 1 km, wysokości do 10 m i odległości od siebie ok. 100 m. Występują w równoległych ciągach, szczególnie w obniżeniach dolinnych. Inną hipotezą ich powstawania jest hipoteza G. Hoppe'a. Twierdził on, że powstawały wskutek wciskania się w czasie spływania lodowców do basenu wodnego. Nie mają rytmu rocznego, gdyż ich rytm może być uzależniony od szybkości napływania mas lodowych.
*bonus 1: Soliflukcja: Istnienie stale zamarzniętej warstwy pod powierzchnią Ziemi stwarza szczególne warunki dla działania mrozu na grunt. Gdy w umiarkowanym klimacie zamarznięty grunt odtaje, powstająca z lodu woda może wsiąkać w głąb. Natomiast w strefie marzłoci woda powstająca przy odtajeniu nie może wsiąkać w głąb, gdyż pod strefą odtajałą znajduje się warstwa nieprzepuszczalnego, zamarzniętego gruntu. Odtajała warstwa powierzchniowa jest wówczas bardzo silnie nasycona wodą i nawet przy bardzo małym spadku terenu zachodzi płynięcie. Gdy warstwa odtajała na nowo zamarznie, zamarzanie postępujące od powierzchni w głąb wywiera ciśnienie na wodę uwięzioną między lodem tworzącym się od powierzchni a stale zamarzniętym gruntem w głębi. Woda pod ciśnieniem wywiera silny nacisk na ściany szczelin i porów. To ciśnienie wytwarza w gruncie ponad strefą stale zamarznięta zaburzenia kryoturbacyjne |
*bonus 2: diachronizm zmian klimatycznych w czwartorzędzie: (wersja próbna) Jest to okres rytmicznych zmian klimatycznych. Po kolejnych zlodowaceniach przychodzą nagle okresy ocieplenia określane interglacjałami. Rytm tych zmian zadziwiająco zgodny jest z wypadkową trzech parametrów astronomicznych (określonych dawno temu przez Milankovića), które charakteryzują wzajemne położenie Ziemi i Słońca (eccentrity, obliquity, precession) i są możliwe do przeliczenia na zmienną ilość energii słonecznej docierającej do Ziemi. Według teoretycznych wyliczeń zmian klimatycznych należałoby się spodziewać, co 100, 41, 23, oraz 19 tys. lat. Dokładnie 100 i 41 tysięczne rytmy klimatyczne znalezione zostały w rdzeniach osadów dennych z oceanów, gdzie utrwalone zostały w składzie izotopów stałych tlenu zawartego w węglanowych skorupkach otwornic. Podobne zapisy stwierdzone zostały w wielu rdzeniach różnych części oceanu, co pozwoliło zaproponować globalny geochronologiczny model pozwalający wyróżnić na przestrzeni ostatniego miliona lat 23 „oxygen isotope stages”. Chronologia ta okazała się uniwersalna. Potwierdzona została następnie w rdzeniach lodowych Antarktydy i Grenlandii zmiennymi proporcjami pomiędzy izotopami wodoru, zmiennym składem gazów w pęcherzykach uwięzionego powietrza i innymi cechami petrologicznymi i mikropaleontologicznymi osadów dennych starych jezior i mórz, cechami petrograficznymi lessów. Według niektórych poglądów relacja pomiędzy parametrami orbitalnymi, a otrzymywanym przez Ziemię ciepłem, sprzężona jest z odwróceniem za każdym cyklem kierunku cyrkulacji wody we wszechoceanie „oceanic conveyor belt”, czyli cykliczność klimatyczna byłaby w tym ujęciu bezpośrednim skutkiem przemodelowania dróg rozprowadzania ciepła przez prądy oceaniczne. |
Ciag dalszy do bonus 2: Holocen (ostatnie 10 tys. lat). Zasadniczy przebieg zmienności klimatycznej interglacjału holoceńskiego wyznaczony został najpewniej parametrami orbitalnymi Ziemi. Jednak nałożyły się na ten przebieg różne inne czynniki rytmiczne, para-rytmiczne i zupełnie nieoczekiwane. Zmienna aktywność Słońca (tzw. plamy na Słońcu) powoduje 10-11 letni cykl, inertny ruch Słońca (SIM) zapisuje się cyklem 160-210-letnim i 2402-letnim. Ze zmienną częstotliwością modelują nasz klimat interakcje pomiędzy atmosferą a oceanami. Zjawisko El Niňo/ENSO na Pacyfiku, gradient termiczny w „dipolu Atlantyckim” decydującym o przemieszczeniach strefy konwergencji wewnątrz tropikalnej, czy nasilenie monsunów w basenie Oceanu Indyjskiego, decydują o temperaturze, opadach i wiatrach na otaczających te oceany lądach, zwykle wpływając wyraźnie również na klimat terenów bardzo odległych. Coraz częściej podkreślane są globalne skutki tych regionalnych zdarzeń. Obecnie wiemy, że klimat w skali lat i setek lat może zostać dodatkowo istotnie zmodyfikowany przez zjawiska nieprzewidywalne. Ochłodzenie klimatu w młodszym dryasie (10-10.4 tys. lat temu) trwające kilkaset lat nastąpiło prawdopodobnie wskutek spłynięcia bezpośrednio na Europę via Zatoka Hudsona zimnych wód roztopowych z tworzących się na przedpolu lądolodu północnoamerykańskiego. Poprzednio wody te spływały rzeką do Zatoki Meksykańskiej. Podobnych nagłych ochłodzeń o nie zawsze wytłumaczonej genezie stwierdzono w holocenie więcej, były też notowane wybuchy wulkanów oraz upadki meteorytów, oba te zdarzenia powodują krótkotrwałe zaburzenia klimatyczne, które mogą osiągnąć niekiedy skalę globalną.
|
|
|