Analiza granulometryczna - Określenie składu granulometrycznego skały okruchowej polegające na mechanicznym rozdzieleniu jej na frakcje o określonych średnicach ziarn i ustaleniu procentowego udziału poszczególnych frakcji w badanej próbce. W skałach o średnicach ziarn mniejszych od 0,07 mm analizę wykonuje się metodą areometryczną (analiza areometryczna), a przy większych od 0,07 mm metodą sitową (analiza sitowa).Analiza sitowa - Określenie składu granulometrycznego skały okruchowej o średnicach ziarn większych od 0,07 mm w celu ustalenia procentowego udziału poszczególnych frakcji w badanej próbce. Rozdzielenia skały na frakcje dokonuje się poprzez wstrząsanie wysuszonej próbki za pomocą zestawu sit o odpowiednio zróżnicowanych wymiarach oczek.Analiza polowa - Skrócona analiza wody wykonywana w terenie, a obejmująca oznaczenia (często jakościowe lub orientacyjne) wybranych cech fizyko-chemicznych lub chemicznych wody. Wykonywana zazwyczaj jako analiza wskaźnikowa, analiza przybliżona, analiza kontrolna lub wstępna do badań szczegółowych Degradacja wód podziemnych - Proces wprowadzania na ogół odwracalnych zmian w dotychczasowej równowadze ilościowej lub jakościowej systemu wodnego. W hydrogeologii degradacja jest rozumiana jako obniżenie naturalnych jakości i ilości wody podziemnej spowodowane czynnikami geogenicznymi lub antropogenicznymi. Przyczyną degradacji wód podziemnych jest ich skażenie (zanieczyszczenie) spowodowane przenikaniem substancji zanieczyszczających z powierzchni, wód powierzchniowych lub innych warstw, przeeksploatowaniem zasobów, nadmiernym zdepresjonowaniem lokalnym lub regionalnym. Degradacja jakościowa polega na mechanicznym (zawiesina), chemicznym lub biologiczno-organicznym (bakterie, wirusy, organizmy żywe, substancje organiczne i produkty ich rozpadu) zanieczyszczeniu wód. Degradacja ilościowa prowadzi do zubożenia zasobów Dział wód podziemnych - Linia, wzdłuż której występuje kulminacja zwierciadła wód podziemnych i która rozdziela dwie zlewnie wód podziemnych, dwa przeciwne kierunki spływu wód podziemnychRuch nieustalony - Ruch w którym choćby jedna z wielkości go charakteryzujących (prędkość, napór, ciśnienie,...) jest nie tylko funkcją położenia ale także funkcją czasu - zmienia się w czasie.Ruch ustalony, ruch trwały - Ruch, w którym wielkości ruch charakteryzujące, takie jak prędkość, napór, ciśnienie,.. są funkcją położenia F(x,y,z) a nie zależą od czasu, nie zmieniają się w czasie w żadnym punkcie. Często niepoprawnie jako synonimu używa się nazwy ruch stacjonarny. Gradient hydrauliczny, spadek hydrauliczny grad H, I - Różnica wysokości hydraulicznej między dwoma punktami położonymi na jednej linii prądu (na kierunku maksymalnego spadku) w warstwie wodonośnej, przypadająca na jednostkową odległość między tymi punktami: grad H = - śH/śL ť -(H₂ -H₁)/DL = I Granica nieprzepuszczalna - Granica systemu hydrogeologicznego (piętra wodonosnego) stanowiąca szczelną przeszkodę dla jakiegokolwiek przepływu (natężenie zerowe) wody i/lub substancji, bez zadanej wysokości hydraulicznej i/lub stężenia substancji, gdyż miarodajny jest tu warunek brzegowy II rodzaju z zerowym przepływem (q = 0) i z zerowym strumieniem substancji. W warstwach izotropowych linie i powierzchnie ekwipotencjalne ( hydroizohipsa , linie jednakowych stężeń substancji) są do tej granicy ortogonalne (prostopadłe w punkcie przecięcia z granicą). We współczesnej hydrogeologii pojęcie granicy szczelnej jest mniej lub bardziej pojęciem hipotetycznym, niemniej w hipotezach roboczych przy definiowaniu prototypu systemu rzeczywistego bardzo często wykorzystywanym Hydrogeologia - Nauka o wodach podziemnych i o procesach wzajemnego oddziaływania podziemnej hydrosfery , litosfery, atmosfery, biosfery i człowieka. Ponieważ występowanie i cechy wody podziemnej są ściśle związane i zależne od środowiska geologicznego, h. traktowana jest jako jedna z dziedzin geologii, a część metod badawczych jest wspólnych z geologią. H. zajmuje się badaniem zjawisk i procesów związanych z krążeniem wód podziemnych w środowisku skalnym, badaniem oddziaływania skał na wodę i wody na skały, związków z wodami powierzchniowymi, wpływu różnych czynników na kształtowanie się zasobów wód podziemnych . W ostatnich dziesiątkach lat, w związku z rozpowszechniającym się skażeniem wód powierzchniowych ogromnie wzrosła rola wód podziemnych jako podstawowego surowca warunkującego rozwój gospodarczy. Wywołało to wzrost zainteresowania tymi wodami a jednocześnie rozwój problematyki badawczej związanej z ochroną zasobów wód podziemnych . W skład h. wchodzą takie jej działy jak hydrogeochemia ,dynamika wód podziemnych, h. regionalna . Odrębny kierunek stanowi h. stosowana. Zajmuje się ona metodyką poszukiwań wód podziemnych i ustalania zasobów dla potrzeb gospodarki komunalnej, przemysłu i rolnictwa oraz wód mineralnych i termalnych dla potrzeb lecznictwa i energetyki, problematyką zawodnienia i metod odwadniania kopalń, metodyką prowadzenia robót odwodnieniowych w budownictwie i melioracji. Badania hydrogeologiczne towarzyszą wszystkim budowlom, mającym kontakt z wodami podziemnymi. Infiltracja- Wsiąkanie wody pochodzącej z opadów atmosferycznych, z cieków i zbiorników powierzchniowych oraz z kondensacji pary wodnej z powierzchni terenu do strefy aeracji , a następnie (po oddaniu części tych wód do atmosfery Ewapotranspiracja ) przesączanie do strefy saturacji . Infiltracja efektywna . Infiltracja może być również wywołana sztucznie. Infiltracja sztuczna . Wielkość infiltracji wyrażana jest w dm³ x s^-1 x km^-2 lub w mm SK Kurzawka - Grunty luźne i/lub spoiste, które w odpowiednich warunkach (przy dużym nawodnieniu) zachowują się w całej swojej masie jak ciecze. Wypływy kurzawek w wyrobiskach górniczych lub wykopach stanowią bardzo poważne utrudnienie w prowadzeniu robót i wymagają stosowania specjalnych technologii i zabezpieczeń. Rozróżnia się kurzawki pozorne i kurzawki właściwe Linia ekwipotencjalna - Linia łącząca na mapie lub przekroju punkty o jednakowym potencjale lub w hydrogeologii punkty o jednakowej wysokości hydraulicznej ( hydroizohipsa). W ruchu ustalonym w ośrodku izotropowym l. e. jest ortogonalna do linii prądu, i do granicy nieprzepuszczalnej (szczelnej) Linia prądu - Linia, której kierunek (w opisie makroskopowym) pokrywa się w każdym jej punkcie z kierunkiem prędkości filtracji (tj. wektory prędkości filtracji w każdym jej punkcie są styczne do l. p.). W ruchu ustalonym l. p. odpowiada teoretycznej drodze cząstek wody. L. p. tworzą rodzinę krzywych charakteryzujących pole prędkości i razem z hydroizohipsami tworzą siatkę hydrodynamiczną oddającą strukturę pola prędkości filtracji (strukturę strumienia wód podziemnych) Piezometr - Urządzenie, w hydrogeologii najczęściej mołośrednicowy otwór, służące do pomiaru wysokości ciśnienia piezometrycznego w określonym punkcie warstwy wodonośnej (a tym samym naporu). Pomiar polega bądź na pomiarze ciśnienia - p i przeliczeniu go na wysokość ciśnienia - p/g jako składowej naporu, bądź na bezpośrednim pomiarze naporu (a więc rzędnej zwierciadła) jeśli dotyczy to zwykłych niezmineralizowanych wód podziemnych. Piezometr obok małej średnicy (dla zachowania małej bezwładn ości przy rejestrowaniu zmian ciśnienia w warstwie), powinien ujmować warstwę przez dno lub filtrem o małej długości części czynnej, dla zagwarantowania odnoszenia pomiaru do określonego punktu w warstwie. Pomiar w studniach obserwacyjnych nie spełniających wymienionych dla p. warunków, jest przybliżony ze względu na wydłużenie czasu stabilizacji ciśnienia w otworze (wpływ pojemności kolumny o dużej średnicy) oraz ze względu na swego rodzaju uśrednienie wartości ciśnienia miarodajnych dla punktów w warstwie wzdłuż części roboczej filtru, które to wartości są zafałszowane pionowymi przepływami śródwarstwowymi w tej strefie Ruch wody podziemnej, płynięcie wody podziemnej - R. w. p . może mieć zróżnicowany charakter uzależniony od przestrzeni hydrogeologicznej, w której ma miejsce oraz od warunków fizycznych: prędkość, kierunek, wysokość hydrauliczna, ciśnienie, przyspieszenie, pęd, tor. Ruch wody, płynięcie, Filtracja, Fluacja o przepływie mówimy, gdy rozpatrujemy ruch lub jego natężenie w określonym punkcie lub przekroju hydrogeologicznym natężenie przepływu
o spływie w sensie obszarowym ... np. w dorzeczu
o odpływie gdy chodzi o dłuższy przeciąg czasu: rok, wielolecie w opisie obiegu wód podziemnych lub bilansie wód podziemnych, ale również w określonym przekroju przeciwstawiając go dopływowi. Mówi się też o dopływie do studni, do ujęcia, do kopalni, itd. Przez wypływ rozumie się np. wypływ ze studni samowypływ i różne typy wypływów naturalnych źródłowyciek. Wedle kierunku przepływu rozróżnia się R. w. p. poziomy lub prawie poziomy w strumieniu oraz pionowy: descezyjny (infiltracja, influacja, przesączanie (seepage), ascenzyjny (eksfiltracja, efluencja), ruch ascenzyjno-descenzyjny przesiąkanie, przeciekanie międzypoziomowe (percolation) R. w. p. przeciwstawia się stagnacji wód podziemnych Porowatość - Cecha utworów skalnych wynikająca z obecności w nich pustek wzajemnie skomunikowanych, dostępnych dla przepływu rodu ( filtracji). Ilościowo wyraża się ją współczynnikiem porowatości, rzadziej wskaźnikiem porowatości. Genetycznie wyróżnia się: porowatość pierwotną i wtórną. Na podstawie cech morfologicznych wyróżnia się: - w skałach okruchowych porowatość międzyziarnową; - w skałach zwięzłych porowatość szczelinową. Ze względu na możliwość przepływu wody wyróżnia się: porowatość ogólną, wynikającą z obecności całkowitej przestrzeni porowej, porowatość otwartą - pustek kontaktujących się ze sobą, porowatość zamkniętą - pustek niepołączonych, porowatość efektywną - pustek biorących udział w filtracji. W wąskim znaczeniu pod tym pojęciem rozumiemy porowatość międzyziarnową (intergranularną). Prędkość filtracji - Fikcyjna makroskopowa prędkość przepływu wody podziemnej w ośrodku nasyconym. Wyrŕżŕ natężenie strumienia filtracji przypadające na jednostkowy przekrój poprzeczny (ortogonalny do linii prądu) ośrodka porowatego (skały) a nie do przekroju efektywnej przestrzeni porowej którą płynie woda: v = Q/A_sk Wymiar: v = [ LT^-1]. Jednostki: m/s, m/h, m/a Przesiąkanie - Przepływ ruch wody podziemnej pionowy. W szerokim znaczeniu obejmuje przesączanie w strefie aeracji oraz przesiąkanie właściwe w strefie saturacji (przesiąkanie, przeciekanie w węższym znaczeniu). P. międzypoziome jest wywołane przez różnicę ciśnień, odbywa się od części zbiornika o słabszej przepuszczalności (odpływ z przesiąkania - out) do części o lepszej przepuszczalności. Zwykle jest to pionowy przepływ przez utwory słabo przepuszczalne (dopływ z przesiąkania - into). P. wewn ętrzne to przepływ wody z porów do szczelin, kawern krasowych lub z drobnych szczelin (mikroszczelin) do szerszych szczelin kawern. Zachodzi w utworach o niejednorodnej przestrzeni hydrogeologicznej (porowo-szczelinowej, szczelinowej o zróżnicowanej szerokości szczelin, szczelinowo-krasowej).

Równanie różniczkowe filtracji - Równanie różniczkowe cząstkowe drugiego rzędu, paraboliczne, typu równania przewodnictwa cieplnego. Równanie ogólne, uwzględniające niejednorodność i anizotropowość ośrodka, ma postać:

gdzie: H - potencjał prędkości [L],
k_x, k_y, k_z - współczynnik filtracji w kierunkach x, y, z [LT^-1],
q - funkcja zasilania, [T^-1],
 * - współczynnik pojemności sprężystej [L^-1]. 
Dla obszaru płaskiego równanie różniczkowe filtracji przybiera postać

gdzie: T_x, T_y - przewodność w kierunkach x i y [L²T^-1],
Q - zasilanie [LT^-1],
S = m.  * - zasobność [bezwym.],
t - czas

Ruch laminarny - uch płynu (cieczy) z prędkością poniżej prędkości krytycznej, dla określonych warunków zdefiniowanej liczbą Reynoldsa. W ruchu laminarnym, straty hydrauliczne są proporcjonalne do prędkości w potędze jeden. Wody podziemne niemal wyłącznie płyną ruchem laminarnym Ruch turbulentny - Ruch płynu (cieczy) z prędkością powyżej prędkości krytycznej, dla określonych warunków zdefiniowanej liczbą Reynoldsa. W ruchu turbulentnym straty hydrauliczne są proporcjonalne do prędkości w drugiej potędze. Turbulentny ruch wód podziemnych występuje bardzo rzadko - tylko w systemach krasowych i w systemach otwartych szczelin - zwłaszcza w warunkach ruchu sztucznie wymuszonego. Ruch jednorodny - Ruch w którym prędkość i kierunki przepływu są jednakowe we wszystkich punktach pola ruchu. Z natury swej jest więc to ruch ustalony Ruch niejednorodny -Ruch w którym prędkość i kierunki przepływu zmieniają się w przestrzeni, są funkcją położenia. Stała dyspersji - Stała dyspersji a [L] odpowiada w przybliżeniu rozmiarom niejednorodności ośrodka (warstwy wodonośnej), które wywołujądyspersję hydrodynamiczną. W ośrodku jednorodnym, np. w czasie badań próbki piasku w laboratorium, jest to wielkość porównywalna z rozmiarem ziarn (mikrodyspersja). W skali regionalnej jest to rozmiar makroniejednorodności (makrodyspersja). Stała a jest wartością rzeczywiście stałą dla konkretnego ośrodka i określonej skali badania. Rośnie w miarę wzrostu drogi migracji (efekt skali). Wyróżnia się stałą dyspersji podłużnej a_L dla migracji zgodnej z kierunkiem ruchu wód podziemnych oraz poprzecznej a_T dla migracji prostopadłej do tego kierunku. W przybliżeniu a_T = 0.05 do 0.2 a_L (Rys. 53) Wymiar: a_L , a_T = [L]. Jednostki: m strefa dopływu wody do studni - W przypadku otworu hydrogeologicznego niedogłębionego ta część poziomu wodonośnego, którą należy w obliczeniach traktować jako decydującą o wielkości dopływu wody w czasie pompowania. Poniżej tej strefy przepływ wody ma charakter naturalny niezależny od drenażu w wyższej części. Wynosi ona od 1,3 (S + I) do 2,0 (S + I), zależnie od stosunku S/I, wahającego się od 0,2 do 1,0. Miąższość s. a. wyznacza się dla studzien, zagłębionych płytko w poziom wodonośny, od położenia swobodnego zwierciadła (z uwzględnien iem depresji), lub od stropu poziomu wodonośnego dla wód naporowych. S - depresja w studni, I - czynna długość filtru. strefa infiltracji - Obszar, na którym opady atmosferyczne lub wody powierzchniowe (także sztucznie magazynowane) przenikają bezpośrednio lub pośrednio (poprzez utwory przykrywające) do poziomu wodonośnego i w którym linie prądu skierowane są ku głębszym partiom warstwy. Struktura hydrogeologiczna - Pojęcie w polskiej terminologii niejednoznaczne. W literaturze światowej definiuje się s. h. jako jedną lub kilka sąsiadujących struktur geologicznych charakteryzujących się jednością warunków hydrogeologicznych w zakresie rozprzestrzeniania, ruchu i kształtowania wód podziemnych. W takim ujęciu jest to, uogólniając, przestrzeń geologiczna, w której następuje obieg wód podziemnych. Niekiedy pojęcie s. h. uważa się za jednoznaczne z systemem wód podziemnych rozumianym jako układ obiegu wód podziemnych (obszary: zasilania, tranzytu, przepływu i drenażu) w typowych formach występowania wód podziemnych lokalnych i regionalnych. Jako s. h. określa się też zbiorowisko wody podziemnej przywiązane do określonego typu ułożenia utworów wodonośnych i ich otoczenia. Może zajmować różne co do wielkości przestrzenie i posiadać różne kształty często ostro odgraniczone od innych struktur, choć mogą też przechodzić jedne w drugie. Wyróżnia się m.in. takie struktury jak niecka, monoklina, płyta, soczewka, dolina, pradolina, sandr, strefa spękań. Wielkie s. h. podłoża to masywy, cokoły hydrogeologiczne z wodami szczelinowymi oraz baseny, niecki artezyjskie z wodami warstwowymi przeważnie porowymi a także niecki śródgórskie i duże strefy uskokowo-spękaniowe. Niektórzy autorzy mówią o strukturach typu g eosynklinalnego (masywy fałdowe) i płytowego (płaskie niecki, monokliny). Studnia - Najczęściej pionowe (choć bywa też skośne kierunkowe) ujęcie wód podziemnych - wyrobisko, otwór wiercony lub kopany sięgający z powierzchni do poziomu wodonośnego i przystosowany za pomocą urządzeń technicznych (obudowa, naczynie, kołowrót, pompa, rurociąg) do trwałego poboru lub chłonięcia wody. Studnie dzieli się biorąc pod uwagę rozmiar pionowy na płytkie (umownie do 25-30 m) i głębokie, rozmiar poziomy: na małośrednicowe (umownie do 0,5 m) i wielkośrednicowe. Pod względem hydrodynamicznym rozróżnia się s. doskonałe i niedoskonałe s. zupełne (dogłębione) i s. niezupełne s. (niedogłębione, wiszące) oraz s. artezyjskie, a w celach obliczeniowych s. fikcyjne (pozorne).
Ze względu na sposób wykonania i konstrukcję wyróżnia się s. kopane, s. szybowe, s. wiercone oraz wbijane, wkręcane, płytkie (s. abisyńska, s. Nortona), s. z obudową ( studnia obudowana) i bez obudowy (w skałach mocnych), s. filtrowe i s. bezfiltrowe. Przeznaczenie s. wymaga ich podziału na eksploatacyjne, odwodnieniowe (depresyjne) i chłonne (represyjne) oraz obserwacyjne. S. zapasowa (rezerwowa, awaryjna) to s. czynna (zdatna do użytkowania) bieżąco nie użytkowana. Specjalny rodzaj stanowi s. promienista Współczynnik infiltracji - Stosunek odpływu podziemnego do opadu atmosferycznego, który go wyzwala. Rozumiany jest też jako stosunek efektywnego zasilania infiltracyjnego do wysokości opadu. Wyznaczać go należy jako średni z wielolecia w celu dopuszczalności pomijania zmian wielkości stanu napełnienia zbiorników wód podziemnych (zmian retencji). Wykazuje istotną zależność od litologii utworów powierzchniowych a także od pokrycia i rzeźby powierzchni terenu.
Wymiar: w = [1] Wydajność studni - Objętość wody uzyskiwana w określonych warunkach hydrogeologicznych i technicznych oraz przy określonej depresji zwierciadła wody podczas pompowania lub samowypływu z otworu studziennego w jednostce czasu. Wymiar: Q = [L³T^-1]. Jednostka: m³ x h^-1 Współczynnik filtracji (k) - Parametr wyrażający przepuszczalność ośrodka izotropowego dla płynu jednorodnego (ρ = const, ν = const) za jaki przyjmowana jest zwykła woda podziemna. Fizycznie wyraża prędkość filtracji przy spadku hydraulicznym równym jedności pod warunkiem, że filtracja (przepływ wody podziemnej) podlega liniowemu prawu Darcyego. Uogólnieniem współczynnika filtracji na warstwy anizotropowe jest tensor przepuszczalności. Uwaga: W większości języków omawiana wielkość nazywana jest bardzo różnie - znanych jest nawet po kilkadziesiąt nazw. Wymiar: k = [LT^-1]. Jednostki: m/s, m/h, m/dWspółczynnik przepuszczalności Kp - Parametr wyrażający przepuszczalność samego ośrodka porowatego niezależnie od właściwości płynu. Fizycznie wyraża objętość płynu o jednostkowej lepkości kinematycznej, który w jednostce czasu, pod wpływem jednostkowego gradientu potencjału ciśnienia przepływa przez jednostkowy przekrój ortogonalny do kierunku przepływu. Jednostką w. p. jest darcy. Parametr stosowany w dynamice płynów niejednorodnych: ropy, gazów i wód mineralnych.
Wymiar: k_p = [L²]. Jednostki: da, mda, de, cm², m² ZAKRES STOSOWALNOŚCI  PR. DARCY'EGO
1)dolna Przy wyprowadzaniu wz. Darcyego w rów. równowagi sił jako siłę oporu ruchu uwzględniono siły tarcia laminarnego, wynikające z lepkości cieczy. Oznacza to, że pr. D. traci swoją ważność wszędzie tam, gdzie poza tarciem laminarnym występują dodatkowe siły oporu (siły powierzchniowe (molekularne), bezwładności orac tarcia burzliwego).Przesączalność ośrodka, równa 0 przy I<=Io, wzrasta ze wzrostem spadku hydraulicznego do war. max., określonej współczynnikiem filtracji Darcy'ego k. W przypadku, gdy woda związana tylko częściowo wypełnia pory, ruch wody występuje przy dowolnie małych spadkach hydraulicznych. Orientacyjnie Io dla gr. Spoistych są wieksze od 6(Ludewig) albo od 15(wg Rozy). Przy występujących w nat. Warunkach spadkach hydraul. I<Io grunty spoiste rodzaju glin i iłów uważać możemy praktycznie za nieprzepuszczalne. 
2) górna Ze wzrostem  prędkości przepływu proces filtracji coraz bardziej odbiegać będzie od liniowej zależności Darcy'ego. Odstępstwa te  wynikają początkowo wskutek pojawienia się  sił bezwładności nie uwzglednionych  w pr. D., a następnie sił wynikających z burzliwości. Dotychczasowe badania zmierzające do określenia górnej granicy stosowalności pr. D. oparte są na określeniu odpowiednika liczby Reynoldsa, bądź na określeniu górnej granicy spadku hydrau. WARUNKI POCZĄTKOWE I BRZEGOWE
Warunek początkowy okresla nam rozkład funkcji h lub fi (lub pochodne tych funkcji) w całym obszarze przepływu dla czasu t=t0. War. brzegowy określa wartość funkcji lub jej pochodnych, na brzegach obszaru filtracji dla kazdego punktu czasowego t. Brzegiem może być powierzchnia dla przepływu trójwymiarowego lub kontur dla przepływu płaskiego.I Rodzaju(zagadnienie Dirichleta) wystepują wtedy gdy na brzegach obszaru filtracji dane są wartości funkcji h(x,y,z,t)  h=F1(x,y,z,t). II rodzaju (zagadnienie Neumanna) wyst. Wtedy, gdy na brzegach obszar. Filtr. Zadane są war.pochodnej normalnej do brzegu, co oznacza uzależnienie warunków brzegowych od wart. Przepływu na brzegach. III rodzaju-mieszane (zagadnienie Dirichleta-Neumanna) wyst. Wtedy, gdy wzdłuż brzegu zadana jest liniowa kombinacja wartości funkcji h i jej pochodnej dh/dn=?. Odpowiadają temu przypadki: zakolmatowanie, niedogłębienie studni, niedokłębienie przeszkody (dodatkowe opory hydrauliczne) ROZW. RÓW. RÓŻNICZKOWEGO FILTR. USTALONEJ-ZAŁOŻENIA DUPUITA
Anal. Rozwiązanie rów. filtracji możliwe jest, jeżeli przyjmiemy tzw. Założenia Dupuita. Podstawą tych założeń jest przyjęcie, że składowa prędkości filtracji pionowej Vz=0. Z założenia tego wynika, że dh/dz=0 czyli h(z)=const. Oznacza to, że linie jednakowego potencjału są liniami pionowymi, równoległymi do osi z a prędkości poziome są stałe na stałej głębokości dvx /dz=0. Zał. te są ściśle spełnione przy przepływie napiętym, jeśli warstwa wodonośna ma stałą miąższość. W wyniku przyjęcia założeń Dupuita przepływy płaskie lub osiowo-symetryczne opisać można rwównaniem filtracji jednoosiowej:

METODA THEISA I THEISA-JACOBA
Żeby rozwiązać rów. (1) sporządza się w ukł. dwulog. wykres funkcji charakterystycznej W(u). Z danych otrzymanych z pompowania rysujemy na przezroczystej kalce w identycznej skali wykres s=f(r2/t) [pomiary depresji w kilku otwor. obserw.] albo s=f(1/t) [1 otwór obserw. lub pomiary w samej studni] Nastepnie nakładamy na siebie oba wykresy z zachowaniem równoległości osi współrzędnych i w miejscu gdzie wykresy najbardziej do siebie pasują wybieramy pkt. P i odczytujemy współrzędne pozwalające rozwiązać równanie (1) (W(u),s oraz u i 1/t (lub r2/t))

1. Przy pompowaniu krótkotrwałym (u > 0.05) należy korzystać z rozwiązania Theisa, stosując zasadę superpozycji:

2. Przy pompowaniu długotrwałym (u < 0.05) można wykorzystać rozwiązanie Theisa-Jacoba, stosując zasadę superpozycji:

BUDOWA ZIEMI

Badania geologiczne dowiodły, że Ziemia nie jest zbudowana z jednego materiału. Począwszy od powierzchni aż do środka Ziemi wyróżniamy 5 warstw różniących się między sobą składem mineralnym i ciężarem właściwym. Litosferę - czyli zewn. powłokę Ziemi sięgającą do głębokości ok. 70 km nazwano sialem, od przeważających w tej strefie pierwiastków krzemu (Si) i glinu (Al). Występujące tu masy skalne zbudowane są przede wszystkim z minerałów będących glinokrzemianami potasu, sodu i wapnia. Powłoka sialiczna nie wszędzie posiada jednakową grubość, najcieńsza warstwa znajduje się na dnie oceanu. Kolejną strefą Ziemi znajdującą się na głębokości 70-1200 km nazwano simą (Si i Mg). Stanowią ją skały zbudowane przeważnie ze związków krzemu, magnezu i żelaza. Na głębokości 1200-2900 km znajduje się tzw. strefa przejściowa, której budowę dotychczas mało znamy. Przypuszcza się, że tworzą ją tlenki żelaza, siarczki oraz związku niklu i chromu. Środek Ziemi stanowi jądro złożone prawdopodobnie ze stopionego żelaza z domieszką niklu i innych metali ciężkich. Posuwając się w głąb Ziemi stwierdzamy, że temperatura wzrasta. Tę ilość metrów, jaką trzeba się posunąć w głąb Ziemi, aby temperatura wzrosła o 1⁰ C nazywamy stopniem geotermicznym. Wynosi on przeciętnie 33 m. Jądro Ziemi ma prawdopodobnie temperaturę powyżej 5000⁰ C i znajduję się w stanie płynnego stopu. Zgodnie z powszechnie przyjmowanymi poglądami jądro Ziemi ma promień 3470 km.

W obrębie jądra Ziemi wyróżniono dwie strefy, różniące się między sobą stanem skupienia: jądro zewnętrzne ciekłe lub gazowe i jądro wewnętrzne, wykazujące sztywność ciała stałego.

4. Chronologia dziejów Ziemi.

Podstawą chronologii geologicznej jest rozwój życia organicznego na powierzchni globu ziemskiego. Z punktu widzenia czasu historię Ziemi podzielono na jednostki geochronologiczne: ery, okresy, epoki, piętra i poziomy. Głównymi jednostkami czasowymi są ery. Czas ukształtowania się twardej skorupy ziemskiej- ok. 4-7 miliardów lat.

Era archaiczna (Archaik) - najstarsza era w dziejach Ziemi, trwająca od początku geologicznych dziejów Ziemi tj. 3,8 - 3,9 mld lat temu do 2,5 - 2,6 mld lat temu. W okresie archaiku zachodziły procesy formowania się skorupy ziemskiej, czemu towarzyszyło liczne bombardowanie powierzchni Ziemi przez meteoryty, a także erupcje wulkaniczne i zderzenia ze sobą pierwszych, niewielkich, sztywnych mikropłyt. Powstały wówczas strefy (pasma) zieleńcowe, miały też miejsce potężne ruchy górotwórcze (m.in. orogenezy: saamijska, białomorska, algomańska).

Proterozoik, era proterozoiczna, eozoik, druga era w dziejach Ziemi. Rozpoczęła się ok. 2600 mln lat temu, a

zakończyła ok. 570 mln lat temu. W proterozoiku trwało dalsze powiększanie się bloków kontynentalnych.

Prekambr - najdłuższy okres dziejów Ziemi (4.600 mln lat temu). Tworzy się skorupa ziemska, masy lądowe

i oceany. Potężna działalność wulkaniczna. Skały prekambryjskie występują na obszarze tzw. tarcz na

wszystkich kontynentach. Ślady życia - na ogół rzadkie

Paleozoik to trzecia era w dziejach Ziemi. Rozpoczęła się ok. 570 mln lat temu, a zakończyła ok. 230 mln lat temu. Dzieli się na sześć okresów: kambr, ordowik, sylur, dewon, karbon i perm.

• Kambr - (początek 590 mln lat temu, trwał 110 mln lat) - początek ery paleozoicznej. Nagle pojawia się wiele skamieniałości. W rozległych, płytkich morzach rozprzestrzeniają się formy życia. Powszechnie występują trylobity.

• Ordowik­ - (początek 490 mln lat temu, trwał 60 mln lat) - Większość Ziemi cechuje łagodny klimat, morza pokrywają znaczną część powierzchni. Trwa gromadzenie osadów i zachodzą ruchy górotwórcze. Rozwijają się glony i powstają rafy koralowe, obficie występują gąbki i mięczaki.

• Sylur - (początek 430 mln lat temu, trwał 35 mln lat) - Gwałtowny zwrot w dziejach Ziemi spowodowany ewolucją ryb, pierwszych kręgowców, które pojawiły się w Ordowiku. Pojawienie się pod koniec Syluru pierwszych roślin lądowych

• Dewon - (początek 395 mln lat temu, trwał 50 mln lat) - Procesy górotwórcze, ale były to przede wszystkim okres eksplozji ewolucji. Lądy są kolonizowane przez pierwsze rośliny nasienne. Rozwijają się liczne gatunki ryb a także pierwsze zwierzęta lądowe - płazy.

• Karbon (początek 345 mln lat temu, trwał 65 mln lat) - Trwają ruchy górotwórcze, fałdowanie i erozja. Porośnięte lasami mokradła znalazły się pod wodą dając początek pokładom węgla. Zlodowacenie objęło kontynenty półkuli południowej, rozwijają się owady i pierwsze gady.

• Perm (początek 280 mln lat temu, trwał 55 mln lat) - Rozpowszechniają się gady i rozwijają się owady. Pojawiają się nowe gatunki roślin, w tym iglaste. Wymierają niektóre gatunki zwierząt morskich

• Mezozoik - czwarta era w dziejach Ziemi. Rozpoczęła się 230 mln lat temu, a zakończyła 65 mln lat temu.

• Trias (początek 225 mln lat temu, trwał 45 mln lat) - Początek ery mezozoicznej, powszechnie występują drzewa iglaste. Okres różnicowania się gadów i pojawienie się pierwszych dinozaurów oraz gigantycznych gadów morskich. Trwa ewolucja prymitywnych ssaków

• Jura (początek 180 mln lat temu, trwała 40 mln lat) - Otwieraniu się basenu Oceanu Atlantyckiego towarzyszy intensywny wulkanizm. Dinozaury opanowują lądy a latające gady i prymitywne ptaki konkurują w powietrzu. Pierwsze ślady najdawniejszych roślin okrytonasiennych

• Kreda (początek 140 mln lat temu, trwała 70 mln lat) - Tworzą się pokłady wapieni i kredy. Dinozaury dominują w świecie zwierząt aż do momentu gdy pod koniec okresu zaczynają wymierać wraz z wieloma innymi gatunkami.

• Kenozoik - najmłodsza era w dziejach Ziemi. Rozpoczęła się przed 65 mln lat i trwa do dziś. Dzieli się na dwa okresy: trzeciorzęd i czwartorzęd. W kenozoiku ukształtował się obecny wygląd powierzchni Ziemi.

• Trzeciorzęd (początek 70 mln lat temu, trwał 68 mln lat) - Początek kenozoiku oznacza gwałtowny rozwój ssaków. Trwa ewolucja wielu gatunków, chociaż wiele z nich wymiera. Szybko rozwijają się rośliny okrytonasienne i trawy podczas gdy klimat ochładza się. Znaczne wydźwignięcie lądów.

Czwartorzęd (początek 2 mln lat temu, trwa 2 mln lat) - najmłodszy i trwający do dziś okres geologiczny. Następują czterokrotne zlodowacenia rozdzielane okresami ociepleń. Rozwinęły się ssaki, które zaadaptowały się do zmian klimatycznych. Ewolucja człowieka doprowadziła do jego dominacji na Ziemi.

7. Uskoki i fałdy

W czasie deformowania skały mogą podlegać zarówno łamaniu jak i wyginaniu, co w pierwszym przypadku prowadzi do powstania uskoków, a w drugim fałd.

Uskoki są pęknięciami w ziemi wzdłuż których dokonał się względny ruch mas skalnych. Przemieszczenie mas skalnych można sklasyfikować według kierunku ruchu, mierzonego wzdłuż powierzchni uskoku, wyróżniamy składową poziomą i prostopadłą ruchu. Uskoki o przeważającym ruchu poziomym określa się jako uskoki przesuwcze. Kiedy ruch odbywa się głównie w kierunku prostopadłym do poziomu uskoki określamy jako normalne lub jako uskoki odwrócone. Uskoki odwrócone nachylone w stosunku do poziomu pod kątem mniejszym niż 30⁰ nazywane są uskokami nasowczymi. Względne przesunięcie w obrębie wielkich uskoków nasuwczych może mieć ogromne rozmiary obliczane na wiele dziesiątków km.

Płyty litosfery Litosfera ziemska dzieli się na kilkadziesiąt płyt, w tym 7 wielkich o rozmiarach >100.000.000 km² (Euroazjatycka, Afrykańska, Indo-Australijska, Pacyficzna, Północno i południowoamerykańska, Antarktyczna), kilka średniej wielkości o rozmiarach od 10.000.000 km² do 10 km² (filipińska, arabska, karaibska) oraz więcej niż 20 płyt małych o rozmiarach 1.000.000 do 10 km². Płyty te są na ogół sztywne lecz mogą się przemieszczać w obrębie plastycznej astenosfery, odsuwając się od siebie z prędkością 11-180 mm rocznie lub też kolidując ze sobą w tempie 11-106 mm na rok.

Ruchy lądotwórcze - uważa się każdy ruch skierowany w górę bez względu na jego przyczynę. Takie ruchy powodują w efekcie wydźwignięcie się lądu i stąd ich nazwa epejrogeniczne, czyli lądotwórcze. Chociaż ruchy epejrogeniczne zawierają w sobie ruchy powodowane czynnikami izostatycznymi to jednak mogą ponadto być wywołane innymi czynnikami, mimo, że działanie tych czynników nie jest zupełnie jeszcze wyjaśnione.

Trzęsienia ziemi - to w znaczeniu geologicznym drgania skorupy ziemskiej powodowane przez nagłe wysunięcia mas skalnych wewnątrz litosfery. Zjawiska te towarzyszą pasmom młodych gór fałdowych, a niektóre o słabszej sile towarzyszą również wybuchom wulkanów. Zjawiska trzęsienia ziemi polega na rozchodzeniu się fal z tzw. hypocentrum, czyli ogniska trzęsienia ziemi. Niektóre obszary na kuli ziemskiej ulegają bardzo częstym trzęsieniom. Stacje sejsmiczne notują od 8 .000 do 10.000 trzęsień rocznie, z czego nieznaczna część odczuwana jest przez ludzi. Japonia jest krajem, gdzie trzęsienia ziemi bywają często. W Polsce są znane lekkie trzęsienia ziemi rejestrowane jedynie przez sejsmografy.

Ruchy górotwórcze - (orogeneza) - wielkoskalowe ruchy skorupy ziemskiej prowadzące do powstania gór, stanowiące część cyklu orogenicznego. W efekcie orogenezy następuje sfałdowanie osadów w obrębie geosynklin oraz ich wypiętrzenie w postaci łańcuchów gór fałdowych, czemu towarzyszą powszechnie procesy magmatyzmu i metamorfizmu. Na "usztywnionych", nie podlegających fałdowaniu fragmentach skorupy ziemskiej (tzw. kratonach) orogeneza powoduje powstawanie pionowych przemieszczeń, wzdłuż linii uskoków, tworzących często góry zrębowe. W historii Ziemi wyróżnia się cztery główne orogenezy: prekambryjskie, kaledońską, hercyńską oraz alpejską. W każdej z nich wydziela się szereg faz górotwórczych o zwiększonym nasileniu ruchów górotwórczych, występujących tylko na niektórych obszarach Ziemi.

8. WIETRZENIE FIZYCZNE I CHEMICZNE

• Wietrzenie fizyczne (mechaniczne). Głównymi czynnikami powodującymi fizyczne wietrzenie skał skorupy ziemskiej są:

• Insolacja - promieniowanie słoneczne i związane z nią zmiany temperatury pod wpływem których składniki mineralne skał na przemian rozszerzają się i kurczą. Skały pękają i rozpadają się na boki (rozkład blokowy) a następnie rozluźniają się poszczególne ziarna mineralne powodując dezintegrację granularną (rozpad ziarnisty)

• Działanie mrozu które przyspiesza w sposób szczególny proces wietrzenia fizycznego skał. Zamarzająca w szczelinach i porach rozluźnionych skał woda powiększając swoją objętość o ok. 9 % wywiera na ścianki podwyższone ciśnienie powodując dalsze rozsadzanie skał

• Mechaniczne działanie organizmów na procesy wietrzeniowe polegające przede wszystkim na przenikaniu korzeni roślin w szczeliny skał i minerałów, które ponadto wywołują działanie chemiczne produkując kwasy organiczne rozpuszczające składniki skał. Pewne znaczenie mają też zwierzęta żyjące lub grzebiące w rozluźnionych skałach.

• Mechaniczne działanie soli i przeobrażeń chemicznych odgrywające zwłaszcza w klimacie suchym i pustynnym nawet większą rolę niż rozpad wywołany zmianami temperatury. W klimacie tym rozpuszczone przez wodę opadowe substancje mineralne nie są odprowadzane wodami powierzchniowymi, lecz w określonych warunkach krystalizują w szczelinach powodując rozsadzanie skał i minerałów.

• Wietrzenie chemiczne - głównymi czynnikami powodującymi są woda, tlen, azot i CO₂ zawarte w wodach opadowych i gruntowych. Woda atmosferyczna zawiera m.in. rozpuszczony tlen i CO₂. Chemiczne działanie wody wsiąkowej zaznacza się do głębokości, w której woda gromadzi się jako gruntowa. Głębokość ta wynosi od kilku do kilkunastu metrów. Tylko wyjątkowo w warunkach pustynnych dochodzi do 100 m. Poniżej zwierciadła wody gruntowej chemiczne działanie wody zmniejsza się znacznie gdyż gazy zawarte w wodzie opadowej zostały już zużyte. W procesie w. chemicznego dochodzi do następujących połączeń.

• Utleniania (oksydacja) - łączenie pierwiastków z tlenem lub przechodzenia z niższych wartościowości w wyższe

• Uwodnienia (hydratyzacji) - np. powstało na drodze oksydacji hematyd przez przyłączenie wody przechodzi w limonit

• Uwęglanowienia (karbonatyzacja) dokonującego się w obecności kwasu węglowego pod wpływem którego minerały są całkowicie lub częściowo rozpuszczane. Węglan wapnia w czystej wodzie rozpuszcza się w stosunku 1:10.000 a w wodzie zawierającej CO₂ rozpuszczalność zwiększa się 10-krotnie i przechodzi do roztworu jako kwaśny węglan. Rozkład glinokrzemianu w tym procesie na przykładzie ortoklazu -redukcji (procesu odwrotnego do oksydacji) dokonującej się pod wpływem materii organicznej i działalności bakterii. Może np. wystąpić zmiana połączeń żelazowych w żelazawe (Fe₂O₃ w FeO), a siarczany mogą przechodzić w siarczki.

W procesach w. chemicznego większość minerałów skałotwórczych podlega w różnym stopniu rozkładowi - oliwiny i pirokseny żelazowo-magnezowe w proc. w. chemicznego przeobrażają się w serpentyn, limonit lub agregaty chlorytowe. Pirokseny wapniowo-magnezowe i amfibole - w chloryt, limonit i węglany przechodzące do roztworów, biotyt - w minerały iłowe, chloryt i limonit, a część krzemionki oraz potas i magnez przechodzą do roztworu. Skalenie w minerały iłowe, a sód, wapń i potas przechodzą do roztworu łącznie z częścią krzemionki. Muskowit raczej odporny na wietrzenie może się przeobrazić w serycyt. Kwarc w zasadzie nie przeobraża się w nowy minerał, lecz może ulegać częściowemu rozpuszczeniu i przejść do roztworu jako krzemionka koloidalna.

• Wietrzenie podmorskie - woda morska działa na skały rozkładająco podobnie jak woda słodka. Na dnie morza nie działają kwasy humusowe ani zmiany temperatury. Mogą natomiast działać resztki organizmów, które zawierają tlen a wydzielają amoniak, CO₂ i siarkowodór. W. podmorskie jest zwykle słabsze niż na lądzie i zachodzi tylko przy powolnej sedymentacji. Podlegają mu m.in. osady składane bezpośrednio na dnie morza (tufy i świeże ziarna mineralne), które przeniesione z lądu na ogół są już w znacznej mierze zwietrzałe.

• Produkty wietrzenia skał stanowią

• w strefie wietrzenia na lądzie

• minerały pozostałe po wietrzeniu rumosze i gołoborze, postające pod wpływem dezintegracji blokowej (gołoborza powstające na miejscu wietrzenia lub rumosze staczające się po zboczach w dół: piargi i maliniaki);

• zwietrzelina powstająca w wyniku wietrzenia fizycznego i chemicznego (działających równocześnie) składająca się z rumoszu skalnego, materiału piaszczysto ilastego często z domieszką wodorotlenków żelaza i węglanów;

• residuum pozostała na miejscu nierozpuszczalna część materiału (np. krzemienie lub piasek po rozpuszczeniu skał wapiennych);

• skorupa wietrzeniowa, która jest charakterystycznym objawem wietrzenia powierzchni skały

• bielica, czyli wyługowana zwietrzelina (szara, spopielaciała)

• terra rossa (wodorotlenki glinu i żelaza) powstające po wyługowaniu wapna i magnezu. Występują na południu Europy

• lateryt (wodorotlenki glinu i żelaza ze zmienną ilością wody) powstające w klimacie tropikalnym

• boksyty powstające z rozkładu skał magmowych bogatych w glinkę (Al₂O₃), wapieni ilastych, glin i iłów w klimacie tropikalnym.

• gleby powstające wszędzie, warstwa wietrzeliny jest wystawiona bezpośrednio na działanie klimatu i atmosfery przy współudziale świata organicznego, zawiera dużo humusów.

• w środowisku morskim

• bentonit - produkt wietrzenia tufów i szkliwa wulkanicznego.

• czerwony ił głębinowy, czyli koloidalny i uwodniony krzemian glinu oraz tlenki żelaza i magnezu (występujące w obszarach głębin oceanicznych)

• glaukonit (uwodniony krzemian żelaza i potasu) o intensywnym zielonym zabarwieniu, tworzący się zwykle na płytkim dnie, np. na szelfie, gdzie spotykają się prądu ciepłe i zimne oraz jest dużo materii organicznej

• w całej hydrosferze - rozpuszczone składniki mineralne, z których wytrącają się nowe zespoły minerałów osadowych.

9. erozja

Jest procesem niszczącym powodującym wcinanie się w głąb skorupy ziemskiej poprzez mechaniczne niszczenie skały a produkty tego wietrzenia zostają usuwane siła transportową wiatru, lodu i wody.

• Erozja eoliczna (wietrzna) polega na unoszeniu i wywiewaniu przez wiatr luźnych cząstek mineralnych, czyli deflacji. Wielkość cząstek zależna jest od siły wiatru. Cząstki te uderzają w skały niszcząc je poprzez rysowanie, drążenie, ścieranie czyli korozje.

• Erozja lodowcowa polega na niszczącym działaniu przesuwających się wielkich mas lodu przeobrażonego w lodowce. Główną przyczyną tego ruchu jest siła ciężkości, która powoduje ześlizgiwanie się po podłożu lub wzdłuż płaszczyzn ścinania albo płynięcie lodu. Lodowce płyną zasadniczo w dół ale w grubym lodowcu jego ciężar wytwarza warunki ciśnienia hydrostatycznego, dzięki czemu może on posuwać się w górę i pokonywać nierówności. Przesuwający się lodowiec odrywa z podłoża bloki i okruchy skał, które wlecze po dnie. Materiał ten wywołuje działanie kruszące i ścierające dno oraz brzegi doliny lodowcowej, czyli abrazje lodowcową. W procesie erozji lodowcowej duże znaczenie ma erozja wywołana przez wody pochodzące z topnienia lodowca. Mogą być one sródlodowcowe i podlodowcowe. Strumienie podlodowcowe mogą wyrzeźbić rynny podlodowcowe (np. pojezierze Kaszubskie)

• Erozja rzeczna wywołana jest przez wody płynące dużych strumieni i rzek które w czasie ruchu porywają produkty wietrzenia a unosząc je i uderzając nimi o dno niszczą je i pogłębiają (erozja denna). Ładunek rzeczny (głazy, bloki skalne, rumosz, piasek) wleczony po dnie ściera go powodując abrazje rzeczną. Niekiedy większe bloki skalne tkwią w dnie rzeki powodując powstanie wokół nich zagłębień w formie kotłów rzecznych. Procesu erozyjne brzegów rzeki (erozja boczna) powoduje podcięcie podstawy brzegu i zachwianie jego równowagi przez co może się on obsunąć, materiał zaś jej zwiększa się o ładunek i zostaje unoszony w dół. Transport materiału okruchowego zależy głównie od prędkości płynięcia wody w rzece, a prędkość od spadku doliny rzecznej i masy wody uwarunkowanej czynnikami atmosferycznymi i klimatycznymi.

• Akumulacja eoliczna jest depozycją luźnego materiału pod działaniem wiatru. Unoszony przez wiatr luźny materiał jako piaski lotne zatrzymuje się na różnych przeszkodach tworząc wydmy piaszczyste o niesymetrycznych zboczach. Wydmy układają się równolegle lub prostopadle do kierunku wiatru. Kształt ich zależy od ilości wleczonego materiału oraz siły wiatru Jeżeli obszar piaszczysty jest wąski a piasek ma dużą miąższość tworzą się wydmy podłużne. Gdy wiatry wieją ze stałą siłą ponad rozległym obszarem piaszczystym tworzą wydmy poprzeczne. Materiał wydmowy stanowią najczęściej piaski kwarcowe, rzadziej wapienie, piaski lotne pochodzące z pokruszonych raf koralowych.

Lessy są typowymi osadami eolicznymi złożonymi głównie z ziaren kwarcu i skaleni (60-85%), węglanów oraz min ilastych. Ziarna mają rozmiary najczęściej w przedziałach 0.01-0.05 mm. Lessy są słabo zwięzłe i rozsypują się na pył. Obszary lessowe rozciągają się na wielkich obszarach półkuli północnej od Chin przez Europę Środkową i Amerykę Północną.

• Akumulacja lodowcowa Transportowany przez spływające lodowce materiał, pochodzący głównie z ich erozyjnej działalności osadzony po stopnieniu lodowca wzdłuż brzegów doliny lodowcowej utworzy morenę boczną. Gdy 2 jęzory lodowcowe złącza się ze sobą to, złączą się też ich brzeżne wały gruzu tworząc morenę środkową. W spodzie lodowca gromadzi się materiał moreny dennej który przez ciśnienie lodu i wzajemne ocieranie okruchów i bloków skalnych bywa obtoczony a nawet starty (wskutek czego wytwarzają się duże ilości gliny z obtoczonymi głazami). U czoła lodowca w miarę topnienia lodu gromadzi się materiał spychany przez lodowiec oraz z jego powierzchni tworząc przed nim wał czyli morenę czołową. Po cofnięciu się lodowca w zamkniętej przez morenę czołową dolinie może powstać jezioro polodowcowe (Morskie Oko) Pojedyncze obtoczone głazy i bloki powstałe po stopnieniu lodowca nazywa się głazami narzutowymi lub eratykami. Są to charakterystyczne pozostałości polodowcowe na Niżu Polskim pochodzące ze Skandynawii (granity, porfiry, piaskowce arkozowe). U krawędzi lodowców powstają często jeziora zastoiskowe (powstanie Bałtyku).

Do zastoisk znoszony był materiał wymywany z cofającego się lodowca i usypywany jako podwodne delty. Dalej od brzegu tworzyły się w zastoiskach iły wstęgowe, tzw. warstwy składające się z licznych warstewek, na przemian jaśniejszych i ciemniejszych kilkumilimetrowych miąższości.

Działalności lodowców towarzyszy silna działalność wód pochodzących z ich topnienia. Usypują one na przedpolu lodowców stożki napływowe złożone z piasków i żwirów, tzw. sandry, są to utwory fluwioglacjalne. Inną formą akumulacji wód podlodowcowych są płaskie wały wzdłuż moreny dennej złożone z piasków i żwirów czyli tzw. ozy.

• Akumulacja rzeczna jest osadzaniem materiałów okruchowych wleczonych przez rzekę lub będących w zawiesinie. Utwory osadzone przez rzekę na dnie koryta lub na jego obrzeżach nazywa się aluwiami lub napływami. W korycie rzecznym gromadzi się zazwyczaj gruboziarnisty materiał, tworząc rumowisko rzeczne (kamieniec). Materiał ten przy większym stanie wód przenoszony jest i składany w innym miejscu przy czym w czasie transportu podlega kruszeniu i abrazji, wskutek czego okruchy stają się obtoczone i zaokrąglone dając otoczaki. Stopień obtoczenia okruchów zależy od ich twardości, odporności, rozmiarów fragmentów skalnych i ilości transportowanego materiału i długości drogi transportu. Jeżeli do głównej rzeki wpada boczna rzeka o większym spadku to u jej wyjścia gromadzi się materiał wachlarzowato rozpostarty (stożek napływowy) Gdy rzeka uchodzi do jakiegoś zbiornika wodnego (jeziora lub morza) naniesione przez nią materiały zostają złożone w postaci delty.

10. erozja morska

• Erozja morska Ruch wody morskiej spowodowany przez wiatr, czyli falowanie i słońca prowadzi do zniszczenia dna i brzegów. Działanie erozyjne falowania powoduje osuwanie się brzegu i powstanie klifu. Brzegi zbudowane z iłu piasku czy żwiru są łatwo rozmywane przez fale. Równocześnie powstaje duża ilość wyerodowanego materiału, którego część jest transportowana w głąb morza lecz znaczna cześć zostaje jako wał brzegowy, tworząc zabezpieczenie przed dalsza erozją. W skutek czego erozja morska w pewnej odległości od brzegu zatrzymuje się powodując powstanie erozyjnego tarasu morskiego.

• Akumulacja jeziorna odbywa się w basenach wodnych śródlądowych, które mogą być pochodzenia tektonicznego, reliktowe, polodowcowe, wulkaniczne. W obszarach o intensywnej działalności rzek zostają często stosunkowo szybko zasypane. Przy ujściach rzek tworzą się osady deltowe. Dalej od brzegów osiadają się utwory zawiesinowe, które wzbogacone w substancję organiczną tworzą ciemne muły jeziorne, zwane sapropelami. Jeśli materiał organiczny pochodzi z planktonu roślinnego (drobnych glonów) nazywany jest gytią. Znoszony przez rzeki węglan wapnia w roztworach wodnych wytrącany jest w jeziorach jako kreda jeziorna. Z nagromadzonych krzemionkowych skorupek okrzemek tworzy się ziemia okrzemkowa. Resztki węglanów i tlenki żelaza z domieszką związków tworzą rude darniową.

• Akumulacja bagienna rozwija się w obszarach bagnisk i w małych jeziorach które z biegiem czasu zostaną zasypane i porośnięte roślinnością W wyniku obumierania roślin powstają torfy. Torf zawiera dużo wilgoci. Wielkie nagromadzenie bujnej roślinności w minionych okresach geologicznych spowodowało powstanie pokładów węgla brunatnego i kamiennego. Sedymentacja morska wykazuje duże zróżnicowanie w zależności od obszaru tworzenia się osadów, przede wszystkim odległości od brzegów i głębokości morza. Osady terygeniczne (okruchowe) powstają na skutek opadania klastycznych cząstek mineralnych przyniesionych z lądu przez wiatr i rzeki. Osady biochemiczne (organogeniczne) powstają z gromadzenia się na dnie resztek życia organicznego bądź w wyniku procesów biolog. organizmów morskich. Osady chemiczne (nieorganiczne) powstają w drodze czysto chemicznych procesów m.in. wytrącania z roztworów i reakcji chemicznych zachodzących między różnymi związkami. W zależności od głębokości i odległości od brzegu wyróżnia się 4 strefy tworzenia się osadów morskich:

• strefa litoralna jest pasem wybrzeża zamykającym się między linią przypływu i odpływu do głębokości 40-60 m. Cechuje ja płytkość i ruchliwość wody oraz duże naświetlenie słoneczne. W strefie tej w zależności od aktywności erozyjnej falowania i prądów mogą się tworzyć różne formy akumulacyjne (wały nadbrzeżne morskie, piaski plażowe, rożki plażowe) Ruch piasku i żwiru wzdłuż brzegu może być bardzo intensywny i przybiera nieraz ogromne rozmiary tworząc mielizny przybrzeżne, mierzeje i bariery.

• Strefa nerytyczna obejmuje obszar szelfu do głębokości ok. 230 m. sięgający na odległość od kilku do kilkudziesięciu kilometrów od brzegu lądu. Dno morza szelfowego jest nierówne ma liczne garby, zagłębienia i rynny. Na szelfie gromadzą się osady pochodzące z lądu oraz z organizmów żyjących tu obficie. Strefę tą cechuje brak roślinności dennej i słabsze naświetlenie oraz słabe ruchy wody.

• Strefa hemipelagiczna (batialna) obejmuje stok kontynentalny do głębokości 2000- 3000 m. Cechuje ją brak światła, które dociera tylko do głębokości 350 m. Ubogie życie zwierzęce i spokojne wody. Osady tej strefy to: muły (niebieskie, szare, czarne, czerwone), muły wapienne i piaski glaukonitowe.

• Strefa abyssalna obejmuje głębie oceaniczne sięgające od kilku do kilkunastu tysięcy metrów. Wpływ lądu jest tu minimalny, życie organiczne ubogie. Na dno spada obficie obumarły plankton. Osady to: czerwony ił głębinowy, muły okrzemkowe a także niekiedy głębokomorskie utwory piaszczyste.

• Diageneza jest końcowym etapem powstawania skal osadowych. Jest to ogół procesów prowadzących do przeobrażenia się luźnego, miękkiego osadu z zwięzłą skałę. Do najważniejszych procesów należą: 1) twardnienie koloidów, kompakcja, rekrystalizacja i cementacja. W procesach tych można wyróżnić 3 stadia: odwodnienie, odsolenie i zlepienie osadu. Twardnienie koloidu polega na oddaniu wody, której skoagulowany koloid zawiera b. dużo. Miękki osad złożony z koloidalnego mułu krzemionkowego lub substancji iłowych, zawierający początkowo do 80% wody przechodzi po oddaniu wody w utwór twardy w wyniku wyciskania jej pod wpływem ciśnienia utworów nadkładu lub ulegając przekrystalizowaniu na skutek starzenia się koloidów. Kompakcja polega na zbliżaniu się do siebie ziaren mineralnych pod wpływem ciężaru gromadzących się osadów, dzięki czemu objętość osadów maleje. Zmienia się porowatość, gęstość pozorna i inne właściwości. Przy kompakcji zachodzi zmiana ułożenia ziaren w osadzie. Ziarna w o pokroju tabliczkowym i blaszkowym, właściwym m.in. dla min. iłowych, pod naciskiem układają się do siebie równolegle. W ten sposób iły, muły, margle ulegają złupkowaniu. Rekrystalizacja zachodzi najczęściej w osadach wapiennych i krzemionkowych. Strącanie się rozpuszczonych związków węglanu wapnia lub krzemionki powoduje zlepianie ziaren ze sobą. Procesy te prowadza do wzrostu ziarnistości skały. Cementacja jest efektem twardnienia koloidów kompakcji i rekrystalizacji. Spoiwem jest węglan wapnia (kalcyt), dolomit, krzemionka, gips, związki żelaza, fosforan wapnia i substancje ilaste. Wymienione typy spoiw występują często we wzajemnych ze sobą kombinacjach jako spoiwo mieszane (np. krzemionkowo wapienne)

Skały osadowe w zależności od sposobu powstania oraz czynników które uczestniczą w ich tworzeniu dzielimy na: okruchowe, pochodzenia organicznego i poch. chemicznego. Okruchowe powstają w wyniku nagromadzenia składników mineralnych pochodzących ze zniszczenia skał poprzednio istniejących. Gromadzą się głównie w środowisku wodnym. Występują w postaci luźnej lub spojone tzw. lepiszczem które łączy ziarna. Lepiszcze może być żelaziste, krzemionkowe, ilaste, wapienne.

Skały pochodzenia organicznego powstają z organizmów zwierzęcych i roślinnych które po obumarciu ulęgają różnym przemianom. Do najbardziej rozpowszechnionych należą wapienie, świat organiczny zamieszkujący wody morskie posiada wapienne szkielety, które po śmierci zwierząt opadają na dno tworząc osady (kreda, wapienie koralowe, muszlowe, numulitowe). Skały osad.org. pochodzenia roślinnego powstają przeważnie na lądzie i stanowią produkt uwęglania substancji roślinnych bez dostępu tlenu. Najbardziej powszechny węgiel (torf, węgiel brunatny, węgiel kamienny, antracyt, ropa naftowa, gaz ziemny)

Skały osadowe pochodzenia chemicznego tworzą się z rozpuszczonych minerałów które zostały wypłukane przez wody powierzchniowe i podziemne, a następnie znoszone do mórz czy jezior wytracają się z roztworów i osadzają na dnie. Do najważniejszych należą: sól potasowa i kamienna, gips, anhydryt. Proces osadzania tych skał nie jest jednolity. W pierwszej kolejności osądzają się trudno rozpuszczalne gipsy i anhydryt, a następnie te które łatwo rozpuszczają się w wodzie - sól potasowa i kamienna.

11. Osiadanie zapadowe gruntów

Ruch mas powierzchniowych może odbywać się również pionowo i polegać głównie na obniżaniu się powierzchni na skutek grawitacyjnego przemieszczenia się cząstek gruntów w warunkach zmniejszonej spójności i tarcia wewn. Grunty te początkowo stabilne w stanie powietrzno-suchym, po nasyceniu wodą tracą swoją stabilność, gdyż zmniejsza się ich spójność i tarcie wewn. Szczególną podatność na osiadanie zapadowe wykazują lessy. Z tego powodu lessy nie są dobrym podłożem budowlanym, zwłaszcza dla większych obiektów. Jeśli jednak zachodzi potrzeba posadowienia większej budowli na lessach, to wymagane jest wówczas zabezpieczenie podłoża przed wpływami wód opadowych, gruntowych i przemysłowych.

• Spełzywanie jest to bardzo powolny, ale stały ruch rozluźnionych utworów zboczowych , sięgający płytko, bez powierzchni odbicia od podłoża. Procesowi spełzywania ulegają: - zwietrzeliny lub utwory luźne, gdy są przesiąknięte wodą; - utwory o dużej spójności a małym tarciu wewn. (utwory ilaste).

• Spływy stanowią osobną grupę ruchu mas przypowierzchniowych , gdy przesycone wodą luźne utwory powodują tworzenie się spływów błotnych, co może następować nawet przy kilkustopniowym nachyleniu zbocza.

• Staczanie rozdrobnionych fragmentów skalnych, głazików oraz okruchów frakcji kamienistej i żwirowej z powierzchni stromego zbocza (nachylenie 30-40⁰), jak również osypywanie się żwirów i piasków prowadzą do powstania usypisk, piargów, maliniaków.

• Usypiska powstają na stromych zboczach o intensywnym wietrzeniu fizycznym, zwłaszcza w górach, gdzie produkty wietrzenia osypują się i staczają z różną intensywnością, tworząc u podnóża stożki usypiskowe, pozostające niekiedy nadal w ruchu, ale znacznie spowolnionym

• Obrywy są spowodowane gwałtownymi ruchami mas wzdłuż płaszczyzny ścinania lub zgodnie z rysami strukturalnymi zbocza np. płaszczyznami warstwowania ciosu, spękań. Powstają w wysokich górach lub na wysokich i stromych zboczach.

• Osuwiska powstają gdy grawitacyjne przemieszczenia mas gruntów tworzących zbocze odbywa się przez rozwinięcie płaszczyzny ścięcia i poślizgu. Osuwiska w zależności od rozmiarów i charakteru mogą zagrażać torom kolejowym, niszczyć pola uprawne, większe osiedla lub zatamować bieg rzeki.

12. DENUdacja

Denudacja jest odsłanianiem na szeroką skalę powierzchniowej części skorupy ziemskiej. Rezultatem denudacji jest niszczenie wzniosłości na powierzchni ziemi i zasypywanie zagłębień rozluźnionymi produktami wietrzenia, co dokonuje się poprzez działalność erozyjną i transportową wiatru, lodowców oraz płynących wód rzek (jezior i mórz). Denudacja jest sumarycznym procesem wietrzenia, erozji, powierzchniowych ruchów masowych i akumulacji.

15. charakterystyka gruntów w polsce

• Grunty skaliste występują głównie w obszarach górskich: Sudetach, na Przedgórzu Sudeckim, Wyż. Śląskiej i Krak-Częst., G. Świętokrzyskich, na Wyż. Lubelskiej, w Karpatach. W tych obszarach występują na powierzchni lub pod warstwą zwietrzeliny. Na ogół stanowią dobre podłoże budowlane, choć masywy skalne poszczególnych regionów wykazują duże zróżnicowanie własności geologiczno-inżynierskich w związku z budową geologiczną i wykształceniem oraz stopniem zaangażowania niszczących procesów geologicznych. Poważniejszymi problemami geol.-inż. są deformacje tektoniczne (fałdy, uskoki i spękania tworzące niekiedy gęstą sieć wokół dyslokacji tektonicznych, zjawiska krasowe w skałach wapiennych i gipsowych osuwiska strukturalne, szczególnie częste w sfałdowanych utworach fliszu Karpackiego, spełzywanie zboczy, obrywy i usypiska, suffozja, podatność niektórych skał marglistych i łupków ilastych na pęcznienie).

• Grunty nieskaliste mineralne to grunty powstałe z wietrzenia, erozji i denudacji skał pierwotnych (magmowych, osadowych i metamorficznych) oraz współczesnych powierzchniowych procesów geodynamicznych i akumulacji ich produktów w środowisku lądowym lub morskim. Zalicz się do nich: zwietrzelinę, rumoszę, koluwia, utwory niespoiste pochodzenia eolicznego, rzecznego, lodowcowego, jeziornego i morskiego; utwory spoiste jak: iły trzecio-czwartorzędowe, lessy i gliny lessopodobne, zwałowe, zwietrzelinowe występujące w różnych miejscach w Polsce.

• Zwietrzelina to grunty tworzące się w miejscu wietrzenia. Rodzaj zależy od skały macierzystej (granitowa, wapienna), własności mechaniczne i wytrzymałościowe od dynamiki strefy wietrzenia. Wytrzymałość na ściskanie i ścinanie w strefie bloków jest dużo mniejsza niż masywu skalnego, w strefie gruzu. Płaszcz zwietrzelinowy występuje w obszarach górzystych i charakteryzują go związki z budową geologiczną danego obszaru.

• Zwietrzelina gliniasta występuje w strefie pyłów i iłów pokrywy zwietrzelinowej, ma małą wytrzymałość na ściskanie i ścinanie, ma własności fizyczne: ściśliwość, spójność, plastyczność i zdolność do pęcznienia.

• Rumosz jest głównie ostrokrawędzistym gruzem skalnym przemieszczonym po zboczu z wyższych partii w wyniku spadania i staczania się okruchów skalnych, głazów, które tworzą głazowiska, stożki nasypowe itp. Rumosz przemyty z domieszka frakcji iłowej to rumosz gliniasty.

• Koluwia utwory przemieszczone z wyższych partii w wyniku działania siły ciężkości (powierzchniowych ruchów masowych). Są to głównie produkty spełzywań utworów zwietrzelinowych, osuwisk, obrywów i usypisk. Mają dużą różnorodność składu mineralnego.

• Grunty glacjalne związane ze wzgórzami moren czołowych, morenami dennymi.

• Grunty glacjalnie sypkie - wykształcone w postaci gruboziarnistych utworów (głazy, żwiry, pospółki) albo jako bruk złożony z głazów między którymi przestrzenie wypełnione są głównie pospółką lub piaskiem gruboziarnistym.

• Grunty glacjalnie spoiste - gliny zwałowe, które pozostawiły po sobie transgresję lądolodów, wkraczające czterokrotnie na obszar Polski. Ich zasięg wyznaczają granice poszczególnych zlodowaceń - lessy (właściwie utwory lessopodobne), występują w Polsce południowej, iły warstwowe - produkty zastoisk polodowcowych. Składają się z warstewek wzajemnie się przewarstwiających jasnych (dużo frakcji pyłowej: Si, węglanów) oraz ciemnych (z przewagą frakcji iłowej: min. ilaste, tlenki, wodorotlenki żelaza). W związku ze zróżnicowaniem litologicznym wykazują one zróżnicowane własności fizyczno-mechaniczne.

• Grunty fluwioglacjalne - sypkie, związane z sandrami, ozami i kemami. Składają się z zespołów żwirowo-piaszczystych, pylastych.

• Grunty morskie - sypkie holoceńskie piaski drobno, średnio, gruboziarniste, pylaste lub zawierające głazy oraz (ok. Szczecina) oligoceńskie piaski morskie starego podłoża i mioceńskie piaski morskie (na Roztoczu i w Zapadlisku przedkarpackim).

Spoiste grunty starszego podłoża: mioceńskie iły z zach. części Przedgórza Karpat (niebezpieczne grunty wysadzinowe, powodują przełamy na drogach i powstawanie osuwisk) oraz plioceńskie iły poznańskie cechują się duża zmienność litologiczna od iłów pylastych do glin piaszczystych, pyłów i piasków oraz zaburzenia glacitektoniczne.

28. układ wód powierzchniowych w polsce

Dzisiejszy układ wód powierzchniowych Polski powstał w wyniku rozwoju rzeźby w młodszym trzeciorzędzie i czwartorzędzie. W południowej Polsce w górach i na wyżynach doliny rzek wykazują dostosowanie do struktury, tj. do rozmieszczenia wielkich form wypukłych i wklęsłych. Układ dolin i sieć rzeczna na nizinach wiążą się z historią zlodowaceń. Sieć rzeczną Polski można podzielić na trzy zasadnicze regiony: zlewisko przymorskie, dorzecze Odry, dorzecze Wisły. Zarówno Wisła jak i Odra mają dorzecze rozwinięte asymetrycznie, z przewagą dopływów prawych. Do zlewiska Morza Bałtyckiego należy 99.7% powierzchni Polski w tym z dorzecza Wisły 56%, Odry 34% oraz rzek pobrzeża ok. 10%. Dorzecze Wisły leży w 87.5% na terenie Polski, źródła znajdują się na zboczach Babiej Góry. Główne dopływy: Soła z Karpat, Przemsza z Wyż. Śląskiej, Dunajec z Tatr, San - największy dopływ karpacki, Wieprz, Bzura, Narew, Bug, Brda, Wierzyca. Odra wypływa z Gór Oderskich we wschodnich Sudetach na terenie Czech. Główne dopływy: Nysa Kłodzka, Barycz, Nysa Łużycka, Warta.

5. RUCHY MASOWE

Główną przyczyną wywołującą ruch utworów powierzchniowych i mas skalnych jest siła ciężkości. Ruchy masowe zachodzą, gdy siła tarcia i spójności, czyli kohezja, nie są wystarczające by przeciwstawić się sile ciężkości.

Spójność (kohezja) to właściwość, dzięki której cząstki utworów skalnych są ze sobą związane. Na kohezję wpływają

- przyciąganie międzycząsteczkowe drobnych ziaren i cz. mineralnych

- koloidy, które działają zlepiająco na cząstki mineralne

- siły kapilarne, wywołane przez powierzchniowe napięcie między błonkami wody a otaczanymi przez nie ziarnami i cząstkami luźnych utworów skalnych

Gdy spójność wywołana jest przyciąganiem międzycząsteczkowym i koloidami - kohezja rzeczywista, gdy wywołany siłami napięcia powierzchniowego wody - kohezja pozorna

Tarcie wewnętrzne jest to opór stawiany przy przesuwaniu cząstek względem siebie. Zależy on od kształtu ziaren i stopnia ich obtoczenia, wymiarów ziaren i stopnia zagęszczenia utworu. Ponadto na TW wpływa też obciążenie utworów ulegających przemieszczaniu się. Im większe jest obciążenie, tym większe ciśnienie działające na poszczególne cząstki i tym większej trzeba użyć siły, by pokonać tarcie wewnętrzne.

Wytrzymałość na ścinanie to opór na przesuwanie części utworu skalnego (warstwy, masywu) względem siebie. Gdy WNŚ zostanie przekroczona wówczas utwory skalne przemieszczają się wzdłuż płaszczyzny ścinania. Takie przemieszczenia ma miejsce przy ruchu osuwiskowym. WNŚ zależy od tarcia wewnętrznego i kohezji zgodnie z wzorem F=N tgβ + c (c - kohezja).

WNŚ piasków zależy głownie od TW, zaś iłów od działania sił spójności między cząstkami oraz od składu mineralnego.

Bezpośrednimi (naturalnymi) przyczyn. powierzchniowych r. masowych są:

- głębokie zwietrzenie skał i rozluźnienie utworów budujących zbocze

- podcięcie erozyjne zbocza; - przeciążenie zbocza wodą opadową lub śniegiem

- silne nawodnienie podłoża poprzez spękanie warstwy; - trzęsienia ziemi.

Zachwianie równowagi (stateczności) i ruch mas po zboczu mogą

być spowodowane również przyczynami pośrednimi, w związku z

działalnością inżynierską człowieka, a mianowicie przez:

- zmianę konsystencji gruntów na skutek nadmiernego nawilgocenia stoków

- obciążenia statyczne i dynamiczne spowodowane nadmiernie ciężkimi konstrukcjami budowlanymi lub składowaniem materiałów na stoku,

- zmianę kształtu stoku przez budowę tras komunik. lub podcięcie stoku wkopem

- prace strzelnicze przy eksploatacji kamieniołomów luli żwirowni,

- zmianę koryta rzeki, piętrzenie wód powierzchniowych,

- wstrząsy i wibracje spowodowane przez pojazdy lub wybuchy itp.

Stoki osuwiskowe bywają praktycznie bardzo trudne do zagospodarowania.

Dlatego do racjonalnego wykorzystania terenów osuwiskowych istotne są obserwacje pozwalające na określenie jak czysto różne typy osuwisk są

odmładzane. Występowanie osuwisk uzależnione jest w znacznej mierze również od warunków litologicznych i tektonicznych. Z zagęszczeniem osuwisk mamy do

czynienia przede wszystkim w obszarach występowania zróżnicowanych

litologicznie utworów skalnych, zwłaszcza fliszowych. Jak wiemy są to

przeławicenia warstw wapienno-piaskowcowo-łupkowo-marglistych, które stanowią doskonałe płaszczyzny poślizgu

Ze względu na różnorodność kryteriów istnieje szereg podziałów i klasyfikacji

powierzchniowych ruchów masowych po zboczach. Uwzględniają one przede wszystkim rodzaj ruchu i jego prędkość, rodzaj materiału ulegającego

przemieszczeniom i jego wilgotność oraz budowę geologiczną i intensywność

procesów endogenicznych i egzogenicznych wpływających na rozluźnienie utworów powierzchniowych. Są 3 zasadnicze grupy ruchów masowych:

- spływy, które powstają, gdy nastąpi nasycenie warstw przypowierzchniowych

wodą, zwłaszcza pokryw zwietrzelinowych, wśród których przeważają utwory

pylaste i ilasto-gliniaste,

- zsuwy, czyli właściwe osuwiska w wyższym znaczeniu, gdy mamy do czynienia

ze znacznym przemieszczeniem się mas skalnych, których cechą charaktery-

styczną jest stosunkowo szybki przebieg. W zależności od osuwanego materiału

są to: osuwiska zwietrzelinowe, zsuwy skalne, osuwiska mieszane skalno-zwietrzelinowe lub osadów sypkich, a ze względu na sposób przemieszczania mas osuwiskowych - osuwiska konsekwentne, obrotowe, obrotowo-ślizgowe

- obrywy, które są oderwaniem i osunięciem w dół mas skalnych ze znaczną prędkością, a warunkiem ich powstania jest b. duży kąt nachylanie zbocza.

W kształtowaniu się PRM oprócz procesów geologicznych endogenicznych i egzogenicznych dużą role odgrywa występowanie wody. Wśród PRM po zboczu wyróżnia się: *spełzywanie lub złaziska; *spływy *staczanie lub usypiska *obrywy i zwaliska *osuwiska

3

---