Datasets:

rafalposwiata

/

open-coursebooks-pl

like 3

[ "W wyniku konsolidacji ostrokrawędzistych ziaren psefitowych powstają brekcje (okruchowce, druzgoty) (Rys. 1), [3], [2], [1], [6], [5], [7]. W brekcjach, których materiał podlegał przemieszczeniom (np. grawitacyjnym) (zob. Stokowe ruchy masowe i ich przyczyny), składnikiem spoiwa jest zwykle drobnoziarnisty materiał okruchowy. Stanowi on samodzielne lepiszcze o typie matriks lub jest komponentem mieszanego spoiwa klastyczno-chemicznego. Czyste spoiwa chemiczne są rzadziej spotykane. Występują głównie w brekcjach zbudowanych z materiału, który nie był przemieszczany.", "Skałami luźnymi zbudowanymi z ziaren obtoczonych frakcji psefitowej są żwiry (Rys. 2), [6], [5], [2]. Żwir powstaje podczas transportu gruzu. Zmiana kształtu ziaren zachodzi przez abrazję, w trakcie której dochodzi do ich obróbki mechanicznej. Powoduje ona ogólne zaokrąglenie okruchów, przez wygładzenie ich powierzchni i eliminację ostrokrawędzistych stref. W porównaniu do gruzów, żwiry są skałami o wyższej dojrzałości teksturalnej, choć stopień ich wysortowania jest niski z uwagi na duży rozrzut wielkości ziarna. Stopień ten wzrasta wraz ze spadkiem maksymalnej średnicy ziarna w skale. Odmiany drobnokalibrowe żwirów zwykle współwystępują z grubym psamitem, tworząc odmiany mieszane skał zwane żwirami zapiaszczonymi (piaszczystymi). Transport materiału psefitowego odbywa się przez czynniki o odpowiedniej nośności, takie które są zdolne wprawić ruch ziarno psefitowe. Zwykle żwiry powstają w środowisku wysokoenergetycznym, np. wód płynących (zob. Osady rzeczne) czy w strefie falowania (zob. Sedymentacja płytkomorska).", "Zwięzłą odmianą żwirów są zlepieńce (konglomeraty) [2], [4], [5], [6]. Ich lepiszcze zwykle zawiera materiał drobnoziarnisty, będący podstawowym składnikiem spoiwa lub komponentem towarzyszącym.", "Klasyfikacje wielkości ziarn są podziałami otwartymi i nie określają górnego limitu frakcji (zob. Tekstury skał okruchowych). Do psefitu zaliczane jest każde ziarno skalne, które jest większe od 2 mm. Powoduje to, że zakres wielkości ziaren tej frakcji jest bardzo duży i ze względów pragmatycznych rozdziela się go na dwie kategorie wielkościowe. W obrębie psefitów nieobtoczonych ziarna powyżej 20 cm nazywane są głazami, a poniżej 20 cm gruzem lub okruchami, z kolei, w psefitach obtoczonych ziarna powyżej 20 cm nazywane są blokami, natomiast żwirem lub otoczakami nazywa się ziarna mniejsze.", "Podziały psefitów prowadzone są w oparciu o różne kryteria, poza wymienionymi powyżej najczęściej stosuje się:" ]

[ { "name": " Definicja 1: Psefity ", "content": " Psefity to skały grubokruchowe, w których ziarna szkieletu są większe od 2 mm\n(Rys. 1), (zob. Skały detrytyczne), [1], [2], [3], [4]. " } ]

[ "Przy makroskopowym opisie uwzględniany jest podział frakcji psamitowej na 5 części i zgodnie z nim wyróżnia się klasy skalne, odrębnie dla skał luźnych i zwięzłych [6], [3] według schematu:", "Stopień selekcji ziarna w piaskach i piaskowcach jest różny. Zwykle poprawia się wraz z redukcją wielkości maksymalnego ziarna. Rozrzut wielkości ziarna zależy od skuteczności selekcyjnej czynnika transportowego oraz od ciężaru poszczególnych ziaren. Z reguły piasek drobnoziarnisty jest skałą o wysokiej dojrzałości teksturalnej, ale w przyrodzie występują też dobrze wyselekcjonowane piaski średnioziarniste, których nagromadzenie związane jest z transportem fluwialnym lub morskim. Odmiany źle wysortowanych piaskowców, które zawierają domieszki ziarna żwirowego, są wydzielane jako skały mieszane pod nazwą piaskowców zlepieńcowatych, natomiast bardzo drobnoziarniste piaskowce ze znaczną ilością frakcji drobniejszych, głównie aleurytowej, nazywane są piaskowcami pylastymi.", "Skład piasków i piaskowców zależy od kompozycji mineralnej skały macierzystej oraz od przebiegu transportu, podczas którego zachodzi selekcja mineralna. Efektem tej selekcji jest koncentracja minerałów stabilnych, która następuje poprzez eliminację minerałów nietrwałych. Najbardziej rozpowszechnionym trwałym minerałem jest kwarc (zob. Materiały allogeniczne), [2] i jego udział w skałach psamitowych świadczy o długości transportu. Ze względu na udział kwarcu psamity dzielone są na [3], [7]:", "Piaski/piaskowce (Rys. 2) kwarcowe są monomiktyczne lub prawie monomiktyczne i obok kwarcu zawierają akcesoryczne ilości innych minerałów stabilnych. Mają one szare lub beżowe zabarwienie, z reguły są równoziarniste i drobnoziarniste. W piaskach słabiej wysortowanych, średniopsamitowemu kwarcowi towarzyszą domieszki drobnopsamitowych magnetytów, granatów i innych minerałów ciężkich oraz muskowit. Generalnie domieszka pozakwarcowych ziaren ciemnych nadaje piaskom kwarcowym szary odcień. Piaski te są skałami o wysokiej dojrzałości mineralnej i teksturalnej.", "Piaski/piaskowce arkozowe (Rys. 3) są oligomiktyczne i obok dominującego kwarcu występuje w nich co najmniej 20% domieszka ziarna skaleniowego, w tym skaleni potasowych. Obecność skaleni wpływa na charakterystyczny różowawy odcień skały. Piaski arkozowe z reguły wykazują słabe wysortowanie, w ich skład wchodzą różne frakcje materiału psamitowego, niekiedy również drobnokalibrowy żwir.", "Piaski/piaskowce szarogłazowe są polimiktyczne (Rys. 4). W ich obrębie oprócz kwarcu, który stanowi istotny składnik skały, występują ziarna skał magmowych, metamorficznych lub innych osadowych, w tym ciemnych, tj. bazalty, amfibolity, mułowce. Ze względu na domieszkę ciemnego ziarna litycznego skały te charakteryzuje ciemnoszare zabarwienie, co podkreślone jest w nazwie tej odmiany piasku/piaskowca. Szarogłazy należą do skał słabowysortowanych, które zawierają w różnym stopniu obtoczone klasty drobnokalibrowego żwiru [2], [8], [3].", "Piaski/piaskowce lokalne (Rys. 5), które rozwijają się na- i w otoczeniu obszaru źródłowego i nie przeszły segregacji mineralnej. Tworzą nagromadzenia, których skład mineralny/lityczny odpowiada składowi skały macierzystej. W zależności od składu źródła są to nagromadzenia monomineralne, np. piaski koralowe, gipsowe, bazaltowe, lub polimiktyczne, np. piaski skaleniowo-amfibolowo-kwarcowe, powstałe przez rozpad głębinowych skał kwaśnych lub gnejsów. Piaski/piaskowce lokalne mają bardzo niską dojrzałość tekstualną.", "W obrębie piaskowców występują spoiwa klastyczne, chemiczne, oraz spoiwa mieszane. Z reguły spoiwa klastyczne częściej obserwowane są w odmianach grubiej ziarnistych psamitów, a chemiczne - w drobnoziarnistych.", "Piaski w większości to skały, zbudowane z ziarna selekcjonowanego, które podlegało transportowi i zwykle wielokrotnie było redeponowane. Psamity powstają w różnych środowiskach lądowych oraz w wodnych. Obok podziałów teksturalnych i mineralnych, dla usystematyzowania populacji piasków i piaskowców powszechnie stosowane są klasyfikacje, które opierają się ona na wskazaniu środowiska depozycji, np. piaski/piaskowce plażowe, wydmowe, rzeczne, deltowe, szelfowe, pływowe, turbidytowe, jeziorne i inne." ]

[ { "name": " Definicja 1: Psamity ", "content": " Psamity zbudowane są z ziaren wielkości od 2 mm, (zob. Skały detrytyczne) do\n0,0625 mm [1], [2], [3], [4], [5]. Nagromadzenia luźnego materiału tej frakcji nazywane są piaskami, a formy\nzwięzłe piaskowcami (Rys. 2, Rys. 3, Rys. 4, Rys. 5). " } ]

[ "Dominującym ziarnem w skałach ilastych jest ziarno frakcji pelitowej [1], [2]. Może ono mieć pochodzenie allo- lub autigeniczne. Iły powstałe jako produkt wietrzenia in situ zbudowane są ze składników autigenicznych i włączane są do skał rezydualnych (zob. Skały rezydularne), natomiast iły składające się z ziarn pochodzenia allogenicznego należą do skał detrytycznych [3]. Sedymentacja iłów detrytycznych wymaga specyficznych warunków. Do wyselekcjonowania detrytycznego pelitu dochodzi w wybitnie niskoenergetycznych warunkach. Takie procesy zachodzą najczęściej podczas suspensji w środowiskach wód stojących, np. w strefach abysalnych zbiorników oceanicznych lub w zbiornikach limnicznych.", "W związku ze znaczną zawartością minerałów ilastych, muły i iły są skałami spoistymi. W obecności wody ulegają uplastycznieniu. Mają różną kolorystykę, która zależna jest od ich podstawowego składu mineralnego oraz domieszek. Zwykle są zabarwione na beżowo, szaro, zielonkawo, niebieskawo, ale bywają też odmiany czerwone, czarne i brunatne. Makroskopowo są pelityczne, identyfikacja ich drobnych składników pozostaje poza możliwościami obserwacji okiem nieuzbrojonym (zob. Skały osadowe). Są skałami masywnymi lub laminowanymi. Tworzą samodzielne jednostki skalne lub współwystępują z innymi skałami, najczęściej z grubiej ziarnistymi skałami detrytycznymi, węglanowymi, krzemionkowymi, ewaporatami i kaustobiolitami. Powszechnie zawierają domieszki minerałów autigenicznych. Tworzą się powszechnie w różnego typu zbiornikach wodnych i lądowych.", "Zwięzłymi odpowiednikami mułu i iłu są odpowiednio mułowce, pyłowce i iłowce [4], [5], [1], [3], [6], [7]. Część skał pelitowych i aleurytowych wykazuje złupkowacenie, które wykształca się w fazie diagenezy. Jest to struktura zaznaczająca się występowaniem charakterystycznej, zgodnej z kierunkami, stratyfikacji poziomej podzielności. Wzdłuż niej następuje naturalne odspajanie się cienkich płytek skalnych. Skały o takiej strukturze nazywa się potocznie łupkami [2], [3], [6], w zależności od dominującego ziarna - mułowcowymi lub – ilastymi/iłowcowymi." ]

[]

[ "Skały węglanowe, podobnie jak skały okruchowe, powstają w wielu różnych środowiskach. Są pospolite i szeroko rozprzestrzenione na powierzchni Ziemi. Węglany, występujące jako faza stała, jak i w formie rozpuszczonej, są powszechne w obszarach sedymentacyjnych. Skały węglanowe powstają głównie w zbiornikach wodnych śródlądowych oraz morskich i oceanicznych, deponowane są w wodach znajdujących się powyżej poziomu CCD [2], [3], [4], [5]. W środowisku lądowym tworzą się na mniejszą skalę. Dla powstawania skał węglanowych kluczowe znaczenie mają procesy prowadzące do wytworzenia autigenicznego materiału, czyli [6], [7], [4]:", "Mniejsze znaczenie mają procesy:", "Skały węglanowe należą do skał nietrwałych. Są podatne na wietrzenie chemiczne i mechaniczne. Ulegają rozpuszczaniu przez wody zawierające \\(CO_2\\), co nazywane jest krasowieniem (zob. Kras). Mają niskie parametry ścieralności i wysoką podatność na niszczenie w trakcie transportu.", "Formy skał węglanowych", "Formy skał węglanowych wynikają z genezy i sposobu depozycji materiału. Większość skał wykazuje uławicenie i występuje w formie warstw (zob. Formy skał osadowych). Są efektem depozycji arealnej, obejmującej określone powierzchnie basenu sedymentacyjnego. Inne, znacznie bardziej zwarte i ograniczone lateralnie formy, związane są z budowlami organicznymi. Powstają w efekcie wzrostu struktur powłokowych, kopułowatych lub nieregularnych. Małe formy powstają natomiast wewnątrz skał lub w obrębie pustek występujących w skałach skorupy ziemskiej i tworzą się w procesie diagenezy lub epigenezy. Należą do nich wapienne konkrecje oraz sekrecje (zob. Formy skał osadowych). Szczególnie powszechne są sekrecje lateralne (żyły) w szczelinach skalnych, które zwane są strzałką kalcytową." ]

[]

[ "Składniki cementu/spoiwa", "Składniki cementu/spoiwa mają formę kryształów. Ze względu na ich rozmiar wyróżnia się:", "Mikryt jest składnikiem pierwotnym lub wtórnym. Może powstawać na wiele sposobów, takich jak krystalizacja z roztworu, procesy biochemiczne, dezintegracja szkieletów węglanowych lub podczas diagenezy. Sparyt tworzy się na różnych etapach formowania się skały. Pierwotny jest efektem krystalizacji węglanów w przestrzeniach międzyziarnowych. Wtórny powstaje przez rekrystalizację mikrytu lub ziaren. Kryształy mikrytu i sparytu mogą być jedynym składnikiem skał węglanowych i budować odmiany skał homogenicznych (wapieni mikrytowych i sparytowych). Makroskopowo można rozróżnić tylko sparyt, którego kryształy osiągają wielkości powyżej dziesiątych milimetra.", "Składniki ziarniste", "Drugim typem składników skał węglanowych są ziarna. Ze względu na genezę wydzielane są w ich obrębie [2], [8], [9], [7], [10]:", "Bioklasty to ziarna mające pochodzenie organiczne, które wytwarzane są w procesach biochemicznych [11], [4]. Zbudowane są z biokalcytu bądź bioaragonitu (zob. Biominerały), (Rys. 2). Są to głównie elementy twarde pełniące funkcję ochrony, usztywnienia lub podtrzymania powłok miękkich organizmów. Bioklasty produkowane są przez różne grupy taksonomiczne, w większości pochodzą od zwierząt bezkręgowych, które żyją w środowiskach wodnych [7]. Najczęściej występującymi bioklastami są całe lub pokruszone muszle, pancerzyki, korality, zwapniałe części roślinne oraz elementy budowli organicznych. W strefach płytkowodnych, które objęte są sedymentacją węglanową, zwykle panują korzystne warunki dla rozwoju organizmów, w tym produkujących masywne szkielety wewnętrzne lub zewnętrzne. W takich środowiskach proces produkcji autigenicznych biowęglanów przebiega szybko i następuje wytworzenie, w stosunkowo krótkim czasie, dużej ilości materiału. Drugą strefą dostarczającą znacznej ilości bioklastów jest pelagiał.", "Ziarna obleczone (ooklasty) [11], [12], ,[4], [13], [7], składają się z jądra oraz koncentrycznej otoczki okołojądrowej (Rys. 3). Jądro jest składnikiem okruchowym, allo- lub autigenicznym i może być niewęglanowe. Jest otoczone przez serię powłok wapiennych, formujących charakterystyczną, zbudowaną ze współśrodkowych lamin, sferoidalną strukturę. Ziarna obleczone charakteryzuje różne wykształcenie, które wynika z ich genezy. Ze względu na pochodzenie dzielone są one na dwie grupy:", "Ooidy [1], [2], [4], [11], [12], [14] są ziarnami kulistymi, o regularnej budowie wewnętrznej, które zwykle nie przekraczają 2-3 mm wielkości. Posiadają gładką, wyrównaną powierzchnię i centralnie zlokalizowane jądro. Otoczka oodiów składa się z gęsto upakowanych lamin, które są w zarysie okrągłe lub półokrągłe. Oodidy tworzą się w środowiskach wysokoenergetycznych i ich wielkość oraz kształt są modelowane podczas trakcji. Ooidy o rozmiarach większych niż standardowe nazywane są pizoidami.", "Onkoidy [2], [3], [4], [11], [12] to ziarna pochodzenia biochemicznego. W tworzeniu powłok węglanowych biorą udział organizmy, które zasiedlają powierzchnię ziaren. Najczęściej są to glony, sinice, bakterie lub/i grzyby. Organizmy te wykazują zdolność wiązania węglanów w obrębie/lub na swoich plechach. Onkoidy są w przekroju okrągłe, owalne lub nieregularne. Mają lekko falistą, niewyrównaną powierzchnię. Laminację wewnętrzną charakteryzuje nieregularny przebieg oraz zmienny stopień upakowania. Poszczególne laminy są nieprzystające i mają różną ciągłość. Pomiędzy laminami mogą występować niewielkie bioklasty. Rozmiary onkoidów są bardzo zróżnicowane, od pojedynczych milimetrów do centymetrów, rzadziej powstają ziarna większe. Formy małe wykazują większy stopień regularności.", "Ooidy i onkoidy tworzą się w płytkich i ruchliwych wodach. Ooidy zwykle występują w środowiskach o wysokiej energii wód, natomiast onkoidy rozwijają się w strefach wód, o różnej ruchliwości, zwykle umiarkowanej", "Litoklasty to materiał okruchowy, który powstał przez destrukcję wcześniej istniejących skał węglanowych (Rys. 4), [2], [10]. Ze względu na miejsce jego pochodzenia dzielone są one na [12], [9], [14]:", "Litoklasty są zróżnicowane pod względem kształtów, frakcji i obtoczenia. Z reguły intraklasty przechodzą krótszą drogę transportu przez co, w porównaniu do ekstraklastów, wykazują niższy stopień obtoczenia.", "Peloidy to homogeniczne, obłe w kształcie, drobne ziarna mikrytowe [11], [12], [4], [7], [10], [14]. Mają wielkości mikrometrów lub pojedynczych milimetrów. Ich geneza jest różnorodna i nie zawsze prosta do określenia. Mogą to być, np. grudki fekalne (pellety), przerobione grudki mułu węglanowego, czy też ooidy lub bioklasty o zatartej budowie pierwotnej (zmikrytyzowane). Występują jako izolowane ziarna lub wchodzą wraz z innymi drobnymi ziarnami (np. małymi ooidami, koprolitami, fragmentami bioklastów) w skład gruzełków, czyli większych form, których średnice wynoszą od dziesiątych milimetra do kilku milimetrów." ]

[]

[ "Przy analizach makroskopowych używanie powyższej klasyfikacji może sprawiać trudności, ze względu na ograniczone możliwości identyfikacji drobnych składników. W zasadzie bez wykorzystania specjalistycznego sprzętu optycznego nie można precyzyjnie określić cech teksturalnych wapieni drobnoziarnistych. Dlatego przy opisie makroskopowym przyjęto stosowanie nazewnictwa mniej formalnego, które uwzględnia widoczne okiem nieuzbrojonym cechy tekstualne wapieni.", "Dla określenia wapieni zbudowanych z drobnych, makroskopowo nierozróżnialnych składników, które na poziomie obserwacyjnym są jednorodne teksturalnie, powszechnie stosowany jest termin wapienie pelityczne (Rys. 1). Mogą one być zbudowane z mikrytu, ale też drobnych, pozostających poza możliwościami identyfikacji makroskopowej, składników ziarnistych lub/i drobnego sparytu.", "Skały wapienne, które składają się z makroskopowo rozpoznawalnego sparytu nazywane są wapieniami sparytowymi.", "W obrębie wapieni zawierających widoczne makroskopowo ziarna, wyróżnia się:", "Podstawowym składnikiem wapieni detrytycznych (okruchowych) są litoklasty (Rys. 3), (zob. Składniki teksturalne skał węglowych), [9], [5], [10]. Mogą one mieć pochodzenie wewnątrz- i pozazbiornikowe. Wapienie z intraklastami są efektem depozycji fragmentów skał wapiennych zdeponowanych wcześniej w tym samym basenie sedymentacyjnym. Ich powstanie wiąże się z destrukcją epizodyczną lub permanentną. Epizodyczna zachodzi przy występującym efemerycznie krótkotrwałym wzroście energii środowiska. Charakteryzuje ją duża jednostkowa produkcja materiału klastycznego, który jest masowo deponowany. Materiał ten buduje izolowane warstwy wapieni. Destrukcja permanentna to sukcesywna i systematyczna dostawa niewielkich ilości materiału klastycznego w dłuższym przedziale czasu. Zwykle zachodzi wskutek niszczenia skał, które znalazły się w wyżejenergetycznych środowiskach. Materiał detrytyczny gromadzi się w bezpośrednim otoczeniu niszczonej formy (np. rafy lub wyniesionego bloku) i wchodzi w skład, kolejno występujących po sobie, serii warstw. Wapienie zawierające intraklasty wykazują zwykle niską dojrzałość teksturalną i cechuje je duży rozrzut wielkości ziarna. Kształt i stopień obtoczenia klastów jest zależny od drogi transportu, ale też od stopnia ich konsolidacji. Intraklasty powstałe ze skał zwięzłych wykazują niski stopień obtoczenia, a ziarna pochodzące ze słabo skonsolidowanego lub plastycznego i kohezyjnego materiału są zaoblone.", "Drugim typem wapieni detrytycznych są skały zbudowane z ekstraklastów, czyli ziaren pochodzących ze źródła zewnątrzbasenowego. W porównaniu do wapieni z intraklastami wykazują zwykle wyższą dojrzałość teksturalną, ich materiał podczas transportu przechodzi selekcję i uzyskuje obtoczenie.", "Wapienie ooidowe i onkoidowe (oolity i onkolity) [2], [3], [1], [11], [4], [10] to skały, które zbudowane są głównie z ziaren obleczonych (Rys. 4), (zob. Składniki teksturalne skał węglowych). Tworzą się w środowiskach płytkich o wysokiej ruchliwości wód. Oolity cechuje nieduży rozrzut wielkości ziarna i wysoki stopień upakowania. Zawierają niewielką ilość mułu węglanowego oraz mocno rozdrobnione bioklasty (zob. Składniki teksturalne skał węglowych). Powszechnie występują w nich struktury sedymentacyjne (najczęściej laminacje przekątne) (zob. Struktury depozycyjne), związane z depozycją lub przerabianiem materiału na dnie basenowym. Wapienie onkoidowe charakteryzuje większy rozrzut wielkości ziarna, mniejszy stopień upakowania (zob. Tekstury skał okruchowych) i obecność większej ilości mułu węglanowego. Towarzyszące onkoidom bioklasty zwykle wykazują różny stopień rozdrobnienia.", "Głównym składnikiem wapieni organodetrytycznych są bioklasty, czyli ziarna wapienne produkowane przez organizmy, które w trakcie depozycji stanowiły materiał luźny i niezwiązany biogenicznie (Rys. 5, Rys. 6), (zob. Składniki teksturalne skał węglowych). Skałę składającą się z licznych, gęsto upakowanych bioklastów nazywa się zlepem bioklastycznym. Jej odmianami są zlepy muszlowe (muszlowce) krynoidowe, ramienionogowe, małżowe itd. W nazwie tych skał uwzględniony jest typ bioklastów lub grupa organizmów skałotwórczych [3], [1], [11], [5]. Ilość ziaren pochodzenia organicznego, jak i ich rozmieszczenie w pojedynczej warstwie, może być zróżnicowana. W wapieniach powszechnie występują normalne gradacje oraz różne struktury laminacyjne. Przerabianie materiału przez prądy prowadzi do selekcji frakcyjnej oraz uporządkowania składników. Jego efektem jest organizacja przestrzenna ziaren i powstanie zwykle zgodnego, poziomego lub prawie poziomego ich zalegania. Pokrywa bioklastyczna składająca się z uporządkowanych, gęsto upakowanych bioklastów, nazywana jest brukiem bioklastycznym/muszlowym [9], [10].", "Wapienie organodetrytyczne są powszechne przede wszystkim w środowiskach płytkowodnych, w których następuje masowa produkcja węglanowego materiału organicznego. Duże ilości bioklastów są wytwarzane i kumulowane w miejscach siedlisk organizmów żyjących w grupach. Nazwy poszczególnych odmian wapieni bioklastycznych tworzone są:", "Powyższą formę nazewnictwa zwykle stosuje się dla skał o zwartym szkielecie ziarnowym, natomiast wyrażenia przyimkowe (np. wapień z brachiopodami) używa się dla wapieni o rozproszonym szkielecie ziarnowym (wak).", "Wapienie bioklastyczne powstają również w głębokowodnych środowiskach morskich. Zbudowane są z mikroszczątków należących do organizmów planktonicznych, które formują wapienne muły [3], [11]. Makroskopowo są to skały bardzo drobnoziarniste lub jednorodne teksturalnie, czyli pelityczne. Szczególnym typem wapienia bioklastycznego jest kreda pisząca, która jest skałą słabo zwięzłą i porowatą. Składa się głównie ze skorupek otwornic planktonicznych i z kokolitów [1], [12], [10].", "Lądowe wapienie organodetryczne tworzą się głównie w środowiskach jaskiniowych i składają się ze scementoanych wzajemnie skalcyfikowanych kości ssaków (tzw. brekcje kostne). W innych lądowych środowiskach zachowują się sporadycznie.", "Odrębną grupą węglanów, związaną z budowlami organicznymi, są wapienie organogeniczne (Rys. 7). Tradycyjnie ich obrębie wyróżniane są rafy, biohermy i biostromy, choć obecnie termin rafa stosowany jest też dla wszystkich struktur węglanowych in situ tworzonych przez osiadłe organizmy [13], a jako osobny typ budowli węglanowych wyróżnia się kopce mułowe, które mogą być zarówno pochodzenia organicznego, jak i nieorganicznego.", "Sztywne i stabilne konstrukcje, składające się z połączonych w trakcie wzrostu organicznego elementów szkieletowych zachowanych w pozycji wzrostowej, które zostały wyprodukowane w procesach życiowych kolonii organicznej nazywa się wapieniami rafowymi [1], [11], [14], (Rys. 7). Struktura takiego wapienia zależy od form przyrostu organizmów skałotwórczych. Nieregularny rozrost kolonii powoduje powstanie struktur bezładnych i pozbawionych stratyfikacji, natomiast przy przyroście regularnym mogą wykształcić się struktury laminacyjne lub ławicowe, zwykle słabo zaznaczające się i nieciągłe. Wapienie rafowe są skałami porowatymi, w których porowatość wynika ze specyfiki wzrostu i swobodnego rozwoju budowli. Jest ona częściowo redukowana w trakcie funkcjonowania rafy przez wypełnianie mułem węglanowym, a w etapach postdepozycyjnych przez kompakcje i sekrecję węglanami.", "Wapienie biohermalne i biostromy powstają z nagromadzenia in situ elementów szkieletowych organizmów bentosowych, które występują w skupiskach. Biohermy od biostrom różnią się formą. Biohermy mają soczewkowate, rzadziej kopułowate kształty, natomiast biostromy są typem ławicy organogenicznej. Szczególną odmianą wapieni biohermalnych i biostromowych są wapienie gąbkowe (Rys. 7), w których oprócz elementów szkieletowych, występują mumie gąbkowe, powstałe przez kalcyfikację organów miękkich gąbek.", "Odmianą skał organogenicznych są wapienie powstałe wskutek skałotwórczej aktywności organizmów, tj. sinice, glony, grzyby, bakterie, które wykazują zdolność inkrustacji wewnątrztkankowej lub wiązania mułu wapiennego na swoich powierzchniach. Tworzą one wapienne formy dywanowe, o charakterze mat powlekających dno basenowe. Charakterystyczną ich odmianą są stromatolity (Rys. 7). Są to wapienie, które cechuje nieregularna laminacja, wykazująca różną geometrię od falistej do mocno urozmaiconej o typie kopułowatym [3], [1], [10], [15].", "W opisach makroskopowych stosowany też jest podział wapieni oparty o wielkość budujących je ziaren, wg. którego wyróżnia się 3 klasy skalne: kalcyrudyty, kalkarenity i kalcylutyty.", "Inne klasyfikacje systematyzują wapienie względu na genezę i wydzielane są skały chemiczne, biogeniczne oraz detrytyczne. Stosowane są również podziały środowiskowe, bazujące na miejscu ich depozycji. Wyodrębnia się wapienie o pochodzeniu lądowym i wodnym, w tym słodkowodnym i morskim oraz szereg podtypów odnoszących się do konkretnych środowisk, np. szelfowe, skłonowe, pelagiczne itd...", "Skały mieszane", "W środowiskach osadowych powszechnie tworzą się skały węglanowe mieszane. Najczęściej spotykane są margle [2], [4], [5], czyli skały wapienno-ilaste, zawierające minimum 35% każdego ze składników. W przypadku znacznego udziału węglanów, w zakresie 70% - 90% wydziela się wapienie margliste, natomiast skały zbudowane z takiej samej ilości minerałów ilastych z domieszką węglanów nazywa się iłami wapnistymi [5], [14]. Wapienie, w których 10% - 50% składników zostało przekształconych w dolomit określane są wapieniami dolomitycznymi.", "Odmianą skał mieszanych składającą się z węglanów oraz autigenicznej krzemionki są opoki (zob. Skały krzemionkowe). Wapienie zawierające krzemionkę w ilościach pobocznych nazywane są wapieniami krzemionkowymi. Dość powszechnym składnikiem wapieni są psamity, zwykle w formie ziaren silikoklastycznych lub glaukonitowych, a skały zawierające takie komponenty nazywane są wapieniami zapiaszczonymi.", "Powszechnie spotykane wapienie mają barwy jasne, od białych do jasnoszarych lub jasno kremowych. Występują też odmiany barwne, których kolor wynika z obecności w nich składników pozawęglanowych. Zwykle na zielone zabarwienie wapieni wpływają domieszki glaukonitu, na żółtawo, czerwono lub zielono barwią wapienie tlenki żelaza, natomiast związki bitumiczne i siarczki żelaza powodują czarne, brunatne lub ciemnoszare zabarwienie." ]

[ { "name": " Definicja 1: Wapienie ", "content": " Skały osadowe zbudowane z węglanu wapnia w formie kalcytu (zob. Minerały\nwęglanu wapnia) lub aragonitu nazywane są wapieniami. " } ]

[ "Dolomityzacja może doprowadzić do utrwalenia lub zaniku cech skały pierwotnej. W zależności od charakteru przemian, w dolomitach zostaną zachowane wyjściowe cechy strukturalno-teksturalne wapieni lub nastąpi ich zatarcie. Dolomityzacja to proces długotrwały, zwykle przebiega gradacyjnie i wybiórczo. Najpierw przemianom podlegają małe ziarna węglanowe oraz mikrytowa masa podstawowa, natomiast składniki większe dolomityzowane są w dalszej kolejności. Dolomityzacja składników kalcytowych zachodzi wolnej niż aragonitowych, a najbardziej odporne są elementy zbudowane z wysokomagnezowego kalcytu. Przy bardziej zaawansowanej dolomityzacji pierwotne cechy wapieni ulegają całkowitemu zanikowi i wapienie ziarniste ulegają przekształceniu w homogeniczne teksturalnie, zwykle skrytokrystaliczne dolomity. W wyniku postępującej rekrystalizacji powstają dolomity krystaliczne, które zbudowane są ze sparytu dolomitowego. Odmiany, których świeże powierzchnie są chropowate i skrzące nazywane są dolomitami cukrowymi. Efekt świetlny połyskiwania wywołany jest mocnym szklistym połyskiem kryształów dolomitu.", "Inną cechą teksturalną, którą wykazuje część dolomitów jest porowatość. Wykształca się ona podczas dolomityzacji. Zastąpienie kalcytu przez dolomit wiąże się ze zmianą objętości, która może być kompensowana przez powstanie w skale pustych przestrzeni. Dolomity z makroskopowo widoczną porowatością nazywane są dolomitami komórkowymi [1].", "Przyjmuje się, że dolomity zbudowane są w co najmniej w połowie z minerału dolomitu. Drugim głównym minerałem jest kalcyt, którego udział zależy od stadium zaawansowania procesu dolomityzacji. Skały, w których ilość kalcytu wynosi 50-10% nazywane są dolomitami wapnistymi. Dolomity sensu stricto zbudowane są w 90% z minerału dolomitu.", "Dolomity są zwykle skałami o zabarwieniu jasnym: białym, jasnoszarym, kremowym lub żółtawym. Obecność domieszek innych minerałów może powodować zmianę ich zabarwienia na zieloną, czerwoną, brunatną czy czarną. Powszechnymi minerałami pobocznymi występującymi w dolomitach są minerały ilaste, siarczki, tlenki i wodorotlenki.", "Należą do skał rozpowszechnionych w środowisku sedymentacyjnym, które zwykle powiązane są z kompleksami skał drobnoklastycznych. Występują głównie wśród skał ilastych, mułowcowych lub marglistych. W ich składzie mineralnym, oprócz minerału syderytu występuje kalcyt, minerały ilaste, siarczki żelaza, fosforany wapnia, tlenki manganu i inne. Syderyty zawierające większe domieszki minerałów ilastych nazywane są syderytami ilastymi.", "Na świeżym przełamie syderyty mają najczęściej barwy szare, od popielatych po prawie czarne. Ich powierzchnie graniczne pokryte są cienką warstewką limonitową o charakterystycznym brązowym, pomarańczowym lub czerwonawym zabarwieniu. Warstewka ta, nazywana korą (skórką) syderytyczną, powstaje przez utlenienie i uwodnienie żelaza (zob. Tlenki i wodorotlenki) w zewnętrznych strefach skały.", "W makroskopowym obrazie, syderyty są zwykle homogenicznymi skałami pelitycznymi. Niektóre odmiany zawierają widoczne okiem nieuzbrojonym ziarna, najczęściej są to ooidy lub bioklasty (zob. Składniki teksturalne skał węglanowych). Odmiany ziarniste, tj. oolity syderytowe lub muszlowce syderytowe są dość rzadkie.", "Ze względu na formę występowania wyróżnia się:", "We wnętrzu syderytów ilastych powszechnie występują spękania, które nazywane są septariami (Rys. 2), [3], [7], [8]. Powstają w trakcie diagenezy, jako kompensacja zmiany objętości minerałów ilastych. Spękania te pozostają puste lub tworzą się w nich sekrecje (całkowite lub częściowe), które najczęściej wypełnia jawnokrystaliczny kalcyt. Syderyty pokładowe mają niewielkie miąższości i zwykle występują w warstwach lub soczewkach od bardzo cienkich do średnich. Geometria konkrecji syderytowych jest zróżnicowana i obejmuje całe spektrum kształtów od okrągłych, przez owalne do spłaszczonych. Mają one wielkości zwykle rzędu centymetrów lub decymetrów.", "Powstawanie syderytów związane jest głównie ze środowiskami wodnymi, które charakteryzuje niedobór tlenu. Powstają też na etapie diagenezy." ]

[ { "name": " Definicja 1: Dolomity ", "content": " Dolomity to skały, które zbudowane są w ponad 50% z minerału dolomitu\n(zob. Dolomit, syderyt i inne węglany), (Rys. 1). " }, { "name": " Definicja 2: Syderyty ", "content": " Syderyty to skały w których dominującym minerałem jest syderyt (Rys. 2),\n(zob. Dolomit, syderyt i inne węglany), [1], [3]. " } ]

[ "Skały krzemionkowe są twarde i zbite i ze względu na dużą sztywność są kruche i podlegają deformacjom nieciągłym. Powszechnie występują w nich spękania o typie ciosu i kliważu. Wyjątek wśród skał krzemionkowych stanowią diatomity, które są skałami porowatymi, a przez to lekkimi. Składniki skał krzemionkowych są drobne i zwykle pozostają poza możliwościami identyfikacji makroskopowej (Rys. 1, Rys. 2, Rys. 3).", "Ze względu na genezę budulca, skały krzemionkowe dzielone są na:", "Bioklasty, z uwagi na swoje niewielkie rozmiary, są rzadko rozróżniane makroskopowo. Stosowanie klasyfikacji genetycznej, biorącej pod uwagę pochodzenie krzemionki, opiera się głównie na analizach mikroskopowych. W trakcie procesów postdepozycyjnych, elementy organiczne zostają utrwalone albo ulegają przekształceniu w substancję amorficzną lub krystaliczną.", "Skały krzemionkowe występują w formie [1], [7], [4], [8], [9]:", "Warstwowane skały krzemionkowe", "Warstwy skał krzemionkowych nazywane są rogowcami (Rys. 2). Zwykle przewarstwiają one inne odmiany skał osadowych, np. węglanowych czy detrytycznych. Kompleksy jednorodne, składające się tylko z warstw skał krzemionkowych są rzadkie. Rogowce są skałami masywnymi lub laminowanymi (zwykle z laminacją równoległą). Mają wyraźne zaznaczone powierzchnie graniczne i z reguły niewielkie miąższości. W większości są skałami pierwotnymi, czyli powstałymi przez depozycję materiału krzemionkowego w zbiorniku sedymentacyjnym. Mają barwy beżowe lub szare, ale występujące w nich domieszki mogą wpływać na zmianę ich zabarwienia. Szczególną odmianą są lidyty, czyli równolegle laminowane czarne rogowce, które zawierają związki węgla organicznego. W rogowcach czerwonych, które zaliczane są do jaspisów, barwa pochodzi od tlenków żelaza [6], [4], [3].", "Konkrecyjne skały krzemionkowe", "Miejscowe skupienia krzemionki wewnątrz innych skał osadowych tworzą konkrecje (Rys. 3). Powstają podczas procesu diagenezy i są elementami wtórnymi. Występują zazwyczaj w skałach węglanowych, rzadziej w skałach okruchowych. Tworzą formy niewielkich rozmiarów, których średnice (lub miąższości) liczone są w milimetrach lub centymetrach.", "Ze względu na wykształcenie w ich obrębie wydziela się [6], [4], [5], [3]:", "Krzemienie są konkrecjami o wyrazistych granicach, które kontrastują ze skałą otaczającą pod względem barwy, tekstury i/lub struktury (Rys. 3). Od zewnątrz obleka je cienka powłoka, tzw. kora krzemienna (skórka), która obok krzemionki zawiera materiał skały otaczającej. Krzemienie mają rozmaitą morfologię. W szczelinach i fugach międzyławicowych tworzą się formy płaskie (tzw. płaskury krzemienne), wewnątrz warstw występują konkrecje owalne, bochenkowate, soczewkowate (tzw. buły krzemienne), wydłużone (soplowe) lub nieregularne.", "Czerty są konkrecjami upodobnionymi kolorystycznie i strukturalnie do skały otaczającej (Rys. 3). Powstają zwykle przez przesycenie krzemionką luźnych osadów węglanowych. Rozkład krzemionki w czertach jest różny. Skały o mniej więcej równomiernym rozkładzie są wewnętrznie jednorodne, natomiast w czertach o nierównomiernym rozkładzie występują obszary wzbogacone w krzemionkę, zwane jądrowymi, które otoczone są przez strefy ze zwiększoną ilością składnika pozakrzemionkowego, czyli skały otaczającej. Czerty mają zróżnicowane kształty. Występują w formach konkrecyjnych regularnych, które są w zarysie okrągłe lub owalne lub tworzą formy niesymetryczne.", "Krzemienie zwykle mają barwy szare, brązowe lub czarne, natomiast czerty zabarwione są na biało, jasnoszaro lub są kremowe.", "Duża ilość skał krzemionkowych powstaje w strefach abysalnych oceanów, gdzie deponowane są muły krzemionkowe. Ich sedymentacja jest uzależniona od produkcji organicznej planktonu krzemionkonośnego, głównie promienic. Skały zbudowane z krzemionki gąbkowej tworzą się w strefach płytszych zbiorników morskich. W zbiornikach słodkowodnych i morskich deponowane są diatomity (Rys. 2), odpowiednio jeziorne lub morskie. Ich powstanie jest związane z masowym wytwarzaniem elementów krzemionkowych podczas zakwitów planktonu okrzemkowego.", "W skałach organogenicznych krzemionce towarzyszą węglany, kwarc detrytyczny, minerały ilaste, żelaziste, a w skałach pochodzenia morskiego również ziarna glaukonitu. Osady krzemionkowe są charakterystyczne dla środowisk niskoenergetycznych, typowe dla basenów o niskim tempie depozycji, z ograniczonym wpływem sedymentacji klastycznej i węglanowej. Skały krzemionkowe chemiczne związane są głównie ze środowiskami lądowymi i tworzą nagromadzenia lokalne, zwane martwicami krzemionkowymi i gejzerytami [4], [6].", "Cześć skał krzemionkowych powstaje podczas diagenezy i epigenezy. Proces wzbogacania skał w krzemionkę nazywany jest sylifikacją [3]. Zachodzi on przez zastępowanie składników skały minerałami krzemionkowymi (substytucja) lub wypełnianiem przez krzemionkę wolnych przestrzeni w skale. Podczas procesów diagenetycznych dochodzi do przekształceń krzemionki w skałach, następuje krystalizacja, podczas której opal przechodzi w chalcedon lub rekrystalizacja chalcedonu [1], [7]. Bioopal, wchodzący w skład elementów szkieletowych jest rozpuszczany, po czym wtórnie ulega strącaniu.", "Skały mieszane", "W środowiskach sedymentacji krzemionkowo-klastycznej dochodzi do powstania skał mieszanych. W takich warunkach formowane są gezy, które zbudowane są z krzemionki autigenicznej i allogenicznej (Rys. 4). Składają się z ziarn kwarcowych frakcji psamitowej i pelitowej [6], [3], które spojone są autigeniczną krzemionką. Skały pelitowe i aleurytowe zawierające domieszkę allogenicznej krzemionki wydzielane są jako iły/iłowce i muły/mułowce krzemionkowe. Odmiany przejściowe pomiędzy skałami krzemionkowymi i wapiennymi nazywane są opokami (Rys. 4), [6], [4]. Składają się z kalcytu oraz autigenicznej krzemionki. Opoki, ze względu na swoiste cechy teksturalne należą do skał charakterystycznych. Są to skały lekkie i porowate, barwy białej, jasno szarej lub żółtawej. Porowatość sprzyja odwapnieniu opoki. Po rozpuszczeniu węglanów w skale pozostają tylko składniki krzemionkowe, przez co zwiększa się jeszcze bardziej jej powierzchnia porowa. Ze względu na niski ciężar właściwy, taka skała nazywana jest opoką lekką (odwapnioną).", "Gezy i opoki formowane są w zbiornikach morskich i oceanicznych, a krzemionka w nich występująca ma zwykle pochodzenie gąbkowe." ]

[]

[ "Ze względu na skład chemiczny, w ich obrębie wydzielane są:", "Klasyfikacje środowiskowe segregują ewaporaty względem basenu sedymentacyjnego i wyróżniane są np. ewaporaty lagunowe, jeziorne, pustynne i inne.", "Ewaporaty są skałami nietrwałymi środowiskowo. Szczególnie niską trwałość mają skały łatworozpuszczalne w wodzie. Są one wyodrębniane jako osobna grupa nazywana skałami solnymi (zob. Skały solne). W ich obrębie największe znaczenie mają chlorki (zob. Chlorki). Ewaporaty występują w różnych formach. Najczęściej tworzą przeławicenia lub skupienia konkrecyjne w obrębie utworów klastycznych. Niektóre z nich (np. gipsy, anhydryty czy halityty) formują większe jednostki skalne, których charakterystyczną cechą jest wykształcenie wyrazistej stratyfikacji oraz obecność przewarstwień skał drobnookruchowych.", "Procesy ewaporacyjne skutecznie zachodzą w warunkach klimatu gorącego i suchego, w śródlądowych zbiornikach wód zmineralizowanych lub w odizolowanych od otwartych wód zatokach morskich i lagunach. Nasycenie roztworu w zbiorniku wodnym uzyskiwane jest w procesie ewaporacji ([z łac.] evaporatio - parowanie), czyli utraty wody przez parowanie, przy braku dodatkowego zasilania wodą.", "Sedymentacja ewaporatów jest procesem sekwencyjnym. Strącanie poszczególnych typów skał wiązane jest z określonym stężeniem roztworu. Następstwo krystalizacji minerałów, przy postępującym wzroście stężenia wody morskiej, przedstawia cykl solny. Zakłada on, iż ponad skałami węglanowymi (dolomitami), które stanowią podłoże, a zarazem pierwszy element sekwencji, następuje wytrącanie najpierw ewaporatów siarczanowych, kolejno chlorkowych.", "Ewaporaty powstają przez parowanie wód morskich i jeziornych (zob. Akumulacja i osady limniczne). Wody morskie mają zunifikowany skład chemiczny i powstające w nich sekwencje ewaporatowe mają podobny skład mineralny. Natomiast, ewaporaty jeziorne wykazują dużą różnorodność pod względem mineralnym, która wynika z warunków panujących w środowisku sedymentacyjnym, w tym ze składu chemicznego zmineralizowanych wód (zob. Akumulacja i osady limniczne).", "Do opisu teksturalnego ewaporatów stosowana jest nomenklatura określająca cechy skał krystalicznych, tj. automorfizm kryształów, fanero- i skrytokrystaliczność oraz wielkość kryształów w podziale na grubokrystaliczne (> 5 mm), średnioziarniste (2-5 mm) i drobnokrystaliczne (< 2 mm)." ]

[]

[ "Gipsy", "Gipsy zbudowane są z minerału gipsu. W większości są jawnokrystaliczne, a cechą, która je wyróżnia spośród innych skał osadowych, jest tworzenie dużych i bardzo dużych kryształów. Odmiany skrytokrystaliczne nie są powszechne. Gipsy mają różne barwy, zwykle są to skały jasne, zabarwione na biało, żółtawo, szare lub różowe, rzadziej spotykane są odmiany brunatne czy czarne. Jako domieszki występują w nich anhydryt i inne minerały siarczanowe, minerały ilaste, chlorki i minerały węglanowe [1], [2], [3], [4], [5], [6].", "Ze względu na pochodzenie gipsy dzielone są na:", "Gipsy cechuje duża różnorodność cech teksturalnych, przekładająca się na wyróżnienie w ich obrębie wielu odmian (Rys. 1, Rys. 2, Rys. 3), [2], [1], [4], [7], [5], [6], [8]. Powszechne są gipsy włókniste (fibrolity), które tworzą cienkie warstwy składające się z zespołu wzajemnie równoległych i zorientowanych prostopadle względem uławicenia kryształów. Ze względu na charakterystyczny jedwabisty połysk znane one są też pod nazwą szpatów satynowych. Skrytokrystaliczne lub bardzo drobnoziarniste, jasno zabarwione gipsy nazywa się alabastrami, natomiast typy grubokrystaliczne - gipsami szkieletowymi. Skały składające się z bardzo dużych kryształów gipsu wyróżnia się jako gigantogipsy, a zbudowane ze zbliźniaczonych kryształów stykowych są odmianą nazywaną gipsami jaskółczymi. Typ zbudowany z mocno wydłużonych kryształów o pokroju listewkowym nazywany jest gipsem szablastym, a składający się z średniej wielkości izometrycznych kryształów - gipsem ziarnistym (trocinowym).", "Gipsy występują w warstwach, ale powszechnie tworzą też formy konkrecyjne. Najbardziej znaną jest gipsowa „róża pustyni”, która posiada charakterystyczny wielokierunkowy pokrój i miodowe zabarwienie (Rys. 2). Gipsy współwystępują ze skałami solnymi oraz klastycznymi, głównie marglami i iłowcami, rzadziej towarzyszą skałom węglanowym. Są słabo odporne na działanie wietrzenia chemicznego. Ulegają ługowaniu, aczkolwiek, w porównaniu do skał solnych, ich skłonność do rozpuszczania jest znacznie niższa. W gipsach powszechnie rozwija się kras gipsowy, prowadzący do wytworzenia różnych form wietrzeniowych. Jedną z nich są jaskinie, które należą do najdłuższych jaskiń na Ziemi.", "Anhydryty", "Anhydryty są skałami skrytokrystalicznymi lub drobnoziarnistymi, zbudowanymi z minerału anhydrytu (Rys. 3). Odmiany grubiej ziarniste spotykane są rzadziej. Najczęściej mają barwę białą lub szarą, choć podobnie jak gipsy, mogą występować w różnym zabarwieniu. Jako domieszki w anhydrytach obecne są inne siarczany, chlorki i minerały z grupy węglanów. Powstają w wyniku ewaporacji lub podczas diagenezy, najczęściej w procesie dehydratacji gipsów [1], [3], [7]. Występują w różnych formach, co jest podstawą klasyfikacji strukturalnych, w których wydziela się m. in. anhydryty ziemiste, gruzełkowe, nodularne, warstwowe i inne.", "Skały mieszane", "Oprócz odmian monomineralnych, ewaporaty siarczanowe są głównym składnikiem skał mieszanych. Powszechnie spotykane są skały gipsowo-anhydrytowe, siarczanowo-chlorkowe oraz skały siarczanowo-klastyczne. Skały gipsowo-anhydrytowe występują zwykle w formie zwanej trzewiowcem [1], [3]. Jest to zdeformowana warstwa, składająca się z ciasno rozmieszczonych fałdów wąskopromiennych. Powstaje wskutek zmian diagenetycznych, zawiązanych z przekształcaniem się anhydrytu w gips. Pofałdowanie formowane jest sukcesywnie, podczas przyrostu objętości, jakie towarzyszy uwodnieniu anhydrytu [7], [8].", "Odmiany skał przejściowych zawierające ewaporaty siarczanowe i materiał dorobnoklastyczny nazywane są gipsami lub anhydrytami zailonymi, natomiast skały zdominowane przez minerały ilaste z istotną domieszką minerałów siarczanowych określane są jako iły/iłowce gipso- lub anhydrytonośne." ]

[]

[ "Najbardziej znanymi ewaporatami solnymi są halityty (zwane popularnie solą kamienną lub kuchenną) (Rys. 1), [2], [1], [3]. Są to skały monomineralne, które zbudowane są z halitu lub prawie monomineralne, gdy oprócz halitu zawierają domieszki minerałów siarczanowych, chlorkowych, węglanowych i minerałów ilastych. Najczęściej mają struktury fanerokrystaliczne i równoziarniste, w odmianach od drobno- do gruboziarnistych. Halityty zwykle wykazują przezierność, mają barwy białe lub szare, niektóre odmiany są różowe lub pomarańczowe. Tworzą większe samodzielne jednostki skalne, w których są przeławicane utworami mułowymi lub ilastymi, lub współwystępują z ewaporatami siarczanowymi.", "Sole potasowo-magnezowe są skałami polimineralnymi, które stanowią końcowe ogniwo cyklotemu solnego [4], [4], [5]. Budują je chlorki i siarczany. Są wyraźnie krystaliczne, zwykle drobno- lub średnioziarniste, barwy białej lub szarej, rzadziej różowej (Rys. 2). W środowiskach ewaporacyjnych powszechnie występują:", "Pod wpływem nadkładu skalnego lub nacisków bocznych skały solne ulegają deformacjom. W ich obrębie powstają różnego rodzaju zafałdowania, które prowadzą nie tylko modyfikacji pierwotnych struktur wewnętrznych, ale powodują zdecydowaną zmianę morfologii ciał solnych (Rys. 3). W związku z tym, intrakrustalne skały solne rzadko tworzą warstwy. Zwykle mają formy wewnętrznie sfałdowanych poduszek, wałów, słupów lub diapirów solnych [6], [4]. Sole są podatne na deformacje ciągłe, ulegają uplastycznieniu pod wpływem niewielkiego ciśnienia (10 MPa). W środowiskach powierzchniowych Ziemi są skałami wybitnie nietrwałymi, gdyż ulegają ługowaniu. Zachowanie ewaporatów solnych zachodzi w warunkach odcięcia ich od wody i odbywa się przez szybkie pogrzebanie. Rolę izolatora, który zabezpiecza skały solne przed rozpuszczaniem, pełnią przewarstwienia skał mułowych i iłowych.", "Sole tworzą samodzielne odmiany skalne lub występują, jako główny składnik skał mieszanych. Sole gipsowe są skałą przejściową pomiędzy ewaporatami chlorkowymi i siarczanowymi. Skały mieszane zbudowane z minerałów chlorkowych i drobnoklastycznych ziarn detrytycznych nazywane są solami zailonymi lub iłami solonośnymi. Jedną z takich odmian jest zuber, w której występuje od 15-85% halitu (Rys. 2), [2], [7], [3]." ]

[]

[ "Powstają w różnych warunkach. W środowiskach redukcyjnych tworzą się siarczki, węglany i krzemiany żelaza, natomiast w środowiskach tlenowych formują się tlenki i wodorotlenki żelaza. Głównym źródłem żelaza dla procesów sedymentacyjnych są obszary objęte wietrzeniem.", "Żelaziste skały tlenkowe i wodorotlenkowe", "Pośród skał żelazistych największe rozprzestrzenienie w środowisku powierzchniowym Ziemi mają tlenki i wodorotlenki żelaza. Wśród nich najczęściej spotykany jest limonit [5], [3], [6], w starszej nomenklaturze znany jako żelaziak [1]. Jest to drobnokrystaliczna mieszanina tlenków i wodorotlenków żelaza, składająca się głównie z getytu współwystępującego z lepidokrokitem i domieszek kwarcu i minerałów ilastych (zob. Tlenki i wodorotlenki), (Rys. 1), [6]. Tlenki i wodorotlenki żelaza powszechnie tworzą konkrecje, rzadziej warstwy lub mają formy luźnych lub zbitych agregatów. W obrazie makroskopowym są pelityczne, rzadziej wykazują tekstury sferolityczne i mają struktury oolitów [1], [2], [4], których luźne nagromadzenia nazywane są piaskami żelazistymi. Pelityczna skała limonityczna (zwykle uwodniona) o charakterystycznym pomarańczowym zabarwieniu nazywana jest ochrą. W jej składzie występuje podwyższona ilość minerałów ilastych oraz koloidalnych wodorotlenków żelaza. W obszarach lądowych powstają odmiany nazywane rudami darniowymi (bagiennymi, jeziornymi), które tworzą poziomy w górnych częściach profilów glebowych (Rys. 3), [1], [2], [6], [7].", "Tlenki żelaza są głównymi minerałami wchodzącymi w skład warstwowanych formacji żelaza (warstwowanych rud żelaza, tzw. BIF-ów) (Rys. 2), [8], [7]. Żelazo znajduje się w magnetycie i hematycie, które tworzą, charakterystycznie zabarwione na czerwono, warstewki występujące naprzemiennie z warstewkami krzemionkowymi. Tlenki żelaza powstały przez chemiczne strącanie żelaza z wód morskich w okresie Wielkiego Zdarzenia Oksydacyjnego, które miało miejsce w archaiku i wczesnym proterozoiku. W obrębie BIF-ów skumulowana jest większość światowych złóż żelaza. Zawartość wagowa żelaza w ich obrębie wynosi od 20% do 40% [9]. W obecnie panujących warunkach osadowe hematyty i magnetyty tworzą się na znacznie mniejsza skalę.", "W środowiskach sedymentacyjnych powszechne są syderyty [1], [10], [6], czyli węglanowe skały żelaziste (Rys. 2). Ich charakterystyka zamieszczona została w rozdziale poświęconym skałom węglanowym (zob. Dolomity i syderyty).", "Żelaziste skały krzemianowe", "Mniejsze rozprzestrzenienie od żelazistych skał tlenkowych mają krzemianowe skały żelaziste. Występującymi w nich nośnikami żelaza są zwykle chloryty i glaukonit (zob. Minerały ilaste). Chloryty żelaziste, głównie w formie szamozytu i turyngitu, tworzą sferolityczne ziarna o typie oolitów. Ich obecność wpływa na kolorystykę skały i powoduje jej szaro-zielone wybarwienie. Skałom krzemianowym towarzyszą domieszki syderytu lub tlenków i wodorotlenków żelaza oraz drobne bioklasty. Glaukonit stanowi dominujący składnik skał zwanych galukonitytami (zob. Minerały ilaste). Wysoka zawartość glaukonitu powoduje, że mają one charakterystyczną soczysto zieloną barwę [1], [3], [6]. Glaukonityty są typowe dla środowisk płytkomorskich [11].", "Żelaziste skały siarczkowe", "Żelaziste skały siarczkowe zbudowane są najczęściej z pirytu i markasytu (zob. Siarczki), (Rys. 5). Powstają w środowisku redukcyjnym, przez wytrącanie z wody morskiej lub formowane są w etapie postdepozycyjnym, podczas procesów diagenetycznych i epigenetycznych. Cechują je tekstury fanerokrystaliczne, drobno- lub bardzo drobnoziarniste. Budują małe formy, zwykle konkrecyjne, które występują w obrębie osadów drobnoklastycznych o typie iłów, mułów, osadów węglanowych lub osadów zasobnych w organikę [2]. Często tworzą framboidy, czyli występujące w skałach osadowych kuliste agregaty kryształów siarczku żelaza." ]

[]

[ "Regolity składają się z:", "W zależności od zaawansowania procesów wietrzeniowych, skały rezydualne mają różne wykształcenie. Regolity grubookruchowe, oprócz frakcji drobnych, zawierają frakcje psefitowe i psamitowe. Są skałami niedojrzałymi teksturalnie, które mają charakter gruzów (zob. Psefity). Udział składników neogenicznych jest w nich na ogół niewielki. Powstanie regolitów grubookruchowych wiąże się przede wszystkim z oddziaływaniem wietrzenia fizycznego. Przykładem takich skał są gołoborza (zob. Erozja na obszarach wiecznej zmarzliny) lub hamady (zob. Deflacja i formy deflacyjne).", "Regolity, które przeszły zaawansowane procesy wietrzenia chemicznego mają teksturę drobnoziarnistą. Składają się w przewadze z minerałów neogenicznych, głównie minerałów ilastych lub tlenków i wodorotlenków glinu i żelaza (zob. Materiały autigeniczne, Minerały ilaste, Tlenki i wodorotlenki). Minerały te tworzą małe ziarna i występują we frakcji aleurytowej i pelitowej. Regolity mają typowe cechy skał ilastych. Typowym ich przykładem są zaliczane do skał ilastych kaoliny oraz skały alitowe.", "Kaoliny, zwane glinkami ogniotrwałymi zbudowane, są z kaolinitu (zob. Minerały ilaste), który powstaje w wyniku wietrzenia skał zawierających glinokrzemiany [2], [3], [1], [4]. Są to skały pelityczne, o zabarwieniu jasnym, zwykle białym, szarym lub kremowym. Powstają ze skał bogatych w skalenie. Innym typem skał rezydualnych są bentonity. Tworzą się one w środowisku morskim, wskutek wietrzenia drobnookruchowych osadów piroklastycznych. Ich głównym minerałem skałotwórczym jest montmorylonit.", "Skały alitowe", "Podstawowymi składnikami skał alitowych są tlenki i wodorotlenki glinu, głównie gibbsyt (zob. Tlenki i wodorotlenki), diaspor i bohemit [1], [5]. Minerałom tym towarzyszą tlenki i wodorotlenki żelaza, w formie lepidokrokitu i getytu, które powodują charakterystyczne czerwone zabarwienie tych skał (zob. Tlenki i wodorotlenki). Zaawansowane wietrzenie, prowadzące do powstania regolitów alitowych odbywa się w warunkach wilgotnego i gorącego lub ciepłego klimatu tropikalnego i subtropikalnego. W jego wyniku ze skał macierzystych zostaje odprowadzona krzemionka i węglany. Ten typ wietrzenia nazywany jest alitowym lub laterytowym [1], [6].", "Podstawowymi odmianami skał alitowych są:", "Terra rosa (czerwona ziemia) jest skałą barwy czerwonej, w której dominującym składnikiem są tlenki i wodorotlenki glinu oraz towarzyszące im w różnej ilości wodorotlenki i tlenki żelaza (Rys. 3), [1], [5], [6]. Terra rosa stanowi residuum po wietrzeniu alitowym skał węglanowych [1], [2]. Występuje w formie pokryw, wypełnień szczelinowych lub gniazdowych w strukturach krasowych.", "Lateryty zbudowane są, z występujących w różnych proporcjach, tlenków i wodorotlenków glinu i żelaza (Rys. 4), (zob. Tlenki i wodorotlenki), [6], [7], [1], [2], [6]. W ich skład wchodzą głównie gibbsyt, getyt i lepidokrokit. Lateryty powstają w wyniku wietrzenia skał glinokrzemianowych. Odmiany zasobne w glin pochodzą ze skał kwaśnych, a zawierające większą ilość żelaza ze skał obojętnych i zasadowych. Ich zabarwienie jest różne, od czerwonego przez brązowe do żółtego i białego i uzależnione jest od zawartości tlenków i wodorotlenków żelaza [5].", "Boksyty składają się z tlenków i wodorotlenków glinu (Rys. 4), (zob. Tlenki i wodorotlenki), [7], [2], [5], [6]. Do ich powstania dochodzi w wyniku różnych procesów. Powszechnie tworzą się podczas krasowego wietrzenia skał węglanowych lub przez koncentrację związków glinu pochodzącego z rozmycia innych skał alitowych [1], [8]. Boksyty mają barwę brunatną, szarą lub kremową." ]

[ { "name": " Definicja 1: Regolity ", "content": " Regolity (skały rezydualne) są nagromadzeniami materiału\npochodzącego z wietrzenia skały macierzystej, który pozostał w miejscu jej występowania [1].\n" } ]

[ "Skały fosforanowe są skałami zawierającymi podwyższoną ilość fosforu, w których przeliczając na zawartość tlenkową, udział wagowy tlenku fosforu (\\(P_2O_5\\)) wynosi co najmniej 12% [1], [2], [3], [4]. Fosforyty są odmianą skał fosforanowych, w których koncentracja tlenku fosforu przekracza 20% wagowych. Fosfor występuje głównie w kolofanicie i frankonicie, które zbudowane są z fosforanów wapnia (zob. Fosforany).", "Większość skał fosforanowych to skały pochodzenia chemicznego. Powstają przez wytrącenie minerałów fosforanowych z roztworów lub przez zastępowanie minerałów węglanowych minerałami zawierającymi fosfor [5]. Część skał fosforanowych ma genezę organogeniczną i tworzy się dzięki kumulacji materiału biogenicznego (zob. Biominerały). W ich obrębie wyróżniane są odmiany bioklastyczne, które składają się z elementów twardych produkowanych przez organizmy, tj. zęby i kości kręgowców czy muszle ramienionogów [5], [6].", "Skały fosforanowe nie są powszechne. Ich większe nagromadzenia znane są z lokalnych wystąpień. Zwykle tworzą niewielkie formy, czyli wypełnienia pustek w innych skałach, konkrecje lub spoiwo w skałach okruchowych. Warstwy fosforanowe występują rzadziej [7], [4], [6]. Konkrecje zwykle są nieduże, mają wielkości mikrometrów lub centymetrów. Mają różny stopnień zwięzłości, makroskopowo są pelityczne, mają barwę brunatną, ciemno szarą lub żółtawą (Rys. 1). Ich powierzchnie są czarne, gładkie i lśniące. Poza fosforanami, występuje w nich kwarc, glaukonit, minerały ilaste. Powszechnie zawierają skamieniałości, które przeszły proces fosforyzacji. Skały fosforanowe tworzą się w obrębie skał węglanowych lub drobnoklastycznych, tj. mułowce, iłowce i margle, rzadziej występują w piaskowcach. Zwykle tworzą poziomy. Konkrecje fosforanowe powstają głównie w środowiskach płytkomorskich, w środowiskach głębokomorskich formowane są warstwy fosforanowe warstwowe o strukturze mikrokonkrecyjnej.", "Odmianą organodetryczną morskich skał fosforanowych są fosforyty muszlowe, które składają się ze szczątków organicznych. Zwykle są to ramienionogowe zlepy muszlowe.", "Guano, to skała fosforanowa lądowa, w której kumulacja fosforu pochodzi z odchodów kręgowców. Powstaje w klimacie suchym przez nagromadzenie ekskrementów, najczęściej ptasich [7], [2]. Dodatkowym źródłem fosforu w guanach są elementy kostne i pióra. Innym typem lądowych skał fosforanowych są brekcje kostne (fosforyty kostne) [4], które deponowane są w środowiskach jaskiniowych. Stanowią typ skały organogenicznej, będącej mieszaniną ekskrementów i kości kręgowców, np. nietoperzy, sów.", "Skały manganowe", "Udział skał manganowych w środowiskach sedymentacyjnych nie jest wysoki. Ich większe nagromadzenia powiązane są ze środowiskami wietrzenia laterytowego lub ze środowiskami głębokomorskimi [6], [7], [9]. Skały te powszechnie tworzą formy konkrecyjne, które występują wśród skał ilastych i mułowych (Rys. 2). Mają one tekstury masywne lub ooidowe [8]. W ich skład wchodzą zwykle piroluzyt, psylomelan, manganit, rodochrozyt oraz związki żelaza (zob. Tlenki i wodorotlenki), [7]. Skały manganowe powstają jako efekt podmorskiego wietrzenia skał magmowych. W warunkach lądowych tworzą się manganowe skupienia szkieletowe, mające formy dendrytów." ]

[]

[ "Węgle, zawierają powyżej 50% wagowych pierwiastka węgla (zob. Cykl węglowy). Pochodzi on z różnych typów organizmów. Ze względu na źródło węgla wydziela się [1], [2], [3], [4]:", "Węgle humusowe obejmują skały szeregu węglowego, czyli sekwencję odmian węgli o wzrastającej ilości pierwiastka węgla [3], [5], [6], [2], do których należy:", "Torf jest pierwszym ogniwem szeregu węglowego, w którym ilość wagowa pierwiastka węgla wynosi około 60% (Rys. 1). Składa się on z amorficznej substancji humusowej oraz z nierozłożonych lub będących w fazie rozkładu szczątków roślinnych (zob. Powstawanie węgli humusowych), [3], [4], [7], [5]. [2]. Oprócz materii organicznej, występują w nim allogeniczne aleuryty, pelity lub/i psamity, autigeniczne minerały zawierające żelazo i inne domieszki. Torf jest mocno porowaty i słabo zwięzły. Barwa torfu zależy od stopnia jego uwęglenia. Torfy, które przeszły zaawansowaną humifikację mają barwy ciemnobrązowe lub czarne i zawierają sporo amorficznego humusu. Natomiast przy mniejszym stopniu humifikacji ich barwa jest jasno brązowa lub żółta, a standardowym ich składnikiem jest duża ilość nieprzekształconych lub słabo przekształconych elementów roślinnych. Torfy mają różne struktury i w zależności od typu występujących w nich składników wyróżnia się odmiany włókniste, ziemiste lub pylaste. Podziały torfów są prowadzone ze względu na ich kaloryczność, cechy teksturalne lub warunki powstawania. W oparciu o warunki środowiskowe, wydzielane są torfy torfowisk wysokich oraz niskich (zob. Obszary bagienne i sedymentacja torfowiskowa). Ich dalszy podział bazuje na dominującym typie flory skałotwórczej i wyodrębniane są odmiany, np. torfów mszarnych, wrzosowiskowych, turzycowiskowych [3], [4].", "Węgiel brunatny zawiera 65-78% wagowych węgla organicznego [3], [1], (Rys. 2). Jego cechy strukturalno-teksturalne zależą od stopnia uwęglenia i ze względu na to dzielony jest na:", "Węgiel kamienny zawiera 76-96% wagowych węgla (Rys. 3). Jest barwy czarnej, cechuje go zwięzłość, kruchość, matowy lub błyszczący połysk oraz występowanie laminacji równoległej. Wzrost uwęglenia wiąże się z zanikiem struktur laminarnych i uzyskaniem metalicznego połysku oraz przełamu muszlowego [3], [4]. Takie cechy mają odmiany wysoko kaloryczne, tj. antracyt zawierający ponad 94% wagowych węgla i szungit, w którym udział pierwiastka węgla przekracza 96% [1], [8], [6].", "Sapropele (szlamy gnilne) (zob. Akumulacja i osady limniczne) powstają z nagromadzeń flory wodnej oraz organizmów jednokomórkowych w obrębie zbiorników wodnych morskich lub jeziornych (Rys. 4), [8], [3], [4]. Świeże sapropele stanowią koloidalną masę, zbudowaną ze znajdujących się w stanie rozkładu szczątków organicznych. Są barwy ciemno brązowej lub czarnej, zwykle zawierają domieszkę drobnoziarnistego materiału detrytycznego oraz związków żelaza. Zwięzłymi formami sapropelu, które przeszły proces diagenezy są spropelity. Odmiany powstałe w eutroficznych zbiornikach słodkowodnych nazywane są gytiami (zob. Akumulacja i osady limniczne), [9]. Są to skały pelityczne, masywne lub równolegle laminowane o jasnobrązowej barwie.", "Kaustobiolity ciekłe", "Kaustobiolity ciekłe reprezentowane są głównie przez ropę naftową (Rys. 5). Składa się ona z mieszaniny węglowodorów ciekłych, stałych i gazowych. Występuje w niej 84%-86% wagowych pierwiastka węgla oraz 12%-14% pierwiastka wodoru. Ma barwę brązową lub brunatną, jest tłusta oraz wydziela charakterystyczny bitumiczny zapach [3], [4]. Ropa powstaje przez depozycję i przekształcenie szczątków organicznych w środowisku morskim. Wygenerowana ropa ulega przemieszczeniu i ze skały macierzystej przepływa do skały zbiornikowej. Gromadzi się w obrębie skał porowatych. W wyniku gwałtownego odgazowania ropy naftowej tworzy się kruchy i tłusty w dotyku brunatny ozokeryt, który jest mieszaniną stałych węglowodorów. Natomiast przez wietrzenie ropy naftowej, zachodzące w warunkach powierzchniowych Ziemi, powstaje mocno zgęstniała, półplastyczna substancja nazywana asfaltem [3], [4], [8], [8].", "Skały mieszane", "Podczas dostawy materiału klastycznego do zbiornika objętego sedymentacją biogeniczną powstają skały o niższej kaloryczności. Należą do nich łupki palne, będące utworami drobnoklastycznymi, ilastymi lub mułowcowymi, które zawiewają domieszki węgli oraz łupki bitumiczne, zawierające domieszki kaustobiolitów płynnych i stałych [4].", "Kaustobiolity gazowe", "Gaz ziemny składa się z metanu w ilości 70-98% oraz etanu, propanu, butanu, tlenku i ditlenku węgla, azotu, wodoru oraz mieszaniny różnych innych związków. Jest bezwonny i bezbarwny. Tworzy indywidualne nagromadzenia lub występuje wraz z ropą naftową i węglami humusowymi [3], [4]. Wypełnia puste przestrzenie w skorupie ziemskiej oraz przestrzenie porowe w skałach. Podziały gazu ziemnego bazują na jego składzie oraz na zawartości prostych węglowodorów. Wyróżniane są gazy suche, składające się w ponad 95% z metanu i etanu oraz mokre, w których udział węglowodorów cięższych, tj. propan i butan wynosi ponad 5%. Gazy zawierające ponad 85% metanu nazywane są gazami wysokometanowymi. Inne podziały uwzględniają ilości domieszek azotu lub siarki w gazie ziemnym.", "Kaustobiolty gazowe występują także w obrębie hydratów (klatratów) gazowych. Składają się one z wody, która tworzy strukturę krystaliczną zamykającą cząsteczki kaustobiolitów gazowych. Nazywane są śniegiem lub lodem gazowym, odpowiednio do zawartości - metanowym, etanowym, etylenowym itd... Są powszechną formą kauastobiolitów gazowych, która występuje w oceanach oraz na obszarach wiecznej zmarzliny." ]

[ { "name": " Definicja 1: Kaustobiolity ", "content": " Kaustobiolity są skałami palnymi, które zawierają węgiel pochodzenia\norganicznego. Ze względu na formę (stan skupienia) dzielone są na:\n\nstałe, do których należą węgle,\n\nciekłe, do których zaliczana jest ropa naftowa i jej pochodne,\n\ngazowe, do których należy gaz ziemny i jego pochodne.\n" } ]

[ "Olbrzymią rolę w tym procesie odegrało Słońce [1]. Jony wodorowe przemieszczane przez wiatr słoneczny łączą się z tlenem zawartym w pyle kosmicznym lub w asteroidach tworząc wodę. Dużą rolę odegrało też przejście Jowisza przez pas asteroid.", "Są też zwolennicy teorii geochemicznej mówiącej, że większość wody na Ziemi pochodzi z głębi Ziemi (płaszcza) i wydostaje się w trakcie wybuchów wulkanów [1].", "Woda – tlenek wodoru (\\(H_2O\\)) może występować w trzech stanach skupienia: stałym (lód), gazowym (para wodna) i ciekłym (woda). Woda jest najważniejszym składnikiem życia na Ziemi. Jest także niezmiernie istotnym czynnikiem kształtowania powierzchni Ziemi. W olbrzymim stopniu wpływa na przebieg i tempo takich procesów, jak: erozja, transport, sedymentacja.", "Najbardziej znane i widoczne formy występowania wody w przyrodzie to deszcze, wody płynące: strumienie, rzeki oraz wody stojące: jeziora, oceany i morza. Jednak niezwykle istotną rolę w bilansie wody w przyrodzie pełnią także wody podziemne i lodowce.", "Ponad 71% powierzchni Ziemi pokrywa woda, ale niemal 97% wód stanowi woda słona w oceanach i morzach [4], [5], a tylko około 3,5% znajduje się w lodowcach, rzekach, jeziorach, bagnach, zbiornikach podziemnych i w atmosferze (Rys. 1).", "Woda słona zawiera rozpuszczone sole, głównie chlorek sodu. Zawiera także w śladowych ilościach wiele innych związków chemicznych, w których reprezentowane są wszystkie pierwiastki (zob. Chemizm, temperatura i ruch wód oceanów i mórz oraz Procesy cyklu hydrologicznego)." ]

[]

[ "Morza to fragmenty oceanów, zwykle przylegające do lądu, oddzielone od otwartych wód oceanicznych łańcuchami wysp, półwyspami lub podniesieniami dna, utrudniającymi wymianę wód głębinowych, tzw. morza przybrzeżne. Ale są to także morza otoczone lądami, w których wymiana wód odbywa się tylko cieśninami (np. Morze Śródziemne).", "Z uwagi na dominujący udział wód oceanów i mórz w bilansie globalnym, mają one kluczowe znaczenie w cyklu wodnym (por. Procesy cyklu hydrologicznego).", "Podstawowymi źródłami zasilania oceanów i mórz są opady deszczu i śniegu oraz rzeki. Parująca z oceanów i mórz woda nasyca parą wodną atmosferę. Większa część wody wyparowującej z oceanów i mórz wraca do nich z powrotem w postaci opadów. Duża część opadów na lądach również trafia do oceanów i mórz rzekami (por. Procesy cyklu hydrologicznego).", "Woda w oceanach i morzach podlega permanentnej cyrkulacji w formie prądów oceanicznych. Przemieszczanie się wód ze stref ciepłych do zimnych i odwrotnie ma olbrzymie znaczenie dla klimatu na Ziemi.", "Oceany różnią się powierzchnią, głębokością i objętością wody (Tabela 1)." ]

[]

[ "Krawędź pasywna polega na przejściu szelfu w stok kontynentalny i dalej w wyniesienie (podniesienie) przedkontynentalne (Rys. 1).", "Takie krawędzie są charakterystyczne [1] dla wybrzeży atlantyckich obu Ameryk, Europy i oceanicznych wybrzeży Afryki, Australii i Antarktydy. W tych strefach pasywne wybrzeża kontynentów przemieszczane są [2] ze strefy akrecji w kierunku stref subdukcji. U podnóża krawędzi pasywnych występują baseny sedymentacyjne powstałe w wyniku subsydencji wywołanej przez nagromadzenie osadów pochodzących z lądu.", "Krawędź aktywna związana jest ze strefami subdukcji i rowami oceanicznymi i ma charakter tektoniczny (Rys. 1). Cienka skorupa oceaniczna subdukuje pod krawędź kontynentalną, w obrębie której rozwijają się trzęsienia Ziemi i intensywny wulkanizm. Szelf kontynentalny jest wąski. Krawędzie aktywne są charakterystyczne dla zachodnich wybrzeży obu Ameryk oraz wschodnich wybrzeży Azji." ]

[]

[ "Według kryterium batymetrycznego możemy wyróżnić strefy [1], [2], (Rys. 1):", "Strefa litoralna przylega do lądu. Charakteryzuje się bardzo zmiennymi warunkami: naświetlenia, zasolenia, temperatury wód, nagromadzenia materii organicznej. Wyznacza ją obszar między linią średniego przypływu i odpływu morza.", "W literaturze wyróżnia się często strefę nerytyczną (sublitoralną), która obejmuje szelf kontynentalny do jego krawędzi, czyli średnio 200 m do 130 m [1], [2], [3].", "Strefa batialna obejmuje skłon (stok) kontynentalny do głębokości ok. 4000 m.", "Strefa abysalna zawiera się w głębokościach od 4000 m do 6000 m. Strefa ta obejmuje większość tzw. równi abysalnych, czyli głębokiego dna oceanicznego.", "Strefa hadalna obejmuje obszary dna oceanicznego poniżej 6000 m. Są to właściwie wyłącznie dna głębokich rowów oceanicznych.", "W zależności od wpływu lądu na przebieg sedymentacji morskiej oraz warunki życia fauny i flory, wyróżniamy strefy (Rys. 2), [4], [1], [3], [5]:", "Strefa litoralna to obszar między linią średniego przypływu i średniego odpływu. Obejmuje przejście środowiska lądowego w morskie. Powstają tu osady klastyczne związane z plażą, równiami pływowymi i strefą przybrzeża.", "Strefa nerytyczna (sublitoralna) czyli strefa od linii średniego odpływu po krawędź szelfu, obejmująca morza szelfowe. Powstają tutaj osady klastyczne pochodzące z lądu oraz organogeniczne powstające z obumarłych organizmów żyjących na szelfie. W tej strefie występują także rafy, czyli podmorskie budowle utworzone z organizmów kolonijnych.", "Strefa hemipelagiczna obejmuje skłon kontynentalny oraz głębokie rowy oceaniczne. Osadzają się tutaj różnego rodzaju muły: niebieskie, szare, czerwone, zielone i czarne, zabarwione materią organiczną, pirytem, tlenkami żelaza, glaukonitem i innymi. Dobrze rozpoznanymi osadami środowiska hemipelagicznego jest flisz związany z głębokomorskimi stożkami osadowymi.", "Strefa pelagiczna obejmuje dna głębokich oceanów. Docierają tutaj tylko niewielkie ilości materiału terygenicznego oraz osady biogeniczne i hydrogeniczne. Wraz z głębokością spada ilość węglanu wapnia (poziom kompensacji kalcytu, ang. CCD), a wzrasta ilość krzemionki i substancji ilastej. Powstają tutaj muły wapienne, krzemionkowe oraz muł czerwony i głębinowy." ]

[]

[ "Źródłami soli w oceanach i morzach są: skorupa ziemska i wnętrze Ziemi. W wodzie morskiej rozpuszczone są gazy pochodzące z powietrza, w efekcie procesów zachodzących w wodzie morskiej i z wulkanów podwodnych. Największy udział mają azot (\\(N_2\\)), tlen (\\(O_2\\)) i dwutlenek węgla (\\(CO_2\\)) [1], [2], [3], [4].", "Temperatura wód oceanów i mórz jest uzależniona głównie od ciepła pochodzącego od Słońca [5].", "Temperatura wód powierzchownych [6], [1] jest silnie zróżnicowana: najwyższa w obszarach tropikalnych (od \\(+20^{o}\\)C do \\(+30^{o}\\)C), w strefie umiarkowanej od \\(+2^{o}\\)C do \\(+15^{o}\\)C i spada do \\(-2^{o}\\)C w obszarach podbiegunowych (Rys. 2).", "Na rozkład temperatur w strefie przypowierzchniowej duży wpływ mają prądy morskie przemieszczające masy wód.", "Temperatura, zasolenie i ciśnienie decydują o gęstości wód oceanów i mórz. Gęstość wody rośnie wraz ze wzrostem zasolenia, a maleje, gdy temperatura spada. Dla gęstości wód przypowierzchniowych ciśnienie nie ma znaczenia, ale wraz z głębokością jego rola rośnie. Do głębokości około 100 m woda jest wymieszana i ma podobną gęstość. Na głębokościach od około 100 m do 1000 m gęstość rośnie.", "Ruch wody morskiej", "Geologiczna aktywność oceanów i mórz związana jest z faktem, że ich wody znajdują się w ustawicznym ruchu.", "Głównymi formami ruchu wody morskiej są [5], [1], [2], [4], [7], [8]:" ]

[]

[ "Charakter falowania zmienia się w zależności od odległości od brzegu. Od otwartego morza w stronę brzegu występują kolejno (Rys. 1):", "Ruch wody morskiej wygasa na pewnej głębokości, zwanej podstawą falowania. Podstawa falowania występuje na różnej głębokości w zależności od typu morza i siły falowania (Rys. 1). Na Bałtyku osiąga maksymalnie około 30 m głębokości, w morzach otwartych i oceanach 100 m, a w niektórych przypadkach sięga nawet 300 m." ]

[]

[]

[]

[ "Różnice w sile przyciągania spowodowane są zmianami położenia Księżyca i Słońca względem Ziemi. Różnica tak w danym miejscu Ziemi nazywana jest siłą pływową. Najsilniejsze pływy występują wtedy, gdy składowe sił Księżyca i Słońca są zgodne w fazie i sumują się (pełnia oraz nów Księżyca) (Rys. 1), [4], (por. Energia słoneczna).", "Najsłabsze są wówczas, gdy wpływy Słońca i Księżyca nie sumują się (Księżyc, Ziemia i Słońce tworzą kąt prosty).", "Średni czas między przypływami i odpływami wynosi 12 godzin i 27 minut.", "Efektem pływów są oscylacyjne prądy pływowe. Amplituda pływów, czyli różnica między poziomem morza w czasie przypływu i odpływu jest zróżnicowana: od kilku cm na Bałtyku do kilkunastu metrów w zatoce Fundy w Kanadzie [5]. Znaczące prądy pływowe występują na wybrzeżach oceanicznych, szczególnie w zatokach i przesmykach. Znacznie słabsze pływy są na wybrzeżach Morza Śródziemnego, a praktycznie niezauważalne na Bałtyku. Tabele pływów pozwalają obliczać czas i wielkość pływów dla poszczególnych lokalizacji na Ziemi [6], [7], [8], (Rys. 2)." ]

[ { "name": " Definicja 1: Pływy ", "content": " Pływy są to okresowe zmiany poziomu morza wywołane przez grawitacyjne\nprzyciąganie Księżyca i Słońca." } ]

[ "Prądy powierzchniowe gorące i zimne", "Stałe wiatry wiejące nad oceanami powodują ruch wierzchniej warstwy wody i wywołują powstanie wielkich prądów płynących prawie niezmiennymi trasami [3], [4], [5], [6], [7]. Można je porównać do potężnych rzek pozbawionych dna i brzegów. Siła Coriolisa powoduje odchylanie prądów powierzchniowych w prawo od kierunku wiatru na półkuli północnej oraz w lewo na półkuli południowej. Rozkład prądów oceanicznych powierzchniowych przedstawia (Rys. 1).", "Prądy oceaniczne przenoszą gigantyczne ilości wody, setki razy większe od największych rzek Ziemi oraz redystrybuują ciepło, co w wielkim stopniu wpływa na klimat. Generalnie, głębokie prądy oceaniczne przemieszczają zimne wody ze stref podbiegunowych w kierunku równika.", "Szczególnym typem prądów są prądy wstępujące (ang. upwelling). Prądy te powstają w specyficznych warunkach: wiatry wiejące od lądu w stronę otwartego morza lub wzdłuż wybrzeża powodują obniżenie powierzchni morza i wywołują prąd powierzchniowy w stronę otwartego morza. W efekcie zimne wody, bogate organicznie, podnoszą się z głębi oceanu w górę skłonu kontynentalnego (Rys. 2), [8], [6]. W przeszłości geologicznej prądy wstępujące umożliwiały bogate życie organiczne w obszarze ich występowania. Obumarłe organizmy gromadzące się na dnie, w sprzyjających warunkach geochemicznych prowadziły do powstania złóż węglowodorów.", "Tego typu prądy występują obecnie głównie na przybrzeżach (wybrzeżach) Pacyfiku Ameryki Północnej i Południowej oraz na zachodnich wybrzeżach Afryki.", "W niektórych rejonach świata powstają także tzw. prądy zstępujące. Są to prądy głębinowe, które płyną pionowo wzdłuż dna oceanicznego i przenoszą duże ilości ciepła i zasolenia.", "W głębokich warstwach oceanów cyrkulacja wywołana jest zmianami gęstości wody spowodowanymi zmianami temperatury i zasolenia, których źródłem są procesy zachodzące w strefach przypowierzchniowych (dostawa wody słodkiej z rzek i lodowców, parowanie, zamarzanie lodowców) (Rys. 3), [9], [6]. Są to tzw. prądy termohalinowe.", "Prędkość prądów termohalinowych jest niewielka i wynosi około 100 m/dobę. Cyrkulacja termohalinowa może wpływać na długoterminowe zmiany klimatyczne na Ziemi. Wchodzi także w interakcję z innymi prądami oceanicznymi." ]

[ { "name": " Definicja 1: Prądy oceaniczne ", "content": " Prądy oceaniczne to potężne i stałe ruchy wody morskiej wywołane\nstałymi wiatrami (np. pasaty) i różnicami temperatury i gęstości wody. " } ]

[ "Mechanizm erozji mechanicznej i hydraulicznej, których znaczenie jest największe, przejawia się w różny sposób:", "Intensywność erozji morskiej zależy od:", "W zatokach fale są wyhamowywane i częściej osadzają materiał okruchowy. Proces ten jest wyraźnie zależny od selektywnego zróżnicowania odporności skał. Jeśli są to skały magmowe, to ważnym czynnikiem będzie ich spękanie, zarówno ciosowe, jak i tektoniczne. W skałach okruchowych decydującym czynnikiem będzie rodzaj spoiwa, a w skałach węglanowych rodzaj szkieletu ziarnowego.", "Erozja morska oddziaływuje także na dno, szczególnie powyżej podstawy falowania, gdzie przemieszczany jest materiał okruchowy w stronę brzegu. Również głębokomorskie przydenne prądy oceaniczne mogą przesuwać pewne ilości materiału.", "Znacznie większe znaczenie niszczące na skłonie kontynentalnym mają podmorskie ruchy masowe inicjowane głównie przez trzęsienia Ziemi [6], [7].", "Szczególnie intensywna erozja ma miejsce w kanionach podmorskich zasilających głębokomorskie stożki napływowe. Kaniony żłobione są przez prądy zawiesinowe powstające w górnej części skłonu kontynentalnego lub wyspowego. W obrębie olbrzymich nagromadzeń materiału okruchowego: żwirów, piasków, mułów, iłów, tworzących nasyp litoralny uruchamiane są osady przez wstrząsy sejsmiczne, bądź przekroczenie równowagi przeciążonego wodą nasypu litoralnego.", "Prądy zawiesinowe są odmianą pospolitych w przyrodzie prądów gęstościowych (np. lawiny śnieżne), w których przemieszczające się w dół skłonu, pod wpływem grawitacji, ziarna są utrzymywane w zawieszeniu przez skierowaną ku górze składową pionową turbulencji wody.", "Prądy zawiesinowe niszczą dno i brzegi kanionów rozcinających skłon, natomiast na równi basenowej deponują materiał okruchowy w formie głębokomorskich stożków napływowych (por. Sedymentacja głębokomorska)." ]

[ { "name": " Definicja 1: Erozja morska ", "content": " Erozja morska polega na niszczeniu brzegów morskich i dna i przejawia\nsię w działalności hydraulicznej, mechanicznej, chemicznej i biologicznej. " } ]

[ "Fale atakujące stromy brzeg niszczą go, szczególnie mocno w dolnej części. W efekcie powstaje strome, często prawie pionowe urwisko nazywane klifem. Cofanie się brzegu przyspiesza silna erozja u podstawy klifu (Rys. 1, Rys. 2, Rys. 3) powodując drążenie niszy abrazyjnej ułatwiającej odrywanie skał z wyższej części brzegu.", "Od podnóża klifu powstaje prawie płaska powierzchnia, lekko nachylona w stronę otwartego morza (Rys. 4). Jest to tzw. platforma abrazyjna.", "W warunkach stabilnego poziomu morza (lub poziomu lądu), po pewnym czasie siła erozji maleje i powierzchnia platformy powiększa się bardzo powoli lub nie ulega zmianie, a klif staje się nieaktywny.", "Materiał okruchowy, powstający w wyniku niszczenia klifu, deponowany jest w morzu, tworząc platformę akumulacyjną (Rys. 5). Wskutek obniżenia poziomu morza lub wyniesienia lądu, platforma abrazyjna zostaje podniesiona powyżej aktualnie tworzonej platformy abrazyjnej; nazywamy ją terasą morską.", "Jeśli brzeg morski zbudowany jest ze skał o różnej odporności i/lub skomplikowanej tektonice, erozja w zróżnicowany sposób niszczy brzeg. Fragmenty odporniejsze dłużej opierają się erozji i tworzą wysunięte w stronę morza izolowane formy zwane stosami (ostańcami): iglice, wieże, baszty, a także łuki i jaskinie (Rys. 6, Rys. 7),", "Erozję morską wywołują także prądy pływowe. Jej intensywność jest zmienna, uzależniona od wielkości pływów, które najsilniej oddziaływają w zatokach i cieśninach wybrzeży oceanicznych (do kilkunastu metrów), a najsłabiej w morzach zamkniętych (np. na Bałtyku – 2 cm). Pływy mają charakter cykliczny – równia pływowa jest zalewana i odsłaniana (zob. Pływy). Zatem i przypływy i odpływy przemieszczają materiał okruchowy powodując naprzemiennie erozję i depozycję. Erozja najsilniej widoczna jest w korytach kanałów pływowych [7]. Generalnie, prądy pływowe mają niezbyt duże znaczenie dla erozji morskiej." ]

[]

[ "Globalnie, pewne ilości materiału okruchowego dostają się do morza w trakcie erupcji wulkanicznych, są nawiewane przez wiatr, ale także pochodzą z lodowców schodzących do morza.", "Transport tego materiału okruchowego (ziarnowego) może odbywać się poprzez wiele (wcześniej omówionych) zjawisk, takich jak: falowanie, pływy, prądy przybrzeżne, prądy oceaniczne, prądy zawiesinowe czy osuwiska podmorskie [1], [2], [3], [4], [5], (por. Falowanie, Prądy przybrzeżne, Prądy oceaniczne i globalna cyrkulacja termohalinowa).", "Falowanie powoduje przesuwanie materiału okruchowego w stronę brzegu, nadbudowując plaże i usypując u podnóża klifu wał burzowy (Berg) w warunkach wysokiej energii fal.", "Prądy powrotne wynoszą część materiału okruchowego z plaży do morza, szczególnie w warunkach sztormowych.", "Materiał okruchowy w strefie przybrzeża przemieszczany jest przez prąd litoralny wzdłużbrzegowy, tworząc różne formy osadowe (por. Strefa przybrzeża).", "Prądy oceaniczne przenoszą duże ilości najdrobniejszego materiału ziarnowego, detrytycznego i organodetrytycznego.", "Potężne ilości materiału znoszone są transportem grawitacyjnym z nasypu litoralnego (usypywanego na krawędzi szelfu) przez osuwiska podmorskie, często przekształcające się w prądy zawiesinowe usypujące głębokomorskie stożki napływowe (por. Sedymentacja głębokomorska), u podnóża skłonu, na równi basenowej." ]

[]

[ "Osady solne (sole kamienne, potasowo-magnezowe) tworzyły się w warunkach klimatu subtropikalnego i tropikalnego, w lagunach, w końcowej fazie funkcjonowania - często całkowicie odciętych od morza - panwiach, sprzyjających parowaniu wody i krystalizacji minerałów soli (Rys. 2A). Współcześnie, takie warunki panują np. w Morzu Martwym i wielu solnych jeziorach." ]

[]

[ "Typowymi osadami w strefie litoralnej są: wały burzowe, osady plażowe, osady rew, osady równi pływowych [1], [2], [3], [4], [5].", "Wyróżnia się często plażę suchą lub mokrą. Mokra - bliżej morza - jest regularnie, poza rzadkimi okresami ciszy i braku falowania, zalewana przez morze, a suchą morze zalewa tylko w czasie sztormów. Plaża jest nachylona w stronę morza, pod kątem od kilku stopni dla plaż piaszczystych, nawet do \\(20^{o}\\) stopni dla plaż żwirowych. Piaski plażowe wykazują najczęściej laminację równoległą. Na plaży piaszczystej, silne wiatry wiejące wzdłuż wybrzeża, tworzą różnego rodzaju mikroformy eoliczne: riplemarki, zaczątkowe formy wydm (Rys. 1). Formy te niszczone są przez fale sztormowe morza albo (przy silnych wiatrach wiejących wzdłuż wybrzeża) przekształcane w mikroformy zasp piaskowych i wydm barchanowych, parabolicznych i poprzecznych (por. Akumulacja eoliczna). Przy sprzyjającym wietrze wiejącym od morza, piasek z tych form przenoszony jest na wał wydmowy i dalej na ląd.", "Bezpośrednio na plaży, u podnóża brzegu, powstaje w warunkach sztormowych wał burzowy (Rys. 2), zbudowany głównie ze skał frakcji psefitowej (głazy, żwiry) i psamitowej. Ma on zróżnicowaną wysokość (od kilkudziesięciu centymetrów nawet do kilku metrów), a jego powierzchnia jest lekko nachylona w stronę otwartego morza.", "Woda zmywu powrotnego, spływając z plaży, żłobi różnego rodzaju bruzdki, rynienki ściekowe zwane rillmarkami, natomiast wokół większych otoczaków wymywane są rowki nazywane śladami opływania (Rys. 3). W płytkiej wodzie, w efekcie falowania, powstają riplemarki (Rys. 3), ale są to struktury nietrwałe i zachowują się w stanie kopalnym tylko w szczególnych warunkach (np. regresji morza).", "Czasami, kiedy fale nabiegające na plażę rozbijane są na wiele „języków”, powstają charakterystyczne, łukowate stożki (żwirowo-piaszczyste i/lub piaszczyste) otwarte w stronę morza – tzw. sierpy plażowe (Rys. 4), [6], [7]." ]

[ { "name": " Definicja 1: Plaża ", "content": " Plażą nazywamy brzeg oceanu lub morza zbudowany z piasku lub żwiru.\n" } ]

[ "W strefie przybrzeża profil dna jest zróżnicowany. Generalnie wyróżniamy dwa typy przybrzeża: rewowe i bezrewowe [1], [4].", "Na przybrzeżu rewowym występują najczęściej 2 lub 3 piaszczyste wały podwodne, równoległe do brzegu, zwane rewami. Ich wysokość dochodzi do 2-3 m, a długość wynosi zazwyczaj kilkaset metrów; czasami jednak dochodzi nawet do kilku kilometrów. Rewy charakterystyczne są dla wybrzeży o umiarkowanym falowaniu i małej skali pływów (Rys. 2), [2], [3], [5]. W warunkach długotrwale wiejącego od morza wiatru rewa może zostać przesunięta w stronę brzegu, a czasami połączona z brzegiem rozbudowując plażę.", "Między barierą a brzegiem często tworzy się laguna. Brzeg bariery od strony morza ma charakter plaży, a na jej zapleczu rozwija się pas wydm tworzonych z najdrobniejszego piasku wywiewanego z plaży.", "Na wybrzeżach pływowych, w przerwach między barierami powstają przesmyki pływowe (Rys. 3). Z obu stron przesmyku powstają nasypy piaszczyste nazywane deltami pływowymi tworzone przez prądy pływowe [1], [6], [7].", "Laguny są płytkie, a powstające w nich osady zależą od warunków klimatycznych i zasolenia. Generalnie w lagunach przeważa drobnoziarnista sedymentacja klastyczna (ił, muł).", "W klimacie suchym tropikalnym i subtropikalnym powstają w lagunach ewaporaty: sole, gipsy i wapienie. W klimacie wilgotnym w lagunach zwiększa się ilość materii organicznej." ]

[]

[ "Równie pływowe występują w miejscach o dużej skali pływów i częściowo izolowanych od otwartego morza: zatokach, lagunach, estuariach i deltach. Płaska powierzchnia równi pływowej rozcięta jest siecią krętych kanałów, które w głębszych partiach (strefa niżej pływowa) są cały czas zalane przez wodę. Kraniec strefy wyżej pływowej równi często zajmują słone bagna (Rys. 1).", "Materiał okruchowy dostarczają prądy pływowe od strony otwartego morza, zatem energia prądów i wielkości ziarna zmniejszają się w wyższej części równi pływowej. Osadzony tam materiał z reguły nie jest erodowany przez słabe w pierwszej fazie prądy odpływu. Wielkość ziarna jest także większa w kanałach niż na powierzchniach międzykanałowych ponieważ energia wody w kanałach jest większa (Rys. 1).", "Ze względu na cykliczne zmiany kierunku prądów pływowych, osady wykazują na zmianę grubsze i drobniejsze ziarna oraz warstwowania soczewkowe, faliste i przekątne o przemiennie przeciwnych kierunkach nachylenia [1], [2], [3].", "Estuaria są to rozszerzające się ujścia rzek, w których wyraźnie zaznacza się oddziaływanie pływów [1], [4], [5]. Nie występują zatem w morzach zamkniętych (np. Bałtyk) o niewielkiej skali pływów.", "Najpełniej rozwijają się przy ujściach starych dolin rzecznych zatopionych w efekcie podniesienia się poziomu morza lub w ujściach koryt rozprowadzających na deltach kształtowanych głównie przez pływy (Rys. 2). Mieszanie się wód słonych i słodkich zmniejsza zasolenie wód w estuariach w kierunku lądu, co ma silny wpływ na skład flory i fauny [1].", "Cechą charakterystyczną sedymentacji w estuariach jest dostawa materiału klastycznego z dwóch przeciwstawnych stron: od strony morza i przez rzeki. W estuariach usypywane są długie (nawet do kilku kilometrów), szerokie (do kilkuset metrów) i wysokie do kilkunastu metrów piaszczyste grzbiety pokryte falami piaskowymi i ripplemarkami. Transport materiału wskazuje na dwa przeciwne kierunki, [1]." ]

[]

[ "Rafy rozwijają się w środowisku płytkowodnym na obrzeżach platform węglanowych. Są to rafy koralowo-glonowe, budowle podmorskie utworzone przez osiadłe organizmy kolonijne: korale, glony, stułbiopławy. Struktura raf jest sztywna, ale porowata, z dużą ilością pokruszonych szkieletów organizmów [1], [2], [3], [4], [5]. Najpełniej rozwinięte rafy to: Wielka Rafa Barierowa Australii, rafy Florydy i Bahamów.", "W budowie klasycznej rafy wyróżniamy, [1], (Rys. 1):", "Obszar przedrafowy gromadzi materiał okruchowy pochodzący z erozji rafy.", "W obszarze grzbietu rafowego występuje bogaty świat organiczny, zwłaszcza korale i glony.", "Obszar zarafowy (laguny i płycizny) zasiedlają korale i glony tworząc formy gniazdowe, wokół których gromadzi się materiał węglanowy pochodzący z niszczenia organizmów.", "W morfologii rafy wyróżniamy następujące elementy (Rys. 1), [1]: równię rafową, czoło rafy i skłon rafy, różniące się zespołem organizmów i dynamiką morza.", "Równia rafowa (Rys. 1) to najwyższa część rafy. Strefa zewnętrzna zasiedlona jest przez glony tworzące tzw. wał glonowy, natomiast część wewnętrzna zasiedlona jest przez korale.", "Czoło rafy jest to krawędź rafy opadająca w głąb morza, narażona na działanie fal i zasiedlona przez koralowce preferujące środowisko dynamiczne.", "Skłon rafy opada pod kątem około \\(30^{o}\\) w głąb oceanu. Stromość nachylenia złagodzona jest terasami, na których gromadzi się materiał okruchowy.", "Poza koralami, w obrębie rafy występują małże, szkarłupnie, ślimaki, skorupiaki i otwornice (Rys. 2), [6]." ]

[]

[ "W obszarach klimatu tropikalnego i subtropikalnego występuje obfita produktywność bentosu wapiennego i proces ten jest intensywniejszy w warunkach powolnej subsydencji dna. Obecnie takie warunki panują na szelfowych platformach węglanowych połączonych z kontynentem i izolowanych (Zatoka Perska, Bahamy).", "Generalnie, w morzach szelfowych zaznacza się następstwo facji od brzegu do krawędzi szelfu: osady klastyczne (od żwiru do piasku) (Rys. 1), osady drobnoklastyczne (muły, iły) i osady węglanowe [1], [2], [3], [4].", "Subsydencja dna morza szelfowego prowadzi do powstania bardzo grubych (setki metrów) formacji skał okruchowych i węglanowych.", "Skały, czyli osady kopalne, środowisk płytkomorskich wykazują duże zróżnicowanie, chociaż nie zawsze jest je łatwo odróżnić od osadów innych środowisk sedymentacyjnych (zob. Struktury sedymentacyjne i kolejne rozdziały w części \"Struktury skał osadowych\" e-podręcznika). Pewne cechy skał wskazują na środowisko płytkomorskie [5], [1], [4]:", "Skały okruchowe i węglanowe dominują wśród skał powstałych w morzach płytkich (szelfowych) ( Rys. 2). Skały okruchowe charakteryzują się bardzo zróżnicowanymi strukturami i teksturami odzwierciedlającymi odmienne środowiska sedymentacji: przybrzeże, równie pływowe, estuaria, laguny (zob. Skały okruchowe, Wapienie).", "Skały środowiska pływowego charakteryzuje warstwowanie przekątne o przeciwnych kierunkach przypływu i odpływu [5]. Często występują także powierzchnie erozyjne ze skupiskami muszli oraz struktury bioturbacyjne.", "W środowiskach płytkomorskich mamy niekiedy dominację skał węglanowych [2], [6]. Związane to jest z obfitością bentosu i słabego dostarczania materiału klastycznego w rejonach subtropikalnych i tropikalnych. Obecnie, tego typu sedymentacja zachodzi na platformach szelfowych związanych z kontynentem (Floryda, Zatoka Perska) lub na platformach izolowanych (Bahamy).", "Skały środowisk płytkomorskich wykazują duże zróżnicowanie, głównie ze względu na rodzaj materiału budującego skały. W polskich Karpatach łupki krzemionkowe warstw menilitowych powstały w warunkach płytkomorskich ( Rys. 3), [7]. Rozpoznano struktury wskazujące na środowisko równi pływowej (fluwialno-pływowej) z akcentem salinarnym." ]

[]

[ "Strefa hemipelagiczna zawiera skłon kontynentalny, podniesienie przedkontynentalne i dna basenów oceanicznych. W składzie osadów nadal dominuje materiał okruchowy pochodzący z lądu [1].", "Skłon kontynentalny jest to wąska strefa ciągnąca się od krawędzi szelfu do głębokości kilku tysięcy metrów. Nachylenie skłonu wynosi kilka stopni, a jego powierzchnia pocięta jest podmorskimi kanionami, którymi znoszone są olbrzymie ilości materiału okruchowego przez prądy zawiesinowe na dno basenu [1], [2], [3], [4].", "Skłon kontynentalny pokrywa gruby (nawet do 2 km) kompleks różnego rodzaju mułów. Muły różnią się barwami: szare, zielone, czerwone, czarne – zabarwione glaukonitem, pirytem, tlenkami żelaza i materią organiczną. Stosunkowo łatwo powstają w nich osuwiska podmorskie przeradzające się w prądy zawiesinowe. Fragmenty lepiej skonsolidowane często przemieszczają się w całości, tworząc tzw. bloki ześlizgowe [5], [6].", "Podniesienie przedkontynentalne to obszar między skłonem kontynentalnym, a równiami abysalnymi nachylony pod niewielkim kątem do równi abysalnych. Podniesienie przedkontynentalne związane jest z pasywnymi krawędziami kontynentów (zob. Krawędź kontynentalna).", "Gromadzą się tutaj osady osuwisk podmorskich, prądów grawitacyjnych i prądów konturowych, [1]. Są to przede wszystkim muły i drobnoziarniste piaski. Tworzą gruby kompleks (nawet kilka km) w formie klina cieniejącego ku równi basenowej.", "Podniesienie przedkontynentalne pocięte jest rzadkimi, niezbyt głębokimi, ale dość szerokimi dolinami. Przemieszczają się nimi rozcieńczone prądy zawiesinowe usypujące na ich krańcu płaskie stożki napływowe. Jeśli przelewają się przez koronę doliny, wówczas nadbudowują powierzchnię podniesienia. W części podniesienia, sąsiadującej ze skłonem, występują osady osuwisk podmorskich często pokrywając duże powierzchnie.", "Głębokomorskie stożki napływowe tworzą się w głębokich basenach rozwiniętych u podnóża aktywnych krawędzi kontynentów w niezbyt szerokich (z reguły kilkadziesiąt km) basenach, usytuowanych poprzecznie do kanionów podmorskich i rozdzielonych grzbietami podmorskimi (zob. Struktury erozyjne). Niekiedy grzbiety przekształcają się w wyspy i są źródłem materiału okruchowego (strefa subdukcji). Usypywane są u wylotów kanionów podmorskich przez prądy zawiesinowe (ang. turbidites currents) z materiału okruchowego pochodzącego z lądu i gromadzonego na nasypie litoralnym. Czynnikami powodującymi zaburzenie stanu równowagi w osadzie mogą być trzęsienia Ziemi lub ekstremalne obniżenie podstawy falowania. Uruchomiony materiał okruchowy spływa w dół stoku pod wpływem siły ciężkości (Rys. 1) [1], [7], [8], [9], [10], [11]. Ziarna są długo podtrzymywane w zawieszeniu przez turbulencję. U ujścia kanionu powstaje szeroki kanał centralny, często rozwidlający się w mniejsze kanały rozprowadzające.", "U ujścia tych kanałów usypywane są tzw. loby depozycyjne (Rys. 2), które nakładając się na siebie tworzą stożek napływowy.", "W budowie stożka można wyróżnić sekwencje osadowe charakterystyczne dla: kanału centralnego, kanałów rozprowadzających, lobów depozycyjnych, osadów przelewających się z kanałów rozprowadzających oraz obrzeżenia stożka (Rys. 3, Rys. 4), [12], [13], [6], [7], [14], [15], [16], [17].", "Sekwencje kanałowe charakteryzuje spadek miąższości ławic i wielkości ziarna ku stropowi sekwencji. W kanałach stożka wewnętrznego sekwencje są grube (nawet do kilkudziesięciu metrów), z wysokim udziałem psefitów i psamitów (zlepieńce, zlepieńce piaszczyste, piaskowce zlepieńcowate i piaskowce) (zob. Skały okruchowe).", "W kanałach stożka środkowego sekwencje są cieńsze, zwykle kilka metrów, a skały wykazują drobniejsze uziarnienie (Rys. 3).", "Sekwencje lobowe charakteryzuje (odwrotnie niż w sekwencjach kanałowych) wzrost miąższości ławic psamitów (głównie piaskowców, rzadko piaskowców zlepieńcowatych) ku stropowi sekwencji. Spada również udział przeławicających psamity łupków mułowcowych i/lub ilastych.", "Grubość sekwencji lobowych, miąższość ławic psamitów i ich udział w profilu spada w kierunku peryferii stożka zewnętrznego.", "Potężne stożki napływowe usypywane są u ujścia wielkich rzek (Missisipi, Amazonka, Kongo, Ganges). Mogą mieć setki, a nawet tysiące kilometrów długości i grubość liczącą nawet 10 km. Nie mają dobrze wykształconych typowych cech stożków ze stref subdukcji (kanały, loby) ponieważ prądy zawiesinowe rozpływają się na olbrzymim obszarze. Zbudowane są głównie z bardzo drobnoziarnistego piasku i mułu z podrzędną ilością grubszego materiału [18].", "W środowisku głębokomorskim ważnym typem osadu są muły.", "Powstają one w koincydencji różnych procesów depozycyjnych: swobodne opadanie zawiesiny zawartej w wodzie morskiej, a dostarczonej przez wulkany, wiatr, rzeki, prądy przybrzeżne przenoszące materiał okruchowy poza krawędź szelfu oraz najdrobniejszy materiał okruchowy z zamierających prądów grawitacyjnych i osuwisk podmorskich [1].", "Skały, czyli osady kopalne, powstałe w środowisku hemipelagicznym reprezentują przede wszystkim grupę skał okruchowych wykazujących pewne specyficzne cechy pozwalające rozpoznać środowisko sedymentacji [1], [8], [12], [13].", "Najłatwiej rozpoznawalne są skały powstałe w obrębie głębokomorskich stożków napływowych (powszechnie nazywane fliszem), szczególnie produktów prądów zawiesinowych, tzw. turbidytów. Cechuje je zmiana uziarnienia w profilu ławic – od najgrubszego w spągu do najdrobniejszego w stropie oraz następstwo struktur depozycyjnych: uziarnienie frakcjonalne przechodzi w laminację równoległą i w warstwowanie przekątne (Rys. 5). Pełną sekwencję kończy mułowiec i/lub łupek ilasty. Często występuje niepełny zestaw struktur. Powierzchnie spągowe pokryte są hieroglifami prądowymi i organicznymi (Rys. 6), [19].", "Niektóre z tych struktur: odlewy jamek wirowych i warstwowanie przekątne, mogą być wskaźnikami kierunku transportu materiału okruchowego [1], [8], jeśli kompleks skalny nie uległ rotacji poziomej.", "Duży problem stwarza rozróżnienie genezy, zwłaszcza makroskopowe, członu mułowcowego i ilastego z prądu zawiesinowego, czy z opadu zawiesiny w toni wody. Często czynnikiem wyróżniającym muły hemipelagiczne jest barwa: czerwona, zielona, niebieska i żółta oraz mikrofauna planktoniczna.", "Typowymi skałami strefy hemipelagicznej związanymi ze stożkami napływowymi są: zlepieńce, piaskowce, łupki mułowcowe i łupki ilaste. Rozległe obszary poza sedymentacją fliszową budują mułowce o różnych barwach związanych z zawartością związków żelaza, substancji organicznej i glaukonitu (Rys. 7, Rys. 8).", "Skały powstające w środowisku hemipelagicznym wykazują duże zróżnicowanie związane ze zmiennymi warunkami głębokościowymi i sedymentacyjnymi w tej strefie. Różnią się barwami osadów (zawartość związków żelaza) i strukturami wewnętrznymi (Rys. 8)." ]

[]

[ "Osady strefy pelagicznej obejmują rozległe obszary den oceanów.", "Osady te składają się z kilku składników [1], [2], [3], [4], (Rys. 1):", "Generalnie wyróżniamy dwa typy osadów:", "Wapienne i krzemionkowe osady organogeniczne powiązane są ze szczątkami organicznymi planktonu występującego na powierzchni oceanów. Istotnym czynnikiem wpływającym na powstawanie tych osadów jest poziom kompensacji kalcytu.", "Najważniejszym osadem nieorganicznym tego środowiska są brunatne iły głębinowe, z którymi związane są konkrecje i naskorupienia manganowo-żelaziste.", "Naskorupienia i konkrecje manganowo-żelaziste pokrywają duże powierzchnie dna oceanicznego [1], [6].", "Poziom kompensacji kalcytu (ang. CCD) jest to głębokość, na której ilość dostarczonych do osadu substancji węglanowych jest równoważona przez stopień rozpuszczania kalcytu [1], [7].", "Głębokość kompensacji kalcytu zależy od wielu czynników:", "Czas przemieszczenia węglanu wapnia na dno jest o wiele krótszy od czasu przebywania na dnie. Zatem proces rozpuszczania zachodzi głównie na granicy osadu z wodą.", "Czynnikiem przyspieszającym rozpuszczanie jest zawartość \\(CO_2\\) i obniżenie temperatury wody. Duże znaczenie ma także tempo sedymentacji, ponieważ szybko narastające osady przechodzą poniżej strefy rozpuszczania. Głębokość poziomu kompensacji kalcytu jest zmienna, a średnia przekracza 4 km w oceanach.", "Generalnie, powyżej poziomu kompensacji kalcytu w osadach przeważają muły węglanowe: kokolitowe, otwornicowe, pteropodowe, zaś poniżej występują muły radiolariowe i okrzemkowe.", "Osady nieorganiczne reprezentowane są przez brunatny ił głębinowy oraz muły powstające przez opadanie ziaren z powierzchni oceanu.", "Skały reprezentujące kopalne osady pelagiczne rozpoznajemy w formacjach głębokomorskich.", "W środowisku pelagicznym brunatne iły głębinowe mogły przekształcić się w iłowce lub łupki ilaste o różnym zabarwieniu: czerwonym, żółtym i brunatnym.", "Natomiast kopalne muły radiolariowe utworzyły radiolaryty, a muły okrzemkowe diatomity; z kolei muły kokolitowe - kredę (Rys. 2).", "W środowisku pelagicznym, obok organizmów charakterystycznych dla tego środowiska, pojawiają się także składniki , których źródłem są np. erupcje wulkaniczne. Powstaje wówczas specyficzny \"przekładaniec\" warstw skał krzemionkowych i tufów wulkanicznych. Na równi basenowej głębokich mórz mogą występować nagromadzenia różnych surowców mineralnych i złóż rud [6]." ]

[]

[ "Skala tej erozji, w porównaniu do erozji rzecznej, nie jest zbyt duża i ma charakter incydentalny związany z intensywnymi opadami.", "Wody opadowe mają także pewną zdolność erozyjną w skałach wapiennych, prowadząc do pobrużdżenia ich powierzchni. Taka powierzchnia nazywana jest lapiezem [1], [2], [3].", "Specyficznymi strukturami powstającymi w efekcie ablacji są piramidy ziemne. Piramidy ziemne to charakterystyczny twór, będący efektem ablacji deszczowej. W miękkich skałach, zawierających twarde fragmenty, ablacja deszczowa powoduje szybką erozję miękkich skał i słabszą tam, gdzie nad nimi znajdują się skały bardziej odporne. Tworzą one specyficzny \"parasol ochronny\" powodujący, że leżące nad i pod nimi skały słabiej odporne są szybciej niszczone. Efektem tego działania jest powstanie specyficznych form skalnych: ostro stożkowe piramidy zwieńczone \"czapką\" twardszych skał (Rys. 2)." ]

[]

[ "W zależności od ilości przenoszonej wody, długości i szerokości koryta wyróżniamy: strugi, strumyki, potoki, rzeki małe, średnio duże i wielkie [1], [2]. Rzeki zasilane są przez wody deszczowe, roztopowe - pochodzące z topnienia śniegu i lodowców, a także (w pewnym stopniu) przez wody podziemne (por. Procesy cyklu hydrologicznego).", "Rzeki dzielimy także ze względu na czas płynięcia wody, na rzeki stałe, kiedy korytem cały czas płynie woda i rzeki okresowe, kiedy woda płynie korytem tylko w okresach deszczowych. Rzeki mają źródła punktowe (wypływają z lodowców, jezior, bagien, mokradeł) i obszary źródłowiskowe, kiedy początek stanowi kilka małych strumyków z większego obszaru.", "Formą morfologiczną rzeki jest jej koryto. W obrębie koryta wyróżniamy dno i brzegi.", "Masa (m) i prędkość wody (V) wytwarzają energię kinetyczną (\\(E_k\\)):", "Masa wody w rzece zmienia się w czasie i z biegiem rzeki. W czasie opadów i roztopów rośnie, natomiast w czasie suszy maleje. Z biegiem rzeki rośnie ponieważ rzeka przyjmuje wodę z dopływów.", "Prędkość płynięcia zależy od masy wody, spadku koryta, a także przebiegu (prostolinijny czy kręty) i budowy koryta. Skały twarde i wygładzone podwyższają prędkość płynięcia rzeki.", "Jeśli masa wody wzrośnie dwukrotnie, to energia również wzrośnie dwukrotnie; natomiast, jeśli prędkość wzrośnie dwukrotnie, to energia rośnie czterokrotnie. Przy trzykrotnym wzroście prędkości energia kinetyczna wzrośnie aż dziewięciokrotnie!", "Ruch wody w rzece może być laminarny lub burzliwy [3], [2], [4]. W ruchu laminarnym warstewki wody przesuwają się równolegle do siebie. W rzekach jest to bardzo rzadki rodzaj ruchu. Dominuje ruch burzliwy (turbulentny), w którym cząstki wody poruszają się w różnych kierunkach, wykazują ruchy postępowe i wsteczne oraz wirowe, śrubowe, obrotowe itp.", "Ze względu na krętość koryta oraz ilość koryt wyróżniamy następujące rodzaje rzek (Rys. 1), [4], [5], [6], [7], [1]:", "Geologiczna działalność rzek polega na:" ]

[ { "name": " Definicja 1: Rzeka ", "content": " Rzeką nazywamy masę wody płynącą w naturalnym korycie pod wpływem siły\nciężkości. " } ]

[ "Działalność transportowa rzek polega na przenoszeniu rozdrobnionego materiału, pochodzącego głównie z niszczenia dna i brzegów rzeki oraz znoszonego przez deszcze i wody roztopowe. Ten materiał znoszony jest do mórz, oceanów, jezior i większych rzek. Może także zostać osadzony w korycie rzeki, jeśli siła transportowa spada i nie pozwala na transport całego materiału. Efektem transportu materiału okruchowego jest jego kruszenie i sortowanie.", "Transport materiału w rzece opisuje kilka parametrów: obciążenie, nośność i wydolność. Obciążeniem nazywamy masę materiału przenoszoną przez cały przekrój rzeki w jednostce czasu (\\(\\frac {m^3}{s}\\)). Nośność jest to masa materiału przenoszona przez rzekę przy najwyższych stanach wody. Wydolność oznacza maksymalną wielkość materiału skalnego przenoszonego przez rzekę.", "Ze względu na rodzaj materiału transportowanego przez rzekę wyróżniamy (Rys. 1), [1], [2], [3], [4]:", "Ze względu na rodzaj transportu wyróżniamy:" ]

[]

[ "Prędkość i masa wody wytwarzają energię (por. Rzeki i ich rodzaje), która ma największy wpływ na erozję hydrauliczną, ale pozwala także przesuwać duże ilości grubego materiału okruchowego, który ma duże znaczenie dla erozji dna rzeki. Twarde, skaliste dno trudniej ulega erozji, a dno zbudowane ze starszych osadów rzeki jest łatwo rozmywane i usuwane.", "Erozja rzeczna to najważniejszy czynnik niszczący na kontynentach. Tylko lodowce w okresach glacjalnych i na obszarach, w których występują mogą być porównywalne co do siły niszczącej (por. Erozja lodowcowa).", "Do najważniejszych mechanizmów erozji należą:", "Abrazja polega na ścieraniu skał dna wskutek przesuwania się materiału okruchowego (szlifowanie, wygładzanie, wyrywanie fragmentów skał z dna).", "Eworsją nazywamy przegłębianie odcinków dna koryta rzeki spowodowane ruchem wirowym wody obciążonej grubym materiałem okruchowym. Powstają wówczas misy, rynny lub kotły (Rys. 1).", "Kawitacja jest to proces wyzwalania energii wskutek zanikania pęcherzyków próżniowych w efekcie nagłego spadku prędkości rzeki, np. w pobliżu wodospadów. Jej znaczenie jest słabo rozpoznane.", "Rozmywanie hydrauliczne starszych osadów rzecznych.", "Podcinanie brzegów (por. Erozja morska).", "Najczęściej wyróżnia się trzy rodzaje erozji [2], [3], [5]:", "Erozja denna polega na żłobieniu dna rzeki zbudowanego ze skał podłoża lub rozcinaniu i usuwaniu wcześniej złożonych aluwiów (osady rzeczne). Czynnikami erozji dennej są: abrazja, eworsja i kawitacja.", "Erozja boczna ma duże znaczenie wówczas, kiedy rzeka – osiągając krzywą równowagi – przestaje pogłębiać dno rzeki i eroduje brzegi (Rys. 2). W brzegach zbudowanych z twardych skał erozja ma charakter żłobienia mechanicznego, a w brzegach zbudowanych ze starszych aluwiów – rozmywania hydraulicznego. Szczególnie silna erozja występuje w rzekach o krętym przebiegu (Rys. 2, Rys. 3).", "Erozja wsteczna polega na cofaniu się wodospadów, progów i załomów skalnych, co prowadzi do wydłużania doliny w górę rzeki (Rys. 4, Rys. 5).", "Tempo erozji wstecznej jest różne, w zależności od energii rzeki i rodzaju skał budujących próg wodospadu. Wodospad Niagara cofa się około 0,8 m na rok. Wyliczenia pokazują, że za około 25 tys. lat całkiem zaniknie.", "W konsekwencji, działanie erozji wstecznej może prowadzić do przejęcia odcinka innej rzeki, czyli tzw. kaptażu (Rys. 6), [6].", "Jeśli dwie rzeki rozcinają wododział z dwóch różnych stron, ale jedna z nich szybciej i mocniej eroduje wstecznie podłoże, to wówczas może dojść do przejęcia dopływów słabiej erodującej rzeki, a nawet głównej rzeki. Kaptaż rzeczny może się zdarzyć także wtedy, kiedy w poprzek biegu jednej z rzek dojdzie do stopniowego wyniesienia fragmentu obszaru.", "Innym efektem erozji wstecznej jest cofanie się obszaru źródłowego rzeki i wydłużenia jej długości.", "Erozja rzeczna ma wielki wpływ na morfologię terenu i dostarcza olbrzymich ilości materiału okruchowego, składanego w korycie rzecznym i na równi zalewowej oraz znoszonego do jezior, mórz i oceanów. Z tego materiału tworzone są stożki napływowe, delty i gigantyczne stożki u ujścia wielkich rzek. Doliny rzeczne są poszerzane wskutek migracji bocznej koryta i pogłębiane.", "Erozja wsteczna, w koincydencji z budową geologiczną (deformacje tektoniczne, zróżnicowana odporność skał), wpływa na powstawanie i cofanie się wodospadów oraz obszarów źródliskowych. Erozja denna (wgłębna) wytwarza misy erozyjne i kotły wirowe." ]

[ { "name": " Definicja 1: Erozja rzeczna ", "content": " Erozja rzeczna jest to żłobienie powierzchni Ziemi przez\npłynącą wodę w efekcie działalności hydraulicznej, mechanicznej i chemicznej (por. Erozja morska).\n" } ]

[ "Najniższym poziomem, do którego rzeka może obniżyć swoje dno jest poziom jej ujścia. Profil równowagi zmienia się wraz ze zmianą poziomu ujścia rzeki. Ten najniższy poziom nazywany jest bazą erozji.", "Bardzo często w rzekach (szczególnie dużych i wielkich) występują lokalne bazy erozyjne, wyznaczane przez jeziora powstałe na trasie biegu rzeki i przez progi skalne poprzeczne do biegu rzeki.", "Rzeki na ogół nie dochodzą do profilu równowagi, ale są odcinki wyrównanego profilu równowagi i takie, gdzie dominuje erozja, a na innych akumulacja.", "Ten układ dodatkowo komplikują dopływy, które niosą więcej materiału okruchowego niż rzeka główna może unieść [3]." ]

[]

[ "Baza erozyjna może ulec obniżeniu, ale może także podnosić się, co prowadzi do przewagi akumulacji nad erozją. System teras może być zatem bardzo skomplikowany.", "Generalnie wyróżniamy cztery podstawowe systemy teras:", "Układ teras komplikuje dodatkowo boczna migracja koryta rzeki powodująca niszczenie teras leżących, w kierunku migracji rzeki." ]

[ { "name": " Definicja 1: Terasa ", "content": " Terasą nazywamy stare dno rzeki rozcięte przez erozję po obniżeniu bazy\nerozyjnej. " } ]

[ "Generalnie wyróżniamy dwa rodzaje aluwiów (Rys. 1):", "Aluwia korytowe powstają w obrębie koryta rzeki i wyróżniamy w nich [1], [2], [3], [4]:", "W korycie osadza się najgrubszy materiał tworząc bruk korytowy, złożony głównie z głazów i żwiru. Materiał drobniejszy zostaje wymyty i przeniesiony w miejsca spokojniejszej depozycji.", "Łachy śródkorytowe (łachy mieliznowe) tworzą się w nurcie rzeki, ale w miejscach, gdzie rzeka jest szeroka„ płytsza i nurt jest wolniejszy. Budują je głównie piaski i żwiry, mają one z reguły kształt wydłużonej w kierunku płynięcia rzeki elipsy lub innej figury. Rzadko się zdarza, że łacha stabilizuje się, zarasta roślinnością i przekształca się w wyspę.", "W rzekach meandrujących odcięcie meandru powoduje „zamrożenie” osadów rzeki w starorzeczu, między innymi osadów korytowych.", "Osady pozakorytowe powstają poza korytem rzeki, na równi zalewowej, podczas wysokich stanów wód. Złożone są z bardzo drobnego materiału okruchowego, głównie transportowanego w zawiesinie. Przyrastają one pionowo i dlatego nazywane są osadami przyrostu pionowego.", "Do osadów pozakorytowych zaliczamy obecnie, mimo że powstały wcześniej w korycie rzeki, także osady odciętych od rzeki meandrów, czyli fragmentów starych koryt stopniowo wypełnianych drobnoziarnistymi osadami. Są to tzw. starorzecza.", "Do osadów rzecznych należą także osady stożków napływowych i osady deltowe." ]

[]

[ "Stożki mają kształt wycinka płaskiego stożka, którego wierzchołek jest najwyżej położony i to w tym miejscu przecina się profil dna doliny jednej rzeki z drugą lub dna doliny z terenem, na który rozlewają się wody rzeki (punkt intersekcyjny) (Rys. 1).", "Powierzchnia stożka nachylona jest pod kątem kilku stopni i pokryta siecią mniejszych, płytkich koryt, w których spada prędkość płynięcia wody i następuje bardzo intensywna depozycja [1], [2], (Rys. 2).", "Osady stożków napływowych są niedojrzałe teksturalnie, a ich skład petrograficzny zależy od budowy masywu górskiego. Tworzą je frakcje żwirowe, piaszczyste i pelitowe, a od szczytu stożka do jego peryferii spada średnica ziarn.", "W warunkach klimatu suchego, w okresie rzadkich, ale gwałtownych i obfitych opadów, dochodzi do tzw. zalewu warstwowego, kiedy woda pokrywa całą powierzchnię stożka [3], [4]. Zalew warstwowy dość szybko przekształca się w system koryt.", "W stożkach powstających w klimacie suchym i półsuchym ważną rolę odgrywają grawitacyjne spływy osadu różnych frakcji. Często wyróżniamy także spływy, w których dominuje jedna, lepiej zdefiniowana frakcja. Są to spływy rumoszowe (ang. debris flow) i spływy mułowe (ang. mud flow).", "Spływy rumoszowe występują w proksymalnej (bliższej punktu szczytowego) części stożka i niekiedy spływają w dół stożka cieńszymi jęzorami.", "Spływy mułowe schodzą aż do peryferii stożka. W przekroju poprzecznym stożka osady gruboziarniste przekładają się z drobniejszymi [5]." ]

[]

[ "W delcie dominują osady deponowane poniżej poziomu zbiornika wodnego. Górna część delty zlokalizowana jest powyżej poziomu morza. Nazywamy ją równią deltową. Jej powierzchnię przecinają koryta rozprowadzające, przedzielone obszarami międzykorytowymi i zdominowane przez bagna i jeziora, [1], [2], [3], [4]. Równia deltowa przechodzi w skłon delty (czoło delty) i podnóże określone mianem prodelty. Skłon delty nachylony jest z reguły pod bardzo niewielkim kątem (do \\(3\\circ \\)).", "Budowa delt jest bardzo zróżnicowana i odstępstwa od modelu są znaczne. Klasyfikacja delt jest trudna. Głównym kryterium klasyfikacyjnym jest udział głównych procesów kształtujących deltę: rzeki, falowanie i pływy (Rys. 2), [1], [5].", "Delty kształtowane głównie przez falowanie posiadają niewiele koryt rozprowadzających i wyrównany zarys linii brzegowej [1] oraz bariery piaszczyste wydłużone równolegle do brzegu delty (Nil), (Rys. 2A).", "Delty kształtowane głównie przez pływy charakteryzują silnie rozszerzone końcowe odcinki koryt rozprowadzających oraz obecność wielu wysepek, a na przedłużeniu koryt rozprowadzających rozwijają się wydłużone grzbiety piaszczyste.", "Delty kształtowane przede wszystkim przez procesy rzeczne charakteryzuje silne wydłużenie oraz układ „palczasty” (Missisipi), (Rys. 2B).", "Pewnym specyficznym typem delty są delty stożkowe powstające wtedy, gdy stożek napływowy, powstający na przedpolu gór sąsiadujących ze zbiornikiem wodnym, wkracza do tego zbiornika. Ten typ delty stożkowej powstaje u krawędzi aktywnej kontynentów i łuków wysp.", "Osady delt stanowią przeważnie piaski, muły i iły oraz materiał fitogeniczny. W efekcie progradacji delty w profilu pionowym, osady prodelty przykryte są osadami skłonu delty, a te z kolei osadami równi deltowej." ]

[]

[ "Ze względu na kształt przekroju wyróżniamy następujące doliny (Rys. 1), [1], [2], [3], [4]:", "Gardziele, jary i kaniony są formami ukształtowanymi niemal wyłącznie przez erozyjną działalność rzeki. Jeśli erozja denna jest bardzo silna, a skały podłoża są bardzo twarde (np. granity, bazalty), wówczas powstają gardziele. Brzegi gardzieli są prawie pionowe i urwiste. Szerokość dna i korony doliny są z reguły niewielkie (kilka do kilkunastu metrów). Jeśli natomiast erozja jest słabsza i rzeka migruje bocznie, wówczas powstają jary o nachylonych, stromych zboczach. Jeśli rzeka eroduje różne skały ułożone poziomo lub prawie poziomo i migruje bocznie, to powstają kaniony (kanion Kolorado) (Rys. 2, Rys. 3).", "Doliny wciosowe charakteryzuje wąskie dno i V-kształtny przekrój. Nachylenie zboczy dolin są różne i kształtowane przez erozję oraz powierzchniowe ruchy masowe (Rys. 4A).", "Doliny płaskodenne charakteryzuje szerokie, płaskie dno i stosunkowo strome brzegi. Powstają w efekcie koincydencji erozji dennej i bocznej, a niekiedy także w efekcie zasypania osadami dolin (Rys. 4B).", "Doliny wklęsłodenne są szerokie, bez wyraźnego zaznaczenia granicy między dnem, a zboczami doliny. Powierzchniowe ruchy masowe dominują nad procesami rzecznymi.", "W zależności od stosunku dolin rzecznych do strukturalnej budowy podłoża wyróżniamy (Rys. 5), [1]:", "Ze względu na poziom energii rzeki i ilość niesionego materiału okruchowego wyróżnia się:" ]

[]

[ "Podział na stadia dotyczy różnych odcinków rzek i zależy od lokalnych baz erozyjnych, chociaż najczęściej stadium młodociane występuje w górnym biegu rzeki, dojrzałe w środkowym, a starcze w dolnym.", "Odmłodzenie erozji jest to proces prowadzący do wzmożenia erozji, zwłaszcza erozji dennej. Związane jest z obniżeniem bazy erozyjnej w efekcie obniżenia poziomu zbiornika, do którego rzeka dociera.", "Zwiększenie przepływu wody związane ze zmianą klimatu, może także prowadzić do odmłodzenia erozji.", "Istotnym czynnikiem odmłodzenia erozji jest podniesienie się terenu, przez który płynie rzeka – zwykle w obszarze fragmentu biegu rzeki [1], [2].", "Procesy przebiegające odwrotnie do opisanych powyżej prowadzą do postarzenia (dojrzewania) erozji. Takie procesy są jednak rzadsze." ]

[]

[ "Wyróżniamy dwa podstawowe typy przełomów:", "Przełomy antecedentne powstają wówczas, kiedy w poprzek biegu rzeki teren się wypiętrza (Rys. 1), [1], [2].", "Jeśli tempo wypiętrzania jest równoważone przez tempo erozji, to pierwotny typ rzeki (np. meandrujący – Pieniny) zostaje zakonserwowany (Rys. 2).", "Przełomy epigenetyczne powstają wówczas, kiedy rzeka początkowo eroduje swoje starsze osady, a następnie napotyka na twarde skały podłoża (Rys. 3), [3].", "Jeśli tempo erozji równoważy twardość skał, to powstaje przełom niezależnie od rodzaju rzeki (meandrująca, prostolinijna) [4]." ]

[]

[ "Tego typu skały są często rozpoznawane w odsłonięciach.", "Dla określenia typu rzeki niezwykle przydatne są: udział materiału gruboziarnistego, występowanie struktur sedymentacyjnych oraz następstwo litofacji w profilu pionowym [1], [2], [3].", "Osady delt stanowią przeważnie piaski, muły i iły oraz materiał fitogeniczny. W efekcie progradacji delty w profilu pionowym, osady prodelty przykryte są osadami skłonu delty, a te z kolei osadami równi deltowej [4].", "Skały (osady kopalne) deltowe zbudowane są głównie z osadów klastycznych: piaskowców, mułowców, iłowców, czasami przekładanych pokładami węgla lub torfu." ]

[]

[ "Powstanie zbiornika jeziornego (limnicznego) związane jest z obecnością odpowiedniego miejsca, zwanego misą jeziorną oraz źródła zasilania, które zabezpieczy dostawę wody.", "Misy są zagłębieniami morfologicznymi, które tworzą się w wyniku procesów denudacyjnych. Najczęściej mają pochodzenie tektoniczne, wulkaniczne, osuwiskowe, impaktytowe, glacjalne, krasowe lub eoliczne [1], [2], [3]. Część z nich powstaje przez odcięcie od otwartych wód morskich zatok i lagun oraz izolację fragmentów rzek lub są to zanikające zbiorniki morskie. Zasilanie jezior odbywa się przez dopływ wód powierzchniowych i/lub podziemnych oraz przez wody pochodzące z opadów atmosferycznych. Jeziora, które powstały jako zbiorniki reliktowe, po morzach lub w starorzeczach, dziedziczą część lub całość wód po formie pierwotnej. Wielkość zasilania jezior jest zróżnicowana i zależy od zasobności w wodę sieci hydrologicznej otaczającego obszaru oraz od ilości opadów atmosferycznych. Zasilanie ma zasadnicze znaczenie w pierwszej fazie rozwoju jezior niereliktowych. Jest to etap wypełniania wodą mis i wówczas ogólny bilans, czyli różnica pomiędzy dostawą wody, a jej ubytkiem jest dodatni. Zmiana bilansu na przeciwny powoduje przejście zbiornika w stadium recesji i rozpoczyna proces jego zaniku.", "Jeziora są formami efemerycznymi i funkcjonują w czasie geologicznym dość krótko [4]. Zanikają wskutek utraty wody lub wypełnienia osadami. Czas ich trwania zależy od:", "W ogólnym ujęciu, zachodzące w jeziorach procesy akumulacyjne są efektywniejsze w niż procesy erozyjne, dlatego misy jeziorne zostają relatywnie szybko wypełnione osadami. Jeziora zostają:", "Przebieg procesów sedymentacyjnych jest kontrolowany przez czynniki wewnętrzne, czyli skład chemiczny wody, oraz przez czynniki zewnętrzne, czyli warunki klimatyczne oraz dostawę materiału allogenicznego.", "Jeziora funkcjonują we wszystkich strefach klimatycznych. Ich wody mają różne parametry temperaturowe i skład chemiczny. Ze względu na chemizm wód wyróżnia się [3], [5], [4], (Rys. 1):", "Wewnętrzna cyrkulacja wód w jeziorach jest niewielka [3]. Lepsza cyrkulacja występuje w jeziorach przepływowych (otwartych), które charakteryzuje dopływ i odpływ wód powierzchniowych. Prowadzi ona do wymiany wody. W zbiornikach bezodpływowych (zamkniętych) wymiana ta jest ograniczona. Może zachodzić tylko przez wody podziemne lub dopływ wód atmosferycznych. W większych zbiornikach mieszanie się wód związane jest z występowaniem prądów wewnątrz zbiornikowych, np. wzdłużbrzegowych, zawiesinowych lub innych generowanych wskutek różnic temperatur lub zasolenia." ]

[ { "name": " Definicja 1: Procesy limniczne ", "content": "\nOgół procesów zachodzących w zbiornikach jeziornych, czyli w śródlądowych zbiornikach, które gromadzą\nwody nazywany jest procesami limnicznymi.\n\n" } ]

[ "Oprócz powyższych, w strefach dennych wielu zbiorników jeziornych zaznacza się wpływ organizmów żywych, które powodują bioerozję.", "Erozja stref brzegowych", "Głównym czynnikiem erozyjnym występującym w obrębie jezior jest falowanie. Z reguły strefa niszczenia falowego ma ograniczony zasięg, gdyż fale jeziorne są krótkie, a podstawa falowania jest położona stosunkowo płytko [1]. Modelowaniu podlega wąska strefa brzegowa misy jeziornej i na niej powstają formy erozyjne. Do tych form należą: [2], [3]:", "Klify jeziorne (urwiska brzegowe, brzegi wysokie) są obrzeżającymi strefę brzegową jeziora, pionowymi lub stromo nachylonymi ścianami (Rys. 1). Powstają przez powierzchniowe ruchy masowe wywołane podcięciem podstawy stoku przez falowanie. Miejsce podcięcia ma charakter zagłębienia, które zwane jest niszą abrazyjną (niszą jeziorną, podciosem jeziornym). Klify przylegają do jeziornej platformy abrazyjnej, czyli płaskiej, wyciętej w podłożu misy powierzchni. Powstaje ona podczas wyrównywania dna strefy brzegowej przez wprawiany w ruch materiał klastyczny. Brzegi wysokie występują głównie w fazach ekspansji zbiornika, podczas wczesnych faz jego funkcjonowania lub podczas okresów wzrostu poziomu wód w jeziorach.", "Terasy erozyjne to zespoły schodkowato podnoszących się, wyrównanych powierzchni abrazyjnych, o charakterze połogich wąskich platform (Rys. 1). Poszczególne terasy mają powierzchnie płaskie, nieznacznie nachylone w stronę zbiornika. Oddzielone są od siebie krótkimi, stromo nachylonymi i wciętymi w strefę brzegową stokami. Powstają w fazach recesji, przy sukcesywnie obniżającym się poziomie wód w jeziorze.", "Erozja wewnątrzzbiornikowa", "Działalność erozyjna wewnątrz zbiornika jest wywołana skoncentrowanym przepływem wód. Odbywa się w miejscach wypływu wód podziemnych i prowadzi do powstania, kielichowatych w przekroju zagłębień w dnie misy. Występuje również w miejscach schodzenia prądów przydennych. Szczególne znaczenie erozyjne mają prądy grawitacyjne, które zwykle obciążone są materiałem klastycznym i na trasie swojego przepływu powodują wytworzenie kanałów (rynien) erozyjnych. Do uformowania form erozyjnych o typie nisz, dochodzi również podczas subakwalnych ruchów grawitacyjnych." ]

[]

[ "W jeziorach deponowane są utwory [1], [2], [3], [4]:", "Sedymentacja klastyczna", "Większość materiału klastycznego jest donoszona do zbiorników jeziornych przez wody powierzchniowe, w tym, największą rolę ogrywa spływ rzeczny. Drugim istotnym źródłem są niszczone strefy brzegowe jezior (Rys. 1). Tempo sedymentacji klastycznej zależy od ilości dostarczanego materiału. W warunkach górskich lub proglacjalnych jest ono szczególnie obfite i zapełnienie mis odbywa się w relatywnie krótkim czasie [5]. W jeziorach następuje rozprowadzenie i depozycja materiału klastycznego. Wewnątrzjeziorna dystrybucja materiału grubo- i średniokruchowego zachodzi na niewielką skalę [2], [4]. Wraz ze wzrostem odległości od miejsca zasilania, spada ilość i frakcja materiału klastycznego (Rys. 1). Zwykle materiał grubookruchowy koncentruje się w otoczeniu miejsca dostawy, natomiast materiał drobnoklastyczny rozprowadzany jest w obrębie całego zbiornika limnicznego [6].", "Strefy sedymentacji grubo- i średnioklastycznej znajdują się w strefach zewnętrznych jeziora i obejmują:", "Ziarna frakcji psefitowej i psamitowej są deponowane głównie w strefie brzegowej [1], gdzie pod wpływem falowania podlegają przerabianiu i wielokrotnej redepozycji (Rys. 2). Proces ten prowadzi do selekcji materiału klastycznego oraz wytworzenia struktur depozycyjnych. W piaskach jeziornych powszechne są warstwowania przekątne, gradacje oraz ślady prądowe [2], [6]. Poza obszarem objętym falowaniem powstają utwory masywne lub ze słabo wykształconą stratyfikacją. Materiał grubo- i średnioziarnisty może podlegać rozprowadzeniu i ze strefy brzegowej jest donoszony do wewnętrznych części misy (Rys. 1). Ważną rolę w tym procesie odgrywają prądy wewnątrzzbiornikowe. Transportują one materiał na różnych poziomach zbiornika. Prądy rozprowadzające związane są z przypowierzchniową strefą wód i kolportują wody rzeczne niosące materiał klastyczny. Mają mniejszą gęstość od wód jeziornych i unoszą się przez pewien czas w górnej części wód (Rys. 3), [5], [7]. Osadzanie znajdującego się w nich materiału klastycznego następuje na obszarze deltowym i pozadeltowym. W głębszych jeziorach powstają prądy grawitacyjne, których przepływ odbywa się nad i po powierzchni dna. Doprowadzają one materiał średnio- i grubookruchowy do wnętrza zbiornika i deponują m.in. turbidyty [5], [8]. Inną formą dystrybucji materiału są stokowe ruchy masowe, głównie osuwiska subakwalne, dzięki którym powstają olistostromy i olistolity.", "Strefy wewnętrzne jezior objęte są głównie sedymentacją suspensyjną. Odbywa się ona przez opad znajdującego się w wodzie zawieszonego drobnego materiału (Rys. 1). W jej wyniku deponowane są, masywne lub wykazujące równoległą i ciągłą laminację/warstwowanie, iły i muły jeziorne (Rys. 4), [1], [4], [9].", "Warunki panujące w wewnętrznej części jezior, czyli brak lub niewielki wpływ czynników erozyjnych oraz nieprzerwana depozycja zdominowana przez suspensję, sprzyjają formowaniu się ciągłego zapisu sedymentacyjnego. Powstaje seria osadów drobnoziarnistych, która wykazuje zmienność sezonową. Wyraża się ona w naprzemiennym występowaniu zróżnicowanych teksturalnie lamin (Rys. 4), [2]. Osady ilaste i mułowe z ziarnem psamitowym są charakterystyczne dla pór mokrych i powstają podczas wzmożonej dostawy materiału do zbiornika. Natomiast warstewki iłów związane są okresami ograniczonego zasilania, np. w porach suchych lub zamarznięcia jezior podczas ochłodzeń. Ciemne warstewki osadów, zawierających materię organiczną deponowane są w sezonach wegetacyjnych, podczas rozwoju roślin i fitoplanktonu jeziornego (zob. Kaustobiolity), [1]. O ile na to pozwalają warunki środowiskowe, iły i muły jeziorne są zasiedlane przez organizmy zwierzęce, których działalność powoduje zaburzenie struktury osadu. Powszechnie występują w nich struktury biturbacyjne.", "Sedymentacja biogeniczna i chemiczna", "W obrębie jezior następuje wytworzenie materiału autigenicznego, który podlega depozycji i wchodzi w skład osadów jeziornych, a w przypadku masowej produkcji tworzy indywidulane jednostki skalne.", "Do podstawowych składników wytwarzanych w zbiorniku należą bioklasty (Rys. 2). Cechą wielu osadów limnicznych jest obecność biomineralnych szczątków fauny i flory jeziornej, w zależności od typu zbiornika - słodkowodnej, słonowodnej lub brakicznej [6]. Rozwój organizmów wapiennoskorupowych jest szczególnie obfity w jeziorach, których wody zawierają związki wapnia [4]. Oprócz składowania bioklastów zachodzi wytrącanie i depozycja mułu węglanowego. W jeziorach o ograniczonej sedymentacji klastycznej powstają wapienie, natomiast w zbiornikach znajdujących się pod wpływem sedymentacji mieszanej ilasto-węglanowej deponowane są margle łąkowe (kreda jeziorna) (Rys. 5), [3]. Produkcja w jeziorach węglanu wapnia zależy od składu chemicznego wody oraz od zawartości w nich ditlenku węgla. Jest często powiązana z rozwojem organizmów jeziornych, które prowadząc fotosyntezę lub procesy oddychania zaburzają równowagę gazową i wywołują strącanie kalcytu lub aragonitu. W jeziorach stref chłodnych, których wody zasobne są w krzemionkę oraz związki fosforu i azotu, dochodzi do zakwitów okrzemek, czyli jednoczesnego pojawienia się dużej ilości tych organizmów. Przez masową depozycję bioopalowych elementów szkieletowych okrzemek powstają utwory krzemionkowe [10], [11], [12], które nazywane są ziemią okrzemkową, a po diagenezie diatomitami [7].", "W zbiornikach limnicznych panują zróżnicowane warunki tlenowe. Stosunkowo dobre natlenienie występuje w strefach wód przypowierzchniowych, które objęte są falowaniem. Mała ruchliwość wód wewnątrz zbiornika powoduje, że strefy głębsze są słabo przewietrzane. Poziom tlenu w wodach zależy też od ilości znajdującej się w nich materii organicznej. Tlen jest włączany w proces rozkładu materii i przy znacznych jej nagromadzeniach następuje zaangażowanie całego zasobu tlenu. Wówczas materia organiczna nie jest już rozkładana, tylko w warunkach anoksycznych ulega uwęgleniu, któremu towarzyszy powstawanie siarczków żelaza (głównie pirytu). Siarczki są powszechnym komponentem iłów jeziornych i powodują ich ciemne zabarwienie. W warunkach beztlenowych materia organiczna, która pochodzi z autigenicznej flory wodnej i mikroorganizmów, jeziornych podlega gniciu. Z nagromadzenia produktów jej rozkładu powstaje koloidalna masa biogeniczna zwana szlamem gnilnym (mułem sapropelowym). Mieszanina szlamu z iłem tworzy gytię.", "Jeziora słonowodne objęte są głównie sedymentacją chemiczną. Z wód wytrącają się węglany i ewaporaty (głównie gips i anhydryt), a przy bardziej zaawansowanej ewaporacji również chlorki i inne skały solne (Rys. 6). Wody jeziorne mają zróżnicowane składy chemiczne, co przekłada się na różnorodność mineralną deponowanych w nich utworów. Zwykle sedymentacją ewaporatową objęte są zbiorniki bezodpływowe, w których okresowo dochodzi do wzrostu zasolenia i masowego strącania się osadów chemicznych. Sezonowe zmiany zapisują się w profilu osadowym. W okresach suchych i gorących następuje wzmożona sedymentacja chemiczna i dochodzi do krystalizacji siarczanów i chlorków. Natomiast w okresach dostawy wody i rozcieńczenia roztworu w jeziorze, powstawanie ewaporatów ulega ograniczeniu i zaznacza się większy wpływ drobnookruchowej sedymentacji klastycznej. W profilu osadów jezior słonych występują ewaporaty naprzemiennie z utworami zawierającymi iły i muły, których ilość ku górze profilu maleje, kosztem wzrostu ilości ewaporatów." ]

[]

[ "Ze względu na trofikę wód wydzielane są jeziora (Rys. 1), [2], [3]:", "Eutrofizacja powiązana jest z ilością materii organicznej, jaka produkowana jest w zbiorniku limnicznym. W pierwszych jej etapach następuje stopniowy przyrost ilości oraz różnorodności taksonomicznej organizmów jeziornych, prowadzący do wzrostu żyzności zbiornika. Inicjuje to zwiększenie przyrostu organicznej produkcji pierwotnej, głównie fitoplanktonu, którego bujny rozwój prowadzi do okresowych zakwitów (np. glonów lub sinic). Zakwity ograniczają dostęp światła do wnętrza zbiornika i dostarczają do stref dennych znacznych ilości materii organicznej. Rozkład materii angażuje tlen, którego ilość w wodach sukcesywnie się zmniejsza. Efektem tego jest pogorszenie się warunków życia organizmów tlenowych i ich zubożenie ilościowe i taksonomiczne. W strefach przydennych zaczynają panować warunki anoksyczne, w takim środowisku część materii organicznej, która pochodzi z produkcji pierwotnej ulega przemianie w sapropele (Rys. 3). Obecność w wodzie materii powoduje spadek jej przezierności i zmianę jej zabarwienia na kolor zielonkawy.", "Sapropele mają formę szlamu gnilnego, czyli koloidalnej masy, która składa się z mułu oraz ze szczątków organicznych, głównie będącego w stanie rozkładu gnilnego fitoplanktonu jeziornego [4]. W wyniku uwęglenia sapropeli dochodzi do wzrostu koncentracji pierwiastka węgla i powstania kolejnych, bardziej kalorycznych odmian węgli sapropelowych. Skały mieszane sapropelowo-ilaste lub sapropelowo-mułowe podczas diagenezy przechodzą w łupki sapropelowe.", "Eutrofizacja jezior oraz sedymentacja biogeniczna w strefach brzegowych prowadzi do zaniku zbiorników limnicznych. Procesy te powodują zmniejszenie się pojemności zbiornika, co zaznacza się w wypłyceniu jeziora i w ograniczeniu powierzchni lustra wody. Następuje migracja środowisk płytkowodnych ku centrum jeziora. Zmienia się charakter osadów organicznych. Szlam gnilny oraz gytia, powstające z drobnych jeziornych organizmów planktonicznych, zostają zastąpione przez utwory torfowe [5], które tworzą się przez nagromadzenia roślin wzrastających w obszarach płytkowodnych lub zabagnionych (Rys. 4), [4]. W fazie końcowej, na miejscu wypełnionej osadami misy jeziornej zwykle rozwijają się torfowiska. W profilu osadów jeziornych, ku stropowi następuje wzrost ilości węgla organicznego oraz spadek ilości i frakcji materiału klastycznego. Osady zwieńczające fazę eutroficzną mają charakter lądowy i reprezentują osady fitogeniczne." ]

[ { "name": " Definicja 1: Eurofizacja ", "content": " Proces wzbogacania wód zbiorników limnicznych w składniki biogenne, który\nprowadzi do wzrostu ich żyzności nazywany jest eurofizacją. " } ]

[ "Największy udział w osadach bagiennych ma materia organiczna pochodząca ze szczątków flory lądowej, pozostałe rodzaje składników stanowią komponent poboczny.", "Torfowiska", "Szczególnym typem zbiorników bagiennych są torfowiska, czyli obszary w których w warunkach słabego natlenienia akumulowana jest materia roślinna. Procesy jakie w nich zachodzą zależą od ilości i jakości wód. Ze względu na warunki hydrologiczne torfowiska dzielone są na [1], [2], [3], (Rys. 1):", "Torfowiska niskie (reofilne) są zasilane wodami atmosferycznymi, wodami gruntowymi i/lub wodami powierzchniowymi. Cechuje je słabo kwaśny lub lekko zasadowy odczyn. Należą do zbiorników eutroficznych (zob. Eutrofizacja jezior), których wody podlegają wzbogaceniu w różne substancje mineralne. Na torfowiskach niskich wykształcają się zróżnicowane zbiorowiska roślinne, np. mszyste, turzycowe, szuwarowe, łąkowe, krzewiaste i leśne. Torfowiska te występują zwykle w zagłębieniach terenu, towarzyszą strefom źródlisk, dolinom rzecznym i jeziornym. W ich obrębie następuje poziomy przepływ wód. Typowe jest dla nich stałe lub okresowe przemywanie przez wody (Rys. 1).", "Torfowiska wysokie(ombrofilne) są zasilane są przez opady atmosferyczne. Reprezentują zbiorniki oligotroficzne, o kwaśnym odczynie, które porastają ubogie taksonomicznie zbiorowiska roślinne. Z reguły wykształcają się na nich zbiorowiska mszyste z udziałem krzewinek [3], [4]. Torfowiska wysokie rozwijają się w miejscach bezodpływowych (Rys. 1).", "Torfowiska wysokie mają budowę warstwową i w ich przekroju wyróżnia się (Rys. 2):", "Narastanie kolejnych powłok akrotelmu powoduje przyrost pionowy formy. Zachodzi on intensywniej w części centralnej, dlatego powierzchnia torfowisk wysokich jest kopułowato wygięta ku górze, a w formach dojrzałych góruje nad otoczeniem. Stąd ten typ torfowisk jest nazywany wysokim.", "W wyniku gromadzenia się materii organicznej oraz jej bio- i geochemicznego rozkładu in situ powstają torfy (Rys. 3), (zob. Kaustobiolity), [3], [2]. Są one przede wszystkim produkowane w torfowiskach wysokich, gdyż w ich obrębie występują sprzyjające warunki dla procesów humifikacyjych, zwłaszcza dla torfienia (zob. Powstawanie węgli humusowych). Torfy tworzą miąższe pokłady i zawierają niewiele składników allogenicznych. W torfowiskach niskich tworzenie się torfów zachodzi na mniejsza skalę. Zwykle ich pokłady są cieńsze oraz mają większe domieszki związków mineralnych i materiałów klastycznych. Poza torfami, typowym osadem torfowisk niskich są muły bitumiczne, które obok materiału drobnoklastycznego zawierają sporą domieszkę humusu torfowego. W wyniku diagenezy zostają one przekształcone w mułowce/łupki węglowe." ]

[ { "name": " Definicja 1: Zbiorniki bagienne ", "content": " Zbiorniki bagienne to obszary permanentnie lub okresowo podmokłe,\no wysoko położonym zwierciadle wód gruntowych. Takie warunki występują zazwyczaj:\n\nw płytkich obniżeniach terenu,\n\nw będących w stadium zaniku zbiornikach limnicznych,\n\ntowarzyszą strefom okołozbiornikowym mórz, jezior lub źródlisk rzecznych.\n" } ]

[ "Procesy humifikacyjne obejmują również gnicie, które prowadzi do rozkładu roślinności wodnej oraz mikroorganizmów wodnych. Zachodzi w warunkach beztlenowych, w środowisku wodnym przy współudziale mikroorganizmów anaerobowych. Procesy redukcyjne prowadzą do wytworzenia szlamu gnilnego, czyli sapropelu oraz węglowodorów zasobnych w wodór (zob. Eutrofizacja jezior, Kaustobiolity).", "Dla powstania początkowych ogniw szeregu węglowego węgli humusowych, czyli torfów, największe znaczenie ma torfienie, natomiast dla sapropelitów gnicie.", "Procesy humifikacyjne zachodzą w fazie biochemicznej powstawania węgli, czyli podczas procesów rozkładu przebiegających przy współudziale mikroorganizmów tlenowych i beztlenowych. Po fazie biochemicznej następuje faza geochemiczna, w której odbywa się szereg reakcji chemicznych prowadzących do uwęglenia torfu, czyli do wzrostu ilości węgla i wytworzenia kolejnych odmian szeregu węglowego, czyli węgli brunatnych i węgli kamiennych [3], [1], [2].", "Torf jest wyjściową odmianą węgli humusowych, która poddana diagenezie ulega przekształceniu w węgle brunatne [1], [2]. Węgle kamienne, będące następnym ogniwem szeregu węglowego, tworzą się z węgli brunatnych w procesie metamorfizmu, czyli w określonych warunkach fizycznych, związanych z podwyższonym ciśnieniem i podwyższonymi temperaturami (Rys. 1). Takie warunki występują w otoczeniu intruzji magmowych, w strefach objętych ruchami tektonicznymi lub wewnątrz skorupy ziemskiej. Podczas procesów metamorfizmu dochodzi do kondensacji pierwiastka węgla oraz odprowadzenia wodoru i tlenu. Wiążą się one z wydzielaniem produktów gazowych w formie wody, metanu i ditlenku węgla." ]

[]

[ "Krótkotrwały deszcz o dużej intensywności spowoduje większy odpływ, niż ta sama ilość deszczu dostarczona w dłuższym okresie czasu. Jeśli ilość wody dostarczonej przez deszcz jest wyższa niż możliwości infiltracyjne obszaru zasilania powstanie odpływ powierzchniowy. Infiltracja jest kontrolowana przez temperaturę. W warunkach wysokich temperatur część wody opadowej, jeszcze przed infiltracją, odparuje, natomiast w warunkach niskich temperatur dojdzie do zamarznięcia podłoża, co zablokuje infiltrację.", "Infiltracja zależy od szeregu czynników, z których najistotniejsze znaczenie mają [2]:", "Przepuszczalność i stopień nasycenia odgrywają istotną rolę przy infiltracji z rzeki (Rys. 1). Stopień nasycenia może zmieniać się sezonowo i w okresach suchych następuje wzrost infiltracji, a w deszczowych jej spadek. Te zmiany wykorzystuje się przy budowie sztucznych zbiorników infiltracyjnych, które zbierają wodę w sezonie deszczowym, a w sezonie suchym zasilają wody podziemne." ]

[ { "name": " Definicja 1: Woda podziemna ", "content": " Woda, która znajduje się w skałach pod powierzchnią Ziemi [1], [2]\nnazywana jest wodą podziemną. Wypełnia wolne przestrzenie, które mają formę porów, szczelin lub pustek\n(zob. Porowatość i przepuszczalność). Wody podziemne pochodzą z roztworów związanych ze\nstopami magmowymi i nazywane są juwenilnymi albo z opadów atmosferycznych i nazywane są\nwodami meteorycznymi lub wadycznymi. Wody meteoryczne są wodami odnawialnymi [3], [4], [5].\n" } ]

[ "Woda może być zatrzymana pod powierzchnią Ziemi pod postacią:", "Woda przechodząc w stan stały podlega retencji. W klimacie umiarkowanym lód jest utrzymywany w okresie sezonu zimowego lub krócej i ta retencja jest krótkookresowa, natomiast w strefie wiecznej zmarzliny jest przetrzymywany przez długi okres czasu (zob. Wieczna zmarzlina). Retencja na obszarze wiecznej zmarzliny obejmuje znaczne ilości wody, miąższość zmrożonej warstwy może dochodzić do kilkuset metrów [2].", "Woda fizycznie związana jest zatrzymywana w strefie aeracji, a czas zatrzymywania jest różny i zależy od wielu czynników, w tym warunków klimatycznych. W klimacie umiarkowanym woda ta może być magazynowana przez stosunkowo długi okres czasu, natomiast w klimacie, gdzie występują dwie pory roku, sucha i deszczowa, spora ilość wody jest uwalniana w okresie suchym.", "Woda wolna znajduje się warstwach wodonośnych. Zatrzymywanie jej zależy od pozycji warstwy wodonośnej. W warstwach wodonośnych, w których występują wody głębinowe na ogół nie ma możliwości odpływu i woda magazynowana jest przez bardzo długi okres. Zatrzymywanie wód gruntowych i wgłębnych zachodzi w warstwach wodonośnych, które ograniczone są ze wszystkich stron utworami nieprzepuszczalnymi. lub takich, które tworzą basen, czyli strukturę (Rys. 1) otwartą od góry, a ograniczoną z boku warstwami nieprzepuszczalnymi. W takich warunkach woda, zwłaszcza w niższych częściach basenu może być zatrzymywana na bardzo długi okres.", "Obok retencji naturalnej, która wykorzystuje naturalne ograniczenia warstw wodonośnych, występuje retencja sztuczna, która polega na budowaniu tam. Istnieje też pojęcie małej retencji wodnej w lasach. Jej celem jest między innymi podniesienie poziomu wód gruntowych na terenach leśnych [4]." ]

[ { "name": " Definicja 1: Retencja wody podziemnej ", "content": " Jest to czasowe zatrzymanie wody pod powierzchnią Ziemi i\nwoda ta nie bierze udziału w odpływie podziemnym. Jej ilość na danym obszarze jest jednym z czynników\nbilansu wodnego tego obszaru [1]. " } ]

[ "Wody przypowierzchniowe mają różne postaci i ich forma jest podstawą wyodrębnienia w nich (Rys. 1), [1], [2], [3]:", "Woda higroskopijna dociera pod powierzchnię Ziemi w wyniku absorpcji, czyli pochłaniania substancji gazowej lub ciekłej przez substancję stałą. Substancją stałą są ziarna minerałów absorbujących wodę, przeważnie bezpośrednio z pary wodnej. Absorpcja wykorzystuje siły molekularne przyciągania międzycząsteczkowego, między atomowego i elektrycznego. Woda higroskopijna tworzy warstewkę o grubości rzędu setnych lub tysięcznych części mikrometra na cząstce mineralnej. Zdolność absorpcji mają przede wszystkim minerały bardzo rozdrobnione. Zdolność tą wyraża wodochłonność higroskopijna, która jest różna dla poszczególnych rodzajów skał. Woda higroskopijna przyjmuje fizyczne cechy ziarna mineralnego, nie ma własności rozpuszczających, nie przekazuje ciśnienia hydrostatycznego i nie przemieszcza się. Zamarza w temperaturze około -78\\(^o\\)C [2], [3].", "Woda błonkowata (nabłonkowa) jest to woda związana przez adsorpcję, czyli proces, w którym dochodzi do gromadzenia się substancji na powierzchni granicznej dwóch faz: ciała stałego i cieczy adsorbowanej przez cząstki skały z wody w fazie ciekłej. Woda błonkowata tworzy zewnętrzną otoczkę wokół cząstek skalnych, bezpośrednio przylegającą do warstwy wody higroskopijnej. Grubość błonki nie przekracza dziesiątych części mikrometra. W części zewnętrznej błonki, własności wody błonkowatej zbliżają się do własności wody wolnej, a w części wewnętrznej do własności wody higroskopijnej. Woda błonkowata nie przemieszcza się pod wpływem siły grawitacji - jak woda wolna, ale może przemieszczać się z cząstki na cząstkę. Nie przekazuje ciśnienia hydrostatycznego i ma tylko niewielkie własności rozpuszczalnika. Wody błonkowata i higroskopijna wspólnie tworzą postać wody fizycznie związanej ze skałą [2], [3].", "Woda wolna (grawitacyjna, swobodna) jest to woda przemieszczająca się w ośrodku skalnym przez pory i szczeliny o wielkościach nadkapilarnych pod wpływem grawitacji lub różnicy ciśnień. Pochodzi przede wszystkim z infiltracji (zob. Infiltracja). Jest rozpuszczalnikiem, przekazuje ciśnienie hydrostatyczne, czyli ma własności zwykłej wody powierzchniowej [2], [3].", "Woda kapilarna (włoskowata) to woda w postaci przejściowej pomiędzy wodą słabo związaną, a wodą wolną. Znajduje się w cienkich (włoskowatych) porach i szczelinach w skale, do pewnej wysokości ponad zwierciadłem wody wolnej (zob. Strefy wód gruntowych i Zwierciadła wód gruntowych). Wysokość ta nazywana jest wzniosem kapilarnym [2], [3].", "Woda podziemna znajduje się w skałach również w fazie stałej i gazowej, czyli pod postacią pary wodnej i lodu. Lód występuje pod powierzchnią sezonowo w strefie umiarkowanej, natomiast stale w obszarach wiecznej zmarzliny (zob. Wieczna zmarzlina).", "Według genezy wyróżniane są wody meteoryczne i wody juwenilne [4], [5], [6] (zob. Infiltracja)." ]

[]

[ "Wody opadowe infiltrując pod powierzchnię Ziemi dostają się do strefy aeracji, zwanej również strefą nienasyconą [1], [2], [3]. Znajduje się ona między powierzchnią terenu, a zwierciadłem swobodnym wody lub stropem strefy wzniosu kapitalnego. W niektórych miejscach, np. pod jeziorami i bagnami, strefa aeracji nie występuje, a w niektórych obszarach ma ona setki metrów grubości, co jest powszechne w regionach suchych. Strefa aeracji nazywana jest również strefą napowietrzania, gdyż obok fazy ciekłej i stałej występują w niej gazy atmosferyczne. Woda fizycznie związana jest istotnym składnikiem fazy ciekłej. Woda wolna, która jest nazywana wodą wsiąkową, występuje okresowo w czasie przenikania wód opadowych. Woda ta przechodzi przez strefę aeracji dostając się do strefy saturacji. Jest więc podstawowym składnikiem uzupełniającym zasoby wód podziemnych [2], [3].", "Strefa aeracji nie jest źródłem łatwo dostępnej wody do spożycia przez ludzi. Ma natomiast ogromne znaczenie w dostarczaniu wody i składników odżywczych, niezbędnych w rolnictwie. Kontroluje też przedostawanie się zanieczyszczeń do zbiorników wód gruntowych.", "Poniżej strefy aeracji znajduje się strefa wzniosu kapilarnego. Występuje w niej woda kapilarna (zob. Woda w skałach). Miąższość tej strefy uwarunkowana jest wzniosem kapilarnym, a ten z kolei zależy od materiału, jaki tą strefę buduje. Wznios kapilarny wynosi około [1]:", "W strefie saturacji, która występuje poniżej swobodnego zwierciadła wód podziemnych, woda wypełnia wszystkie pustki i szczeliny w skałach. W strefie tej znajdują się wody [1] (zob. Woda w skałach):", "Wody przypowierzchniowe występują tam, gdzie strefa aeracji jest cienka. Wody gruntowe są oddzielone znacznie grubszą strefą aeracji. Wody wgłębne są oddzielone od powierzchni Ziemi warstwą utworów nieprzepuszczalnych. Wody głębinowe są oddzielone od powierzchni Ziemi wieloma warstwami nieprzepuszczalnym [1], [3].", "W warstwie całkowicie wypełnionej wodami wgłębnymi występuje tylko strefa saturacji, a nieprzepuszczalny nadkład spełnia rolę strefy aeracji. Natomiast, w warstwach wypełnionych częściowo wodą wyróżnia się wszystkie trzy strefy, czyli saturacji, wzniosu kapilarnego i aeracji." ]

[]

[ "Wahania zwierciadła swobodnego zależą od stopnia zasilania wodą i mogą być spowodowane przyczynami naturalnymi lub sztucznymi [1]. Do przyczyn naturalnych należą ilość opadów lub ich długotrwały brak, czyli susza. Główną przyczyną sztuczną jest pompowanie wody. Podczas poboru wody, które odbywa się punktowo, następuje zmiana położenia zwierciadła i nachylenie jego powierzchni w kierunku studni (Rys. 1). Po zaprzestaniu poboru wody, zwierciadło może wrócić do swojego stanu pierwotnego i wówczas będzie to tak zwane zwierciadło statyczne.", "Woda występująca w warstwie wodonośnej, która ograniczona jest od góry nadkładem utworów nieprzepuszczalnych i całkowicie wypełniona wodą, znajduje się pod ciśnieniem większym od ciśnienia atmosferycznego. Ciśnienie to nazywane jest ciśnieniem piezometrycznym. Na granicy warstwy wodonośnej i nadkładu znajduje się zwierciadło napięte przyjmujące kształt powierzchni stropowej warstwy wodonośnej [3], (Rys. 2).", "Ciśnienie piezometryczne wyznacza wirtualny, pozorny poziom zwany zwierciadłem piezometrycznym. W studniach, które przebijają zwierciadło napięte, następuje podniesienie poziomu wody do wysokości zwierciadła piezometrycznego. Wysokość na jaką podchodzi woda nazywa się wysokością piezometryczną. Pobór wody spowoduje wychylenie tego zwierciadła w kierunku studni, po zaprzestaniu pompowania, zwierciadło wody może powrócić do swojego stanu pierwotnego.", "W warstwie wodonośnej ograniczonej nadkładem nieprzepuszczalnym, która nie jest w całości wypełniona wodą, występuje zwierciadło swobodne ( Rys. 1 w rozdziale Warstwy wodonośne). W tego typu warstwach może też pojawiać się okresowo zwierciadło napięte, jeżeli warstwa zostanie całkowicie wypełniona wodą. Możliwe jest wystąpienie w różnych częściach jednej warstwy wodonośnej zwierciadła swobodnego oraz zwierciadła napiętego i piezometrycznego." ]

[ { "name": " Definicja 1: Zwierciadło wód podziemnych ", "content": " Powierzchnia, poniżej której pory w skale są\ncałkowicie nasycone wodą nazywana jest zwierciadłem wód gruntowych. Jest to powierzchnia\nograniczająca od góry strefę saturacji, czyli strefę występowania wód podziemnych [1], [2], [3].\n" } ]

[ "Wyróżnia się też szereg odmian ośrodka wodonośnego [3], są to:" ]

[ { "name": " Definicja 1: Warstwa wodonośna ", "content": " Warstwa wodonośna to warstwa skalna, której własności\numożliwiają gromadzenie, przewodzenie i oddawanie wody. Może mieć formę pojedynczej warstwy skalnej\nlub składać się z kompleksu warstw wodonośnych, dlatego też używany jest zamiennie termin\npoziom wodonośny. Z praktycznego punktu widzenia, warstwa wodonośna zawiera możliwe do\nwydobycia wody podziemne [1], [2]. Ośrodek wodonośny to utwory skalne zawierające wodę wolną [3].\n" } ]

[ "Ze względu na formę wolnych przestrzeni w skale wyróżniana jest porowatość, szczelinowatość i krasowatość [4]. W tym ujęciu (1) szczelinowatość i krasowatość zalicza się do porowatości wtórnej. Dla określenia ilościowego porowatości nie ma znaczenia, w jakim procesie ona powstała.", "Rozmiar porów ma znaczenie dla sposobu przemieszczana się wody przez skały, w związku z tym wydziela się:", "Dla określenia ilości przestrzeni porowej używa się współczynnika porowatości objętościowej n, nazywanego też w skrócie porowatością [4]. Określa go wzór \\(n=\\frac {V_p}{V}\\), gdzie \\(V_p\\) to objętość porów w próbce skalnej, a V to całkowita objętość próbki. Względny udział porów w budowie skały określa wskaźnik porowatości \\(\\in =\\frac {V_p}{V_s}\\), gdzie \\(V_s\\) to objętość szkieletu skalnego próbki.", "Jednostką przepuszczalności jest darcy, który jest równoważny przepływowi jednego centymetra sześciennego cieczy na sekundę przez próbkę o powierzchni jednego centymetra kwadratowego w polu przekroju poprzecznego pod ciśnieniem jednej atmosfery na centymetr kwadratowy." ]

[ { "name": " Definicja 1: Porowatość ", "content": " Porowatość określa istnienie w skale wolnych przestrzeni zwanych porami\n(Rys. 1). Mianem tym także nazywana jest objętość wolnych przestrzeni [1], [2], [3]. Porowatość pierwotna\njest własnością skały istniejącą od czasu jej powstania, natomiast porowatość wtórna tworzy się\nw skale przez działalność później zachodzących procesów, np. rozpuszczania, rekrystalizacji [1].\n" }, { "name": " Definicja 2: Przepuszczalność ", "content": " Przepuszczalność to zdolność materiału porowatego do\nprzepuszczania cieczy. Wyraża się ona jako prędkość, z jaką ciecz o określonej lepkości, pod wpływem\nzadanego ciśnienia, przepływa przez próbkę o określonym przekroju i grubości. Przepuszczalność w dużej\nmierze zależy od wielkości i kształtu porów, od wielkości, kształtu i rozmieszczenia ziaren. Zależy nie tylko od\nwłasności skały, ale również od własności cieczy, która przez skałę przepływa (zob. Odpływ podziemny wód\ngruntowych). " } ]

[ "Przy poziomym zwierciadle swobodnym, woda podziemna znajduje się w stanie spoczynku. Przypadek ten jest dość rzadki, gdyż przeważnie powierzchnia zwierciadła jest nachylona. Wody pozostają w ruchu i pod wpływem siły ciężkości przepływają z miejsc wyżej położonych do niżej położonych.", "Podobnie jak woda wsiąkowa, woda podziemna wykorzystuje system kanałów utworzony przez przestrzenie porów, szczelin lub pustek krasowych. Dla uproszczenia przyjmuje się że woda przepływa całym przekrojem warstwy wodonośnej i w związku z tym modelowe parametry przepływu są uśrednione [2]. Rys. 1 przedstawia modelowy przepływ wody podziemnej. H i h to wysokość zwierciadła wód, znajdującego się na różnych poziomach względem spągu warstwy wodonośnej. Odległość pomiędzy punktami, w których mierzona jest wysokość H i h określa się jako drogę przepływu L.", "Stosunek \\(\\frac {\\Delta h}{L}\\) przedstawia gradient hydrauliczny [1], przy czym \\(\\Delta h\\) = H-h. Dla \\(\\Delta h\\) oznacza różnicę ciśnień, gdyż wysokości słupa wody H i h, oznaczają ciśnienie hydrauliczne [1], [2].", "W 1856 r. francuski inżynier Henry Darcy sformułował wzór, w którym została określona prędkość przepływu v:", "gdzie k to przewodność hydrauliczna, zależna od właściwości skał przez które woda podziemna przepływa.", "Gradient hydrauliczny zmienia się w zależności od zmian wysokości zwierciadła swobodnego, które zależy od wielkości zasilania i podłoża, przy czym, wskutek małej prędkości wsiąkania, reakcja zwierciadła wód gruntowych jest opóźniona w stosunku do przyczyny. Zmiany wysokości zwierciadła wód gruntowych są regularnie mierzone w sieci obserwacyjnej Instytutu Meteorologii i Gospodarki Wodnej.", "Gradient hydrauliczny ulega zmianie również w przypadku poboru wody ( Rys. 1 w rozdziale Zwierciadła wód gruntowych) i przepływu wody podziemnej w kierunku otworu studziennego. Różnica ciśnień kształtuje się w zależności od zwierciadła dynamicznego. Powstaje lej depresyjny wyznaczający obszar zasilania studni [2].", "Woda podziemna wydostaje się na powierzchnię w źródłach (zob. Odpływ powierzchniowy wód gruntowych i źródła), wpływa też do rzek, jezior i mórz. Przepływ wód podziemnych od czasu infiltracji do czasu wydostania się na powierzchnię nazywany jest odpływem wód gruntowych, można też używać terminu odpływ całkowity. Dla określenia ilości wody podziemnej odpływającej z określonego obszaru w danym czasie, np. dniu, miesiącu, roku [3], [4], [5] stosuje się termin odpływ podziemny." ]

[]

[ "Położenie zwierciadła piezometrycznego ponad powierzchnią Ziemi, występuje gdy:", "Strefa ciśnień artezyjskich rozpoczyna się w miejscu, gdzie zwierciadło piezometryczne przecina powierzchnię utworów nieprzepuszczalnych (Rys. 2). Po przebiciu zwierciadła wód warstwy wodonośnej nastąpi samoczynny wypływ wód. W obszarze, gdzie zwierciadło piezometryczne znajduje się w obrębie utworów nieprzepuszczalnych, występuje strefa ciśnień subartezyjskich i woda nie podlega samowypływowi [3].", "Wody głębinowe mogą być również artezyjskimi, jeśli znajdują się pod wystarczającym ciśnieniem wywołanym przez naciski skał otaczających. Struktura geologiczna, w której występują wody artezyjskie ma najczęściej charakter niecki (synkliny), monokliny obciętej masywem skał nieprzepuszczalnych lub strefą uskokową wypełnioną utworami nieprzepuszczalnymi. Niecki nazywane są zwykle basenami artezyjskimi." ]

[ { "name": " Definicja 1: Wody artezyjskie ", "content": " Wody artezyjskie to wody podziemne wgłębne, których zwierciadła\npiezometryczne znajdują się powyżej powierzchni Ziemi, nad warstwą wodonośną, która je zawiera. Przebicie\nzwierciadła tych wód powoduje powstanie samoczynnego wypływu [1], [2], [3]. Woda artezyjska może\nwypływać również samoczynnie w źródłach artezyjskich, jeżeli warstwa wodonośna połączona jest z\npowierzchnią terenu wąskimi kanałami występującymi w obrębie utworów nieprzepuszczalnych.\n" } ]

[ "Ilościowym wyrazem stopnia mineralizacji wód jest określenie ciężaru osadu, jaki pozostaje po odparowaniu 1 litra wody w temp. 105 \\(^{\\circ }\\)C (Rys. 1). Na tej podstawie, umownie dzieli się wody podziemne na trzy grupy:", "Skład chemiczny i stopień mineralizacji wody jest zależny od składu mineralnego skał, w których te wody występowały, głębokości ich zalegania oraz czasu, w którym przebywały w ośrodku skalnym.", "W wodach podziemnych wykryto dotychczas 50 naturalnych pierwiastków z 88 występujących w przyrodzie [3]. Dzielą się one na:", "Gazy, takie jak dwutlenek węgla, siarkowodór czy radon, dostają się do wody wskutek procesów zachodzących w głębi Ziemi.", "Ze względu na skład chemiczny w obrębie wód mineralnych wyróżniane są [2], [3]:", "Do wód leczniczych, swoistych zaliczane są wody termalne.", "Powyższa definicja stosowana jest w Polsce, a oparta jest na tradycji lecznictwa uzdrowiskowego. Według innych podziałów, za wody termalne uważa się wody, które mają wyższe temperatury od średniej tempery rocznej w obszarze ich występowania [7] (np. we Francji). W niektórych krajach te temperatury są wskazywane, np. we Włoszech temperatura wód termalnych powinna przewyższać o 5\\(^{\\circ }\\)C średnie temperatury roczne.", "Wody termalne wypływają w źródłach lub są pobierane w odwiertach. Źródła termalne najczęściej związane są z wulkanizmem (zob. Zjawiska powulkaniczne). Mogą również występować na obszarze o podwyższonym gradiencie geotermicznym, np. plam gorąca (zob. Pióropusze płaszcza i plamy gorąca)." ]

[ { "name": " Definicja 1: Wody mineralne ", "content": " Wodami mineralnymi nazywamy wody zawierające w\nlitrze ponad 1000 mg rozpuszczonych związków mineralnych [1], [2]. Zawierają jony rozpuszczonych\nskładników stałych, jak również gazy, takie jak dwutlenek węgla, metan, siarkowodór czy radon.\n" }, { "name": " Definicja 2: Wody termalne ", "content": " Wody termalne to wody podziemnie, których temperatura wynosi co\nnajmniej 20\\(^{\\circ }\\)C na wypływie ze źródła lub z odwiertu [6]. " }, { "name": " Definicja 3: Gradient geotermiczny ", "content": " Współczynnik określający przyrost temperatury na jednostkę\nprzyrostu głębokości nazywany jest gradientem geotermicznym. " } ]

[ "Do źródeł nie zaliczają się źródliska, czyli nieskoncentrowane wypływy, które mają formę wielu sączeń (Rys. 1A). Źródliska obejmujące znaczne obszary i powodujące zabagnienia lub rozwój torfowisk nazywane są młakami, zaś małe źródliska nie tworzące bagien są określane jako wysięki lub wycieki. Termin źródlisko może stosowany również na określenie zespołu źródeł występujących blisko siebie [1].", "Źródła od dawna są ważne dla ludzi jako źródło słodkiej wody, zwłaszcza w suchych regionach, w których roczne opady są stosunkowo niewielkie (Rys. 2).", "Źródła klasyfikowane są w oparciu o różne kryteria. Powszechnie wykorzystywany jest podział bazujący na budowie geologicznej miejsca wypływu wód i zgodnie z nim wyróżnia się źródła [2], [3], [4]:", "Ze względu na lokalizację wydzielane są źródła [1]:", "Biorąc pod uwagę kierunek wypływu wody wydziela się się źródła [1], [2]:", "Według podziału uwzględniającego typ skały, z której wypływa woda wyróżnia się źródła [1]:" ]

[ { "name": " Definicja 1: Źródło ", "content": " Źródłem nazywa się naturalny i skoncentrowany wypływ wody podziemnej na\npowierzchni terenu, który rozpoczyna przepływ powierzchniowy. " } ]

[ "Erozja podziemna polega na usuwaniu fragmentów skały i tworzeniu pustych przestrzeni. Zachodzi przez:", "Istotne znaczenie erozyjne mają dwa procesy:", ".", "W procesie erozji podziemnej tworzone są pory oraz większe pustki o typie jaskiń (zob. Kras podziemny i jego formy).", "Roztwory powstałe w wyniku ługowania zawierają związki chemiczne, które mogą tworzyć wody zmineralizowane. Jeżeli cząstki są bardzo drobne, tworzą zawiesinę koloidalną.", "Wody podziemne przemieszczają usunięte fragmenty skały oraz zawiesinę koloidalną w procesie transportu podziemnego i wynoszą je na powierzchnię terenu lub odkładają we wnętrzu Ziemi. Akumulacja podziemna obejmuje przede wszystkim proces wytrącania związków z roztworów, w efekcie czego powstają krasowe formy naciekowe (Rys. 1A), (zob. Kras podziemny i jego formy) oraz kolmatację.", "Związki chemiczne z krążących wód podziemnych krystalizują w porach lub szczelinach. Najpowszechniej dochodzi do wytrącania węglanu wapnia, który tworzy spoiwa w skałach klastycznych lub występuje w skupieniach sekrecyjnych. Szczególnie pospolite są sekrecje lateralne mające postaci żył kalcytowych. Żyły zawierające związki mineralne często tworzą złoża kopalin użytecznych. Najczęściej tego typu złoża powstają z krystalizacji związków zawartych wodach juwenilnych (zob. Infiltracja i Woda w skałach).", "Do kolmatacji zaliczane jest również sztuczne osadzanie związków chemicznych [7]. Proces ten jest jedną z metod poprawy własności geotechnicznych podłoża budowlanego." ]

[ { "name": " Definicja 1: Kolmatacja ", "content": " Kolmatacja polega na osadzaniu cząstek ilastych i koloidalnych w porach\nszkieletu mineralnego skał. Proces ten następuje na skutek zmniejszania się spadku hydraulicznego lub\nzwiązanej z nim zmiany prędkości przepływu wody podziemnej i zmniejszenia się zdolności filtracyjnych [6].\nJest przeciwieństwem sufozji. " } ]

[ "Granica pomiędzy warstwą czynną, a wieczną zmarzliną właściwą stanowi zwierciadło (lustro) zmarzliny. W obrębie wiecznej zmarzliny wyróżnia się warstwę przejściową, tzw. pereletok oraz warstwę wewnątrz wiecznej marzłoci, która okresowo odmarza, zwaną talikiem [1], [2], [3].", "Liniowy i ciągły rozkład temperatur w gruncie powoduje nierównomierne tempo zamarzania warstwy czynnej jesienią (listopad, grudzień). Przy powierzchni terenu grunt zamarza w październiku, a na głębokości 1-2 metrów grunt zamarza dopiero w grudniu. Powoduje to uwięzienie niezamarzniętej warstwy między powierzchnią gruntu, a wieczną marzłocią [4]. W strefie tej znajduje się uwięziony lód (Rys. 2).", "Wskutek wzrostu objętości wody występującej w podłożu, podczas zamarzania następują deformacje powierzchni terenu związane z jej lokalnym podnoszeniem. Typową formą morfologiczną jest pingo, czyli pagór o lodowym jądrze. Powstaje on wskutek działania ciśnienia kriostatycznego [2], podobnie, jak się to dzieje przy tworzeniu bugrów. Wysokość pingo wnosi na ogół do 30 m (ale były opisywane formy o wysokości nawet do 70 m). Ma kształt wzgórza o wyrównanym wierzchołku, który może być rozerwany lub zapadnięty na kształt krateru odsłaniając lód jądrowy [4]." ]

[ { "name": " Definicja 1: Wieczna zmarzlina ", "content": " Terminem wieczna zmarzlina określa się przypowierzchniową\nwarstwę Ziemi, w której przez okres co najmniej 2 lat utrzymuje się stale temperatura poniżej\npunktu zamarzania. Wieczna zmarzlina może być sucha, gdy nie zawiera lodu jako materiału\ncementującego (np. w litej skale lub suchym piasku) lub wilgotna, gdy występuje w podłożu o\npewnej zawartości wody i wolne przestrzenie między cząstkami podłoża zajmuje lód [1], [2], [3].\n" } ]

[ "W zależności od miejsca oddziaływania krasu i występowania form krasowych, kras dzielony jest na:", "Kras, który już się nie rozwija, a którego formy zostały przykryte osadami młodszymi nazywamy krasem kopalnym [1].", "Najbardziej znanym procesem krasowym jest kras węglanowy. Węglan wapnia \\(CaCO_3\\) rozpuszcza się w wodzie zawierającej dwutlenek węgla. Proces rozpuszczania określają reakcje:" ]

[ { "name": " Definicja 1: Kras ", "content": " Kras (krasowienie) to zespół procesów, które związane są z ługowaniem skał\nłatwo rozpuszczalnych przez wody powierzchniowe i podziemne. Procesy te prowadzą do powstania\ncharakterystycznych podziemnych i powierzchniowych form z rozpuszczania, zwanych formami krasowymi. Na\nznacznie mniejszą skalę zachodzi akumulacja krasowa, polegająca przede wszystkim na wytrąceniu wcześniej\nrozpuszczonych związków.\nTerminem kras określa się też charakterystyczną rzeźbę i formy powstałe w wyniku tych procesów [1], [2].\n" } ]

[ "Czynnikami wpływającymi na tempo procesów krasowych w wapieniach są:", "Zjawiska krasowe rozwijają się najlepiej w klimacie wilgotnym, ciepłym, ale nie gorącym, są mocno ograniczone w klimacie suchym [2], [1], [3]. Korzystne dla procesów krasowienie jest występowanie niskiego lub zmiennego zwierciadła wód gruntowych.", "Zjawiska krasowe są wykorzystywane do magazynowania (sekwestracji) dwutlenku węgla, który zostaje związany przez wejście w reakcję chemiczną ze skałą krasowiejącą." ]

[]

[]

[]

[ "Do form krasu erozyjnego zaliczane są:", "Różnica między kominami, a studniami krasowymi nie jest całkiem jasna, na ogół przyjmuje się że kominy krasowe są to kanały eksplorowane od dołu, natomiast studnie krasowe od góry.", "Formy akumulacyjne powstają w wyniku osadzania się węglanu wapnia. Proces ten związany jest z utratą dwutlenku węgla z wód i parowaniem [1].", "Wyróżnia się kilka typów charakterystycznych form, które ze względu na charakter nazywa się naciekami. W ich obrębie występują:" ]

[]

[ "Przykrycie powierzchni Ziemi przez lód nazywa się glacjacją, a odsłonięcie obszaru z pod lodu - deglacjacją. Podczas glacjacji i deglacjacji zachodzą różne procesy angażujące wodę, dlatego w ich obrębie wyróżnia się:", "Procesy te są ze sobą powiązane i funkcjonują wspólnie w obrębie sytemu glacjalnego [1]. Obecność lodu reguluje przebieg procesów. Wchodzi on w skład powierzchniowych struktur Ziemi lub tworzą się z niego formy nazywane lodowcami.", "Warunki funkcjonowania lodowców", "Do rozwoju i funkcjonowania lodowców potrzebne są określone warunki zewnętrzne. Umożliwiają one wytworzenie i utrzymanie na powierzchni Ziemi podstawowego budulca lodowca, czyli lodu lodowcowego. Warunki te są natury 1 [2], [3], [4]:", "Warunki klimatyczne zabezpieczają pozyskanie budulca dla lodowca, czyli odpowiednią ilość opadu śnieżnego oraz jego trwałość. Istotne znaczenie mają:", "Warunki klimatyczne sprzyjające tworzeniu się lodowców występują powyżej granicy wiecznego śniegu [2], [5], [6], [7], [4], [8]. Jest to wysokość, ponad którą bilans roczny opadów śnieżnych jest dodatni, czyli dostawa przewyższa ubytek śniegu. Granica ta zmienia swoje położenie wraz z szerokością geograficzną. Najwyższe wysokości bezwzględne, przekraczające 5 000 m n.p.m., osiąga w rejonach okołorównikowych i podzwrotnikowych. Kolejno ku północy i ku południowi jej poziom sukcesywnie się obniża i finalnie na biegunach dochodzi do poziomu morza (Rys. 1). Granica wiecznego śniegu jest dobrze widoczna w okresach letnich, gdy zanika śnieg nietrwały i zostaje tylko pokrywa stale zalegającego śniegu.", "Warunki morfologiczne zabezpieczają miejsce, w którym dochodzi do powstania lodowca. Nazywane jest ono polem firnowym [5], [4], [8].", "Lodowce mają różne wykształcenie i z uwagi na formę dzielone są na:" ]

[ { "name": " Definicja 1: Lodowiec ", "content": " Lodowiec to przemieszczająca się pod wpływem własnego ciężaru masa\nlodowa, która powstała z przekształcenia śniegu. Oprócz lodu, lodowiec zawiera materiał klastyczny oraz mogą\nw nim występować wody w stanie płynnym. " } ]

[ "Istotne znaczenie dla gromadzenia się mas śnieżnych ma morfologia pola firnowego. Stanowi ono zbiornik o określonym kształcie i pojemności, który jest zdolny do zatrzymania znacznej objętości śniegu. Zwykle jest to jednostronnie otwarta forma. Znajduje się na zboczu lub pomiędzy zboczami i ma charakter misy. Jej dolna powierzchnia jest łukowato wygięta i słabo nachylona w kierunku stoku. Od zaplecza pole firnowe otoczone jest przez strome ściany. Jest to powierzchnia akumulacyjna, z której osad śnieżny doprowadzany jest do pola firnowego (Rys. 1). Pola firnowe powstają na miejscu niewielkich zagłębień lub zrównań, zwykle dziedziczą obniżenia lejów źródłowych lub krasowych, nisze osuwiskowe i niwacyjne czy spłaszczenia denudacyjne.", "Pole firnowe spełnia dwa zasadnicze zadania [3], [4], [5]:" ]

[]

[ "Śnieg powstaje w obrębie atmosfery i tworzy się w procesie krystalizacji wody. Zbudowany jest z niewielkich kryształów lodowych, które łączą się większe struktury, nazywane płatkami. Kryształy śniegu są symetryczne i mają różną formę, zależną od temperatury, w której zachodzi ich krystalizacja. Powstają przez nadbudowanie kryształu heksagonalnego. Zwykle są dendrytyczne, płaskie i sześcioramienne lub przyjmują formy wydłużone. Ich wielkość wynosi od ułamków milimetra do kilku milimetrów. Pokrywa śnieżna ma gęstość około 0,05-0,1 g/cm\\(^3\\) i jest utworem porowatym, który zawiera średnio 90% powietrza. Pod wpływem ciśnienia nadkładu ulega kompakcji, co powoduje sukcesywny wzrost jej gęstości i spadek porowatości. Dochodzi też do rekrystalizacji, w wyniku której śnieg przekształcony zostaje w firn (szreń), czyli zbiór niewielkich ziaren lodu. Firn ma gęstość około 0,3 – 0,6 g/cm\\(^3\\), zawiera 50% powietrza i składa się z ziaren wielkości około 1 mm (Rys. 1). W wyniku obtapiana powierzchni ziaren firnowych i krystalizacji wody w przestrzeniach międzyziarnowych, ziarna firnu zostają spojone ze sobą cementem lodowym. W tym procesie tworzy się kolejna forma diagenetyczna nazywaną lodem firnowym. Lód firnowy może powstać też bez udziału wody i tworzy się przez rozrost kryształów i ich wzajemne połączenie [3]. Zmniejszenie przestrzeni porowej powoduje przyrost jego ciężaru. W lodzie firnowym znajduje się około 20-30% powietrza, a jego gęstość oscyluje pomiędzy 0,6-0,8 g/cm\\(^3\\). W wyniku rekrystalizacji lodu firnowego dochodzi do powstania lodu lodowcowego (Rys. 2). Jest on formą dojrzałą i finalną procesu diagenezy. Lód lodowcowy jest ciałem w pełni krystalicznym, o gęstości wynoszącej około 0,8 g/cm\\(^3\\). Ma strukturę zbitą i zawiera do 20% powierza (Rys. 1). Składa się z kryształów mających wielkości milimetrów, które pod wpływem ciśnienia ulegają rekrystalizacji i sukcesywnie zwiększają swoje rozmiary. Wraz ze wzrostem kryształów ubywa w lodzie powietrza i innych inkluzji, co prowadzi do wzrostu jego gęstości i przezierności. Duże, kilkucentymetrowej wielkości kryształy lodu lodowcowego występują w tzw. lodzie niebieskim. Jest to lód wieloletni, którego błękitna barwa jest efektem pochłaniania światła czerwonego [12], [13], [14], [9]." ]

[]

[ "Typy lodowców górskich", "Lodowce górskie mają różne formy. Ze względu na nie wyróżnia się [5], [1], [2], [3]:", "Lodowiec dolinny (alpejski) jest lodowcem prostym (Rys. 1, Rys. 2). Składa się z jednego jęzora lodowego, który zasilany jest z pojedynczego pola firnowego (ewentualnie kilku blisko siebie położonych pól). Wielkość jęzora około dwukrotnie przewyższa wielkość pola firnowego.", "Lodowiec dendrytyczny (himalajski) jest typem lodowca złożonego (Rys. 1, Rys. 2). Powstaje przez połączenie co najmniej kilku jęzorów lodowych, które zasilane są z odrębnych pól firnowych. Zespolenie form jednostkowych prowadzi do utworzenia znacznej długości strumienia lodu.", "Lodowiec karowy (pirenejski) jest niewielkim lodowcem o zerowym lub prawie zerowym bilansie masy lodu (Rys. 1, Rys. 3). Jego głównym elementem jest pole firnowe, natomiast jęzor lodowy nie występuje lub jest mocno zredukowany i bardzo krótki. Pionowo spływający jęzor, który ma formę lodospadu nazywany jest lodowcem wiszącym. Powstaje przy polach firnowych graniczących z przewieszkami lub bardzo stromymi ścianami skalnymi. Zwykle taki jęzor podlega skracaniu przez obrywy. W sprzyjających warunkach z nagromadzenia koluwialnych bloków lodowych może wytworzyć się lodowiec, który nazywany jest regenerowanym.", "Lodowiec turkiestański jest specyficzną formą lodowca, który zasilany jest bezpośrednio przez lawiny i zsuwy śnieżne. Składa się z jęzora lodowego, natomiast rolę pola firnowego przejmuje, znajdujący się na szczycie jęzora stożek śnieżny.", "Lodowiec piedmontowy (podgórski) stanowi formę powłoki lodowej występującej na przedpolu wzniesień (Rys. 1, Rys. 3). Powstaje ona przez zespolenie kilku strumieni lodowych, które wychodzą z sąsiadujących dolin. Jęzory lodowcowe, które opuszczają dolinę tracą podparcie boczne i rozlewają się tworząc niegrubą, ale szeroką pokrywę. Z połączenia takich pokryw powstaje lodowiec piedmontowy." ]

[]

[ "Lodowce kontynentalne [1], [2], [3], [4], [5] są rozległymi, wielkoobszarowymi pokrywami lodowymi, które ze względu na zasięg regionalny zwane są lądolodami (Rys. 1, Rys. 2). Mają formę czasz, które pokrywają rozległe obszary lądowe. Najwyższe miąższości, które liczone są w pojedynczych kilometrach, osiągają w częściach centralnych. Prędkość płynięcia lodu w lądolodach jest zróżnicowana. Występują w nich strumienie szybko płynącego lodu, zwykle zakończone lobami. Są to szerokie i obłe wypustki, które wychodzą na przedpole ogólnej linii czaszy. Lądolody rozwijają się w obszarach o nisko położonej granicy wiecznego śniegu.", "Z lodowcami kontynentalnymi zwykle są związane lodowce szelfowe (pływające) [1], [2], [3]. Mają one formę tafli lodowej przykrywającej obszar zbiornika morskiego, która jest kontynuacją lodowca znajdującego się na lądzie (Rys. 1, Rys. 3). Ze względu na mniejszą gęstość w stosunku do wody lodowiec szelfowy unosi się na jej powierzchni. Czoła lodowców szelfowych są poddawane intensywnemu niszczeniu przez falowanie. Odspojone od nich bloki lodu martwego tworzą góry lodowe i dryfują w zbiorniku. Duże pływające bloki nazywane są górami lodowymi, mniejsze - glowlerami. Trwałość bloków lodowych jest niewielka i podlegają one szybkiej ablacji. Lodowce szelfowe powstają również przez wpływanie do akwenów wodnych lodowców piedmontowych.", "Kopuły lodowe są niedużymi powłokami lodowymi, które pokrywają szczytowe obszary gór. Nazywane są lodowcami fieldowymi (norweskimi) [1], [3], [4], [6]. Mają formę niewielkich czasz, od których we wszystkich kierunkach odchodzą jęzory lodowcowe. Lodowce te powstają w obszarach o nisko położonej granicy wiecznego śniegu." ]

[]

[ "Czynnikiem ablacyjnym jest przede wszystkim ciepło, które dostarczane jest przez promieniowanie słoneczne, zwane insolacją. Działa ono bezpośrednio lub pośrednio przez ciepłe masy powietrza (w tym strumienie wiatru), nagrzane masy skalne (zbocza i materiał skalny na powierzchni lodu), oddawane jest przez wody przepływające po i wewnątrz lodowca lub opady deszczu. Ciepło dostarczane jest też z wnętrza Ziemi i powoduje ono zmniejszanie masy lodu od strony stopy lodowca. Na ubytek lodu ma również wypływ niszczenie mechanicznie. Zachodzi ono przez tarcie, w trakcie przemieszczania się lodowca po podłożu, przez powierzchniowe ruchy masowe lodu i materiału klastycznego oraz przez mechaniczne oddziaływanie wiatrów (korazja, deflacja) i wód (np. falowanie, erozja wgłębna i wsteczna, eworsja).", "Stadia rozwoju lodowca", "Wyprodukowany w polach firnowych lód lodowcowy jest odprowadzany do jęzorów lodowcowych. Ilość lodu w obrębie lodowca ulega zmianom, które zależą od ilości wytworzonego lodu oraz od stopnia ablacji. W zależności od ogólnego bilansu lodu wyróżnia się trzy fazy rozwoju lodowca [2], (Rys. 1):", "Określanie faz rozwoju lodowca odbywa się przez obserwacje zasięgu czoła jęzora lub lobu lodowego.", "Bilans masy lodowca", "Ablacja zachodzi podczas każdego etapu rozwoju lodowca i rozpoczyna się już wraz z akumulacją śniegu na polu firnowym. Ablacja jest mniejsza w części proksymalnej lodowca i większa w strefie dystalnej. W każdym lodowcu można wskazać strefy, w których występuje przeciwny bilans masy (Rys. 2), [4], [2], [3], [5], [6], [7], Są to:", "Pomiędzy tymi strefami występuje obszar o zerowym bilansie masy lodowca, przez który przebiega linia odcinająca strefę akumulacji od ablacji. Zwana jest ona linią równowagi bilansowej i dla lodowców górskich podawana jest jako wysokość bezwzględna, zwykle oscylująca wokół granicy wiecznego śniegu. Na jej położenie wpływa szereg czynników zewnętrznych i jest ona wyznaczana indywidualnie dla poszczególnych lodowców [8], [9]." ]

[ { "name": " Definicja 1: Ablacja ", "content": " Zespół procesów, które prowadzą do ubytku śnieżno-lodowej masy w lodowcach\nnazywa się ablacją lodowcową. Zachodzi ona przez [1], [2], [3]:\n\ntopnienie, czyli rozpuszczanie lodu i przejście wody ze stanu stałego w stan płynny,\n\nsublimację, czyli parowanie i przejście wody ze stanu stałego w stan gazowy.\n" } ]

[ "Prędkość ruchu lodowca", "Prędkość z jaką przemieszczają się masy lodu w obrębie lodowca jest zróżnicowana. Uzależniona jest ona od ciśnienia, jakie wywierane jest na masy lodu, morfologii podłoża, w tym spadku terenu oraz hamującej siły tarcia o podłoże lodu i niesionego w lodzie materiału klastycznego. Najszybciej przemieszczany jest lód w części centralnej jęzorów i lobów. Prędkość jego płynięcia spada ku częściach brzegowym i dennym (Rys. 1), [1], [2], [3].", "Mechanizmy ruchu lodowca obejmują [4], [1], [5], [6], [7], [3]:", "Plastyczne płynięcie jest efektem deformacji wewnętrznych lodu, które zachodzą w warunkach ciśnienia wywołanego śnieżno-lodowym nadkładem. Pod wpływem nacisku krystaliczna masa lodowa ulega uplastycznieniu i odkształceniom. Rozkład naprężeń w lodzie zależny jest od konfiguracji podłoża i masy lodu [8], [3]. Rośnie wraz ze wzrostem kąta nachylenia podłoża oraz grubości lodu. Na podłożu o zróżnicowanej morfologii następują zmiany układów naprężeń. Na terenie o wzrastającym nachyleniu, lód poddawany jest rozciąganiu (tensji), co powoduje wzrost tempa deformacji i szybsze przemieszczanie się lodowca. Na terenie o malejącym spadku zachodzi ściskanie (kompresja), które powoduje zwolnienie tempa deformacji i spadek prędkości ruchu. Układy naprężeń wpływają na ukierunkowanie przepływu lodu. W reżimie rozciągającym przepływy są skierowane ku dołowi i następuje ruch aktywny, natomiast w ściskającym ku górze, co wywołuje ruch pasywny [9], [10], [8], [3].", "Zróżnicowany układ naprężeń w lodzie powoduje wytworzenie płaszczyzn ścinania, wzdłuż których następuje przesuwanie się całych pakietów lodowych (Rys. 2). Pod naporem lodu w reżimie tensyjnym (na obszarze o rosnącym nachyleniu) tworzą się płaszczyzny ścinania nachylone ku stopie lodowca, natomiast w reżimie kompresyjnym (na obszarze o malejącym nachyleniu) tworzą się płaszczyzny ścinania, które są nachylone ku górze. Wymiernym efektem rozciągania jest powstawanie szczelin w lodowcu (Rys. 2). Lód poddany naprężeniem rozciągającym najpierw ulega odkształcaniu plastycznemu, a po przekroczeniu granicy wytrzymałości na rozciąganie pęka. W powierzchniowej części jęzora ciśnienie jest niewielkie, więc lód jest kruchy i łatwo ulega deformacjom ciągłym [3], [11], [1].", "Ruch lodowca może być wspomagany przez ślizg denny. Odbywa się on przy współudziale wody występującej w stopie lodowca. Woda zmniejsza tarcie i ułatwia ruch. Tworzy cienką warstwę pomiędzy lodem a podłożem. Może też występować w stropowych częściach podłoża lub znajdować się w obrębie warstewki regelacyjnej. Proces, który odbywa się przez cykliczne topienie lodu i zamarzanie wody w stopie lodowca nazywa się regelacją (Rys. 3). Jest on wywołany przez niewielkie zmiany ciśnienia, które są wynikiem miejscowego zwiększenia nadkładu lodowo-śnieżnego lub powstają przy pokonywaniu nierówności podłoża. Przy zwiększonym ciśnieniu następuje wytapianie wody z lodu i jej odprowadzanie do stref objętych niższym ciśnieniem, gdzie następuje jej powtórne zamarznięcie. W stopie lodowców tworzy się cienka warstewka regelacyjna, po której, zwłaszcza na podłożu nachylonym, dochodzi do przemieszczeń lodu. Jest ona utworzona z wody, kryształów lodu oraz drobno- i średnioziarnistego materiału klastycznego [1], [12], [14]." ]

[]

[ "Lodowce ciepłe", "Profil temperaturowy lodowców ciepłych ma trend wzrostowy. Najniższa temperatura występuje w stopie lodowca i sukcesywnie wzrasta ku górze w profilu lodu. Najwyższe temperatury, dochodzące prawie do 0\\(^{\\circ }\\)C, lód osiąga w części powierzchniowej (Rys. 1). Ciśnienie wpływa na obniżenie temperatury topnienia lodu. Wartości temperatur i układ ciśnień, jaki wywołują masy nadkładu powodują, że w całym profilu lodowca ciepłego lód znajduje się w warunkach bliskich topnienia i przy każdym nieznacznym spadku ciśnienia dochodzi do jego wytapiania. Taki reżim sprawia, że lodowce ciepłe są bogate w wody. Powstają one z lodu wewnętrznego przy lokalnych zmianach ciśnienia oraz w strefie zewnętrznej przez topienie powierzchni lodowca. W stopach lodowców powszechnie występują warstewki wodne lub warstwy regelacyjne (Rys. 2), które wpływają na zwiększenie ich tempa przemieszczania się. Wody supraglacjalne wpływają do wnętrza lodowców, gdzie wspomagają ablację przez ogrzanie lodu. Topnienie wewnętrznych i zewnętrznych mas lodu ma znaczenie dla kształtu strefy czołowej lodowców ciepłych. Powoduje ono stopniowy zanik części dystalnych. Strefy te ulegają stopniowemu obniżeniu i kończą się zaokrągloną powierzchnią czołową (Rys. 3).", "Lodowce zimne", "W porównaniu do lodowców ciepłych, średnia temperatura lodu w lodowcach zimnych jest znacznie niższa. Ich profil termiczny jest odwrotny i wartości temperatur ku częściom powierzchniowym lodu mają trend spadkowy (Rys. 1). Temperatura stopy lodowca jest najwyższą temperaturą w profilu i jest znacznie niższa od temperatury topnienia lodu w warunkach przyłożonego ciśnienia. Stąd wewnętrzna ablacja jest mocno ograniczona. Lodowce zimne przemieszczają się powoli (Rys. 2). Nie wykształca się w nich system ślizgu dennego i często są przymarznięte stopą do podłoża. Wody występują tylko w ich strefach powierzchniowych i pojawiają się okresach ociepleń. Zanik części czołowej lodowców zimnych odbywa się przez ablację z wyraźnym wpływem niszczenia mechanicznego. Strefy czołowe kończą ostro zarysowane, strome klify lodowe, które formowane są przez obrywy (Rys. 3).", "Gdy profile termiczne lodu są bardziej skomplikowane i lodowce składają się z mas (warstw) lodu o różnej temperaturze wyróżniane są lodowce politermlane [11], [9]." ]

[]

[ "Bezpośrednia erozja lodowcowa odbywa się w strefach pokrytych lodem poprzez [2], [3], [4], [5]:", "Pośrednia erozja lodowców polega na inicjowaniu powierzchniowych ruchów masowych przez zaburzenie stabilności znajdujących się nad lodowcem stoków.", "Erozja bezpośrednia", "Aktywność morfotwórcza lądolodów prowadzi do ogólnego wyrównania powierzchni terenu, natomiast działalność lodowców górskich skutkuje modyfikacją kształtu form już istniejących. Do takich form przeobrażonych należą:", "Typy form erozyjnych", "Cyrki lodowcowe [1], [6], [4] (kary) są misami zawieszonymi na stoku lub znajdującymi się w górnych częściach dolin, które funkcjonowały jako pola firnowe (Rys. 2). Posiadają one szeroką, wygiętą łukowato ku dołowi i wychyloną w kierunku spadku stoku strefę denną. Od zaplecza otaczają je strome ściany skalne, a od strony doliny, w miejscu, w którym odpływał jęzor lodowcowy, są one otwarte. Strefa denna została uformowana głównie przez detersję. Ściany cyrków były modelowane przez destrukcyjną działalność zamrozu oraz niszczące działanie powierzchniowych ruchów masowych. Rozrost pola firnowego związany jest z erozją wgłębną i wsteczną, dlatego cyrki wcinają się w stoki górskie.", "Z pól firnowych lód odprowadzany jest wzdłuż istniejących dolin, co prowadzi do ich pogłębienia i rozszerzenia. Następuje złagodzenie i zaokrąglenie ich przekroju poprzecznego, wyrównanie ich profilu pionowego oraz ograniczenie ich krętości (Rys. 2, Rys. 3). Doliny lodowcowe (żłoby lodowcowe) mają charakter prostych lub lekko krętych rynien erozyjnych [1], [6], [2], [4], [5], [7], które w profilu poprzecznym są U-kształtne.", "Doliny polodowcowe charakteryzuje łukowato wygięta strefa denna, która przechodzi w strome stoki obrzeżające. Obszary, które były przykryte lodem są wygładzone i urzeźbione glifami lodowcowymi. Wyrównany zostaje spadek dolin. Stopień wyrównania zależy od zaawansowania erozji oraz od odporności podłoża. W miejscach mniej podatnych na niszczenie powstają rygle, które są elementami morfologicznie pozytywnymi i stanowią podniesienia w dnach dolin. Kształtowanie dolin polodowcowych zachodzi przy zaawansowanej detersji i detrakcji.", "Dolne odcinki dolin lodowcowych, które zostały zalane przez wody morskie nazywane są fiordami (Rys. 4). Zwykle występują w zespołach i tworzą niewyrównaną linię brzegową. Charakteryzuje ją występowanie długich i głęboko wciętych w ląd zatok.", "Lodowce górskie funkcjonują jako formy proste, zajmujące jedną dolinę lub tworzą złożone struktury, które powstają przez dołączanie, spływających z dolin bocznych, jęzorów lodowcowych. Dna dolin bocznych położone są na różnych wysokościach. Mogą znajdować się na poziomie dna doliny głównej lub powyżej niego, tworząc doliny wiszące (zawieszone). Wówczas ich ujścia znajdują się na stokach doliny głównej.", "Mutony [6], [4], [5], [2] (barańce) to jednostronnie ścięte wzniesienia, uformowane przez erozyjne oddziaływanie przemieszczającego się po nich lodowca (Rys. 5, Rys. 6). Są asymetryczne w przekroju podłużnym. Mają długi, łagodnie nachylony i mocno zabradowany stok doprądowy, który był niszczony przez zaawansowaną detersję wpływającego na niego lodowca. Jest on wygładzony i urzeźbiony glifami. Od strony przeciwnej znajduje się znacznie krótszy i stromy stok zaprądowy, po którym następował ześlizg lodowca. Jeśli ześlizgowi towarzyszyła detersja, powierzchnia stoku zaprądowego jest nierówna i poszarpana, a u jego podnóża znajduje się nagromadzenie luźnego materiału klastycznego, pochodzącego z niszczenia abradowanego wzniesienia. Mutony powstają się przez modyfikację wyniosłości terenu zbudowanych ze skał twardych i kruchych.", "Cechy powierzchni erozyjnych", "W wyniku detersji na formach glacjalnych powstają struktury erozyjne [1], [6], [3], [8], [5], [9]. Powierzchnie wyrównane, gładkie i wypolerowane nazywane są wygładami lodowcowymi (Rys. 8). Powstają przez oszlifowanie skał podłoża, niesionym w masie lodu przydennego, drobnoziarnistym materiałem klastycznym. Powierzchnie te mogą być dodatkowo urzeźbione glifami lodowcowymi. Powszechnie występują rysy, które mają formę cienkich i płytkich rowków (Rys. 9). Są to nacięcia powierzchni skalnej wyryte przez ostre krawędzie przemieszczanego w stopie lodowca gruzu. Głębsze i wyrównane nacięcia, których głębokość liczona jest w centymetrach, nazywane są bruzdami. Rysy i bruzdy są formami prostolinijnymi, o przebiegu zgodnym z kursem przemieszczenia się lodu. Na wygładach lodowcowych mogą występować też zadziory, czyli blizny po odpryskach skalnych. Są to asymetryczne wgłębienia, zorientowane zgodnie z kierunkiem przemieszczania się lodowca. Od strony doprądowej są głębsze, nierówne i poszarpane, ku stronie zaprądowej ulegają wypłyceniu i zanikowi. Detersja szczególnie intensywnie zachodzi w lodowcach ciepłych, które aktywnie przemieszczają się po podłożu i mają w stopie dużą ilość materiału klastycznego.", "Erozja pośrednia", "Rozrost glacjalnych form erozyjnych, czyli ich poszerzanie boczne, wgłębne i wsteczne na poziomie dolin oraz pól firnowych powoduje podcinanie stoków górskich [10]. Zaburzenia stateczności na stokach znajdujących się powyżej lodowca wywołują ruchy masowe, głównie obrywy i osuwiska, co prowadzi do modyfikacji morfologii i wykształcenia coraz to stromszych i cofających się ścian skalnych. Erozja zachodząca z różnych stron jednego wzniesienia (np. rozwój kilku pól firnowych na tym samym szczycie) skutkuje powstaniem szczytów piramidowych, czyli ostrych kulminacji. W wyniku cofania się stoków rozdzielających dwa sąsiednie pola firnowe lub dwie doliny lodowcowe dochodzi do utworzenia się ostrych grani (ostrobrzegich grzbietów)." ]

[]

[ "Materiał ziarnisty zasila lodowiec w każdej fazie jego rozwoju i dostarczany jest do wszystkich jego części, zarówno dystalnych, jak i proksymalnych Rys. 1. Podlega on przemieszczaniu przez strumienie lodu oraz przez płynące wody lodowcowe i jest sukcesywnie odprowadzany w kierunku czoła i lobów lodowcowych. Finalnie zostaje on zdeponowany przed lodowcem tworząc skały okruchowe luźne. Duże nagromadzenia materiału klastycznego powstają również w okresach deglacjacji, podczas wytapiania masy lodowej i zaniku lodowców. Osadzany zostaje wówczas materiał zgromadzony w lodowcu. Zdeponowane skały mają różną formę oraz różne cechy strukturalne i teksturalne. Cechy te są kształtowane podczas transportu i depozycji, która zachodzi przez składowanie z lodu lub z wód lodowcowych. Ze względu na genezę, wśród osadów pochodzenia lodowcowego wyróżnia się:" ]

[]

[ "Typy moren", "Rozmieszczenie materiału skalnego w obrębie lodowca jest nierównomiernie (Rys. 2). Pewne obszary lodu zawierają jego większe ilości. Obfite nagromadzenia występują w strefach lodu kontaktującego z podłożem (Rys. 1). Zasobne w materiał klastyczny są również obszary lodu objęte ablacją, w których koncentracja materiału ziarnistego jest związana z ubytkiem lodu.", "Ze względu na położenie materiału w obrębie lodowca wydziela się różne typy moren, są to (Rys. 1), [3], [4], [5], [2], [6], [7], [8], [9]:", "Morena denna [1], [10], [6] to materiał skalny znajdujący się w stopie lodowca (Rys. 2, Rys. 5). Materiał ten pobierany jest z podłoża oraz pochodzi z wtapiana klastów, z nadległych partii lodu. Transport w stopie lodowca, który odbywa się pod ciśnieniem i w kontakcie z podłożem skalnym, powoduje rozdrabnianie materiału, głównie rozcieranie i kruszenie. Po depozycji moreny dennej powstaje utwór gliniasty, w którym znajdują się ziarna większych frakcji, w części wykazujące bardzo dobre obtoczenie (zob. Glina lodowcowa). Zawiera on znaczną ilość drobnookruchowego materiału, zwanego mączką skalną. Po recesji lodowca górskiego morena denna formuje powłokę, która wyściela dno doliny polodowcowej (Rys. 3). Po deglacjacji lądolodów powstaje rozległa pokrywa klastyczna o nierównej i pagórkowatej powierzchni.", "Morena boczna [5], [1], [10] jest nagromadzeniem materiału występującym wzdłuż krawędzi jęzora lodowcowego (Rys. 2). Zasilana ona jest okruchami skalnymi dostarczanymi przez powierzchniowe ruchy grawitacyjne, głównie obrywy, zsuwy oraz lawiny (zob. Erozja lodowcowa). Komponentem uzupełniającym jest materiał pochodzący z detrakcji i detersji przykrytych lodowcem, bocznych części doliny. Po ustąpieniu lodowca morena boczna formuje gruzowate wały, które zlokalizowane są obustronnie wzdłuż dna doliny. Typowy jest dla nich spory udział materiału grubokruchowego, w tym duża ilość gruzu. Moreny boczne są przemywane przez wody ablacyjne, które odprowadzają z ich powierzchni część materiału drobnookruchowego. Uwodnienie moreny bocznej powoduje powstanie spływów morenowych.", "Morena środkowa [1], [10], [6] jest liniowym nagromadzeniem materiału klastycznego, które przebiega wzdłuż centralnej części jęzora lodowcowego (Rys. 2, Rys. 4). Powstaje przez integrację moren bocznych, wskutek połączenia się dwóch jęzorów lodowcowych. Położenie moreny środkowej z dala od źródeł zasilania materiałem powoduje, że przestaje ona aktywnie przyrastać. Podczas transportu następuje obróbka materiału klastycznego odziedziczonego po morenach bocznych. Ziarna podlegają abrazji, kruszeniu, zyskują obtoczenie i zmniejszają się ich rozmiary, przez co morena ta ulega wzbogaceniu we frakcje drobnookruchowe. Po deglacjacji morena środkowa ma formę wału, który zalega wzdłuż dna doliny.", "Morenę wewnętrzną [5], [1], [10] stanowi materiał skalny, który znajduje się w masie lodu wewnętrznego (Rys. 2). Jest typem moreny rozproszonej, którą charakteryzuje nierównomierne rozłożenie budulca. Materiał ziarnisty zostaje dostarczony z nadległych partii lodu przez wtapianie lub przez szczeliny lodowe. Ponadto, pochodzi z pola firnowego lub z dolnej części lodowca (donoszony jest przy udziale wznoszących strumieni lodu). Po deglacjacji morena wewnętrzna tworzy pokrywę klastyczną nadkładającą morenę denną.", "Morena powierzchniowa [5], [1], [10], [6], [11] zbudowana jest z materiału drobno-, średnio- i grubookruchowego znajdującego się na powierzchni lodowca (Rys. 2, Rys. 5). Zasilana jest materiałem pochodzącym z ruchów grawitacyjnych (np. obrywów połączonych ze staczaniem oraz lawin, których zasięg przekraczał zasięg moreny bocznej) lub z transportu wiatrowego. Wytapianie moreny powierzchniowej powoduje przyrastanie ilości materiału klastycznego na powierzchni lodowca i uformowanie moreny ablacyjnej (zob. Glina lodowcowa). W okresach nasilonej ablacji ulega ona uwodnieniu i podlega spływom. Po deglacjacji morena powierzchniowa tworzy pokrywę klastyczną nadkładającą moreny denną i wewnętrzną. Najgrubsza jest w strefie dystalnej lodowca.", "Morena czołowa [7], [1], [6] składa się z materiału ziarnistego znajdującego się w najbardziej proksymalnej części lodowca (Rys. 2, Rys. 6). Znajduje się w zewnętrznej części czoła lub bezpośrednio przed nim. Zwykle ma formę łukowato wygiętego wału, którego kształt odpowiada zarysowi czoła. Buduje ją materiał klastyczny dostarczany przez lodowiec i wyciskany lub zdzierany przez czoło z podłoża. W jej obrębie występują bloki lodu martwego. Wał moreny czołowej, który jest najdalej odsunięty od pola firnowego nazywany jest moreną końcową i wyznacza maksymalny zasięg lodowca.", "Morena czołowa jest formowana przez różne procesy. Ze względu na jej genezę Wyróżniane są:", "Specyficzna forma moreny powstaje w środowisku wodnym. Wytapiany z lodowca materiał talasoglacjalny jest deponowany wspólnie z materiałem właściwym dla środowiska sedymentacyjnego. Takie osady nazywane są morenami subakwalnymi (podwodnymi) [2], [9]. Powstają na dnie zbiorników, do których wpływają lodowce szelfowe lub jęzory lodowcowe.", "Moreny, rozumiane jako formy osadowe, tworzą się w różnych fazach rozwoju lodowca. Moreny spiętrzone powstają podczas transgresji, moreny akumulacyjne podczas stagnacji lub oscylacji, natomiast pozostałe formy deponowane są podczas recesji." ]

[ { "name": " Definicja 1: Morena ", "content": " Morena jest [1], [2], (Rys. 1):\n\nmateriałem klastycznym występującym w lodowcu,\n\nstrefą lodowca, w której występuje koncentracja materiału klastycznego,\n\nskałą detrytyczną luźną pochodzenia glacjalnego, czyli materiałem ziarnistym który został\nzdeponowany przez lodowiec,\n\nformą sedymentacyjną, utworzoną z osadu glacjalnego.\n\n\n\n\n Rysunek 1: Morena (Islandia). \n" } ]

[ "Szczególną formę morfologiczną tworzą drumliny [4], [5], [6], [7], [1], [8], [9]. Są to wydłużone i asymetryczne wzniesienia, mierzące po kilka lub kilkunaście metrów wysokości. Mają krótkie stoki doprądowe, które są szersze i stromiej nachylone w stosunku do zaprądowych, które są długie i połogie. Drumliny zbudowane są głównie z osadów morenowych, w których znajdują się wkładki piasków i żwirów fluwioglacjalnych (Rys. 2). Powstają w stopie lądolodu, przez deformację powierzchniowej części osadów glacjalnych. Występują zwykle w uporządkowanych liniowo zespołach, liczących po kilkadziesiąt lub kilkaset form, które nazywane są polami drumlinowymi.", "Typy deglacjacji", "Morfologia moreny lądolodów zależy od przebiegu deglacjacji. Ze względu na zasięg strefy rozpadu lodowca wydziela się deglacjację [8]:", "W trakcie deglacjacji frontalnej (Rys. 3) strefa zaniku lodowca ograniczona jest tylko do wąskiej, obejmującej czoło strefy. Systematyczny zanik lodu i depozycja materiału klastycznego prowadzi do powstania pokrywy osadowej, której miąższość ma podobne wartości. Zdeponowana morena ma powierzchnię falistą, urzeźbioną płytkimi i łagodnymi deniwelacjami. Inny typ morfologii, powstaje podczas deglacjacji arealnej. Charakteryzuje ją występowanie szerokiej strefy zaniku lodowca, która obejmuje strefę czołową i jej zaplecze. W strefie zaniku pokrywa lodowa podlega rozpadowi na bloki lodowe, z których część zostaje przysypana moreną. Wytopienie pogrzebanych bloków‘z pokrywy osadowej następuje po deglacjacji. Jest związane z ruchami grawitacyjnymi, które kompensują ubytek lodu przez przemieszczenie materiału klastycznego w jego miejsce. W efekcie czego na powierzchni moreny, bezpośrednio nad miejscem po wytopionym bloku, powstaje kielichowate zagłębienie. W wielu takich obniżeniach rozwijają się jeziora oczkowe." ]

[]

[ "Typy glin polodowcowych", "Gliny z odłożenia (gliny zwałowe) powstają przez depozycję materiału niesionego przez lodowiec. Głównie jest to materiał moren dennych, które są bogate we frakcje drobnookruchowe i przez to są spoiste. W ich obrębie występują ziarna różnych frakcji, z których część wykazuje dobre obtoczenie i urzeźbienie rysami.", "Gliny ablacyjne powstają w strefach powierzchniowych lodowców. Są to osady, w mniejszym lub większym stopniu, przemyte przez wody ablacyjne i zubożone w materiał drobnookruchowy (Rys. 2). Mają strukturę masywną. W strefach intensywniejszego przemywania mogą występować słabo zaznaczone stratyfikacje oraz zgodne ukierunkowania ziaren. W takich glinach, zwykle spory udział ma materiał średnio- i grubookruchowy, w tym ostrokrawędziste ziarna.", "Gliny spływowe (Rys. 2) powstają przez upłynnienie i przemieszczenie grawitacyjne występującego na lodowcu materiału. Są efektem spływów gruzowo-błotnych, które formują pokrywy lub potoki morenowe. Gliny spływowe powstają z fluidyzacji moren powierzchniowych lub moren bocznych. Przesączony wodą osad morenowy jest nazywany błotem morenowym [3]. Struktura takich glin jest masywna lub fluidalna. Struktury kierunkowe, o ile występują, są słabo czytelne. Zwykle zaznacza się w nich orientacja kierunkowa, polegająca na zgodnym rozmieszczeniu większych ziaren. W obrębie glin spływowych częste są przeławicenia piaszczysto-żwirowe.", "Zdeponowana glina zwałowa podlega spłukiwaniu przez opady atmosferyczne lub omywaniu przez wody ablacyjne. Wielokrotne przemywanie powoduje odprowadzenie materiału drobnoklastycznego z zewnętrznych części gliny i wykształcenie moreny przemytej. Intensywne przemywanie prowadzi do powstania bruku morenowego. Jest to pokrywa klastyczna, nadkładająca glinę zwałową, która zbudowana jest głównie z ziaren frakcji żwirowej.", "Glina zwałowa, która przeszła proces diagenezy, w tym lityfikacji, nazywana jest tilitem [7], [4].", "Wielkogabarytowy materiał", "Cechą charakterystyczną gliny zwałowej jest występowanie w niej materiału grubookruchowego. Większa część tego materiału znajdowała się w transporcie lodowcowym i wykazuje różny stopień obróbki mechanicznej, w tym obtoczenia. Materiał klastyczny dostarczany jest do lodowca na całej jego długości. Rozmiar materiału grubookruchowego jest zróżnicowany i w jego obrębie występuje bardzo duży rozrzut wielkości ziarna. Dla charakterystyki materiału grubookruchowego, który został przetransportowany w lodowcu na znaczne odległości i został złożony na obszarze o innej budowie geologicznej, używa się nazwy głazy narzutowe (eratyki) (Rys. 3), [3], [5]. Formowane są one zwykle ze skał masywnych i odpornych na niszczenie mechaniczne. Zaawansowana obróbka [8], [5], która odbywa się podczas długiego transportu eratyków sprawia, że są one dobrze i bardzo dobrze obtoczone, a na ich powierzchniach występują wygłady powierzchniowe oraz urzeźbienie rysami i zadziorami lodowcowymi. Głazy narzutowe są związane głównie z lodowcami kontynentalnymi, rzadziej występują w lodowcach górskich.", "W lodowcach kontynentalnych, oprócz dużych eratyków mogą występować kry glacjalne (porwaki lodowcowe) (Rys. 4, Rys. 5). Są to rozległe kompleksy słaboskonsolidowanych skał osadowych (sypkich i spoistych), które podczas transgresji zostały wyrwane z podłoża i w masie lodu zostały przeniesione na znacznie odległości. Przemieszczone zostały w formie jednego pakietu, w którym nie doszło istotnego naruszenia struktur wewnętrznych. Ich transport odbywał się w pozycji horyzontalnej. Kry glacjalne mają formę wielkich płyt zbudowanych ze skał osadowych, których powierzchnia obejmuje kilkanaście lub kilkadziesiąt km\\(^2\\). Podczas deglacjacji pakiety te zostały złożone w obrębie moreny i mają mniej więcej poziome zaleganie. Są typem materiału egzotycznego, gdyż ich litologia nie nawiązuje do budowy podłoża podmorenowego." ]

[]

[ "W lodowcach funkcjonują systemy fluwialne, na które składają się:", "Typy wód fluwioglacjalnych", "Nadrzędną rolą systemu fluwialnego jest odprowadzenie wód z lodowca. System ten ma strukturę warstwową. Poszczególne jego elementy znajdują się na różnych poziomach lodowca i pozostają we wzajemnej komunikacji [1], [2], [4]. Ze względu na położenie w obrębie lodowca wody fluwioglacjalne dzielone są na :", "Wody supraglacjalne (powierzchniowe, nalodowcowe) występują na powierzchni lodowca (Rys. 1, Rys. 2). Spływają one grawitacyjnie w obrębie koryt, mających charakter rynien lodowych. Koryta te cechuje słaba krętość oraz nieduża, liczona w decymetrach lub metrach, szerokość. Mają one różne położenie. Zwykle występują w obniżeniach znajdujących się wzdłuż brzegu jęzorów lodowcowych, przy kontakcie lodowca z doliną. Przepływające nimi wody przemywają moreny boczne. Koryta supraglacjalne zlokalizowane są również w położeniach bardziej centralnych. Zwykle charakteryzuje je brak lub niewielka ilość aluwiów. Wody supraglacjalne płyną z dużą prędkością, gdyż podłoże lodowe stawia niewielki opór. Podczas zaawansowanej ablacji może dochodzić do zmywu powierzchniowego, który obejmuje znaczne powierzchnie jęzora.", "Wody inglacjalne (wewnątrzlodowcowe) znajdują się wewnątrz lodowca i przemieszczają się wzdłuż kanałów inglacjalnych (Rys. 2, Rys. 3). Kanały te są prostolinijnymi lub słabokrętymi, a w przekroju poprzecznym okrągłymi lub owalnymi, tunelami przebiegającymi wzdłuż jęzorów i lobów lodowcowych. Występują na jednym lub na kilku poziomach w lodowcu.", "Wody subglacjalne (podlodowcowe) są wodami strefy stopy lodowca (Rys. 2, Rys. 3). Tworzą one cienką warstwę przepływającą pod lodowcem lub formują zwarty strumień, który przemieszcza się kanałami subglacjalnymi. Kanały te są podobne w wykształceniu do kanałów inglacjalnych, różni je występowanie niewyrównanego profilu podłużnego. Kanały subglacjalne znajdują się zwykle na granicy lodu i podłoża, ale mogą ulegać migracji ku górze i przebiegać w dolnej części lodowca lub ku dołowi i drążyć w podłożu.", "Wody lodowcowe spływają głównie pod działaniem grawitacji. W systemie fluwioglacjalnym lodowca wody poziomów wyżejległych zasilają wody poziomów niżejległych. Poziomy te połączone są krótkimi i stromo nachylonymi kanałami, które zwykle powstają wzdłuż spękań szczelinowych [2], [5]. Pionowe kanały, którymi odbywa się zrzut wody, noszą nazwę studni lodowych (młynów lodowcowych) (Rys. 3). U ich podstawy wykształcają się misy eworsyjne. Wody wypełniające kanały in- i subglacjalne mogą znaleźć się w warunkach ciśnień hydrostatycznych i ich ruch będzie zależał od układu tych ciśnień. W takim reżimie może dochodzić do przepływów wód ku górze i zasilania wyżej ległych elementów systemu fluwialnego.", "Wody fluwioglacjalne są odprowadzane do strefy czoła lodowca i odpływają na jego przedpole. Wody mogą odpływać z różnych poziomów lodowca, ale z reguły spora ich część odprowadzana jest kanałem subglacjalnym, którego wylot nazywa się bramą lodową (Rys. 3, Rys. 4), [5], [4]. Na przedpolu następuje przekształcenie wód w wody proglacjlane (przedlodowcowe).", "Wody proglacjalne gromadzą się w zagłębieniach przed czołem lodowca, tworząc jeziora proglacjalne (zob. Zbiorniki i osady limnoglacjalne) lub odpływają rzekami proglacjalnymi (Rys. 5). Górne części rzek proglacjalnych mają rozwój roztokowy (zob. Osady fluwioglacjalne). Po przekroczeniu bramy lodowej zmienia się reżim ich przepływu i spływ jednokorytowy zostaje przekształcony na wielokorytowy. Ostatecznie wody odprowadzane z różnych części dużego lodowca lub sąsiednich lodowców łączą się w jeden duży ciek, który dalej transportuje wody jako rzeka proglacjalna.", "Wody systemu glacjalnego lodowca obejmują też wody stojące, które zostały czasowo zatrzymane w zagłębieniach występujących na lub w obrębie lodowca. W zależności od położenia zwane są jeziorami supra- , in- lub subglacjalnymi. Zbiorniki supraglacjalne są efemeryczne i pojawiają się w okresach intensywnego topienia lodu." ]

[]

[ "Efektem działalności erozyjnej jest uformowanie i ustabilizowanie strefy spływu. Formy erozyjne, które powstają w lodzie są efemeryczne, ale mają istotne znaczenie dla funkcjonowania lodowca. Powodują osłabienie jego zwartej struktury, a odbywający się w nich burzliwy przepływ, generuje, kumulujące się w lodzie, naprężenia. Nadmierny rozrost form wewnątrzlodowych prowadzi do destabilizacji i inicjuje ich kolapsy. Przepływ wód supraglacjalnych wiąże się z powstaniem koryt o charakterze rynien, a przepływ inglacjalny z wykształceniem kanałów. Zasadniczą rolę w kształtowaniu stref przepływu odgrywa erozja wgłębna oraz erozja wsteczna, która najlepiej jest widoczna w strefach krawędziowych studni lodowych. Morfotwórcze znaczenie ma erozja fluwioglacjalna, która odbywa się w podłożu lodowca i prowadzi do wytworzenia kanałów subglacjalnych. Kanały te charakteryzuje prostolinijny lub słabo kręty przebieg oraz obecność niewyrównanej, migrującej w pionie strefy dennej. Zachowaniu podlegają tylko wypreparowane w podłożu części kanałów o charakterze rynien subglacjalnych (rynien podlodowcowych) [7], [8], [3], [4]. Po deglacjacji, w dużych rynnach (np. lodowców kontynentalnych), powstają ciągi długich jezior. Mniejszymi formami erozyjnymi są garnce podlodowcowe (marmity). Powstają podczas eworsji (zob. Erozja rzeczna i jej rodzaje) [9], [10]. Mają formę cylindrów lub lejów, o wygładzonych, pionowych lub prawie pionowych ścianach (Rys. 1). Garnce powstałe w skałach spoistych są szersze i głębsze oraz mają łagodniej nachylone brzegi. Garnce tworzą się powszechnie u podnóża młynów lodowcowych (nazwa młyn nawiązuje do rotacyjnego ruchu wody w misie eworsyjnej) lub w zagłębieniach rynien.", "Działalność niszcząca wód proglacjalnych zaznacza się dopiero poza obszarem stożka sandrowego. Wypływające spod lodowca wody subglacjalne, najpierw prowadzą sedymentację, więc akumulują i wytwarzają sandry. Dopiero po zrzuceniu większości materiału, wzmacnia się ich przepływ i zaznacza się ich wyraźny wpływ erozyjny. Powstają doliny proglacjalne, które są efektem skoncentrowanego odpływu wód. Przecinają one wały moren czołowych, w miejscach nazywanych bramami morenowymi.", "Szczególną formą erozji proglacjalnej są pradoliny [9], [7], [3]. Są to szerokie i głębokie formy, które zostały wypreparowane w podłożu przez skoncentrowany i burzliwy spływ ogromnych rzek proglacjalnych. Na terenie Europy pradoliny tworzyły się w plejstocenie i miały szerokości od kilku do kilkudziesięciu kilometrów. Powstawały w okresie deglacjacji lądolodu przez działalność erozyjną rozległych rzek, które zbierały i odprowadzały wody roztopowe z regionu. W wyniku masowego przepływu wyerodowane zostały głębokie doliny o typie słabo meandrujących koryt erozyjnych. Typową cechą pradolin jest występowanie nieurzeźbionych terasami, stromo nachylonych zboczy. Obecnie w dużej części pradoliny wypełnione są przez osady fluwioglacjalne." ]

[]

[ "Większość osadzanego materiału pochodzi z wytapiania lodowca. W wyniku sedymentacyjnej działalności wód fluwioglacjalnych powstają formy osadowe. Tworzą się one w różnych strefach lodowca i ze względu na ich położenie wyróżnia się (Rys. 2):", "W trakcie transportu fluwialnego zachodzi selekcja materiału klastycznego. Osady fluwioglacjalne zbudowane są głównie z piasków i żwirów. Niewiele jest w nich materiału frakcji pelitowej i aleurytowej, gdyż zostaje on odprowadzany. Skały te cechuje zmienność teksturalna. Wynika ona z prędkości i ciśnienia przepływu, które w warunkach glacjalnych szybko się zmieniają. Zależna jest też od bieżącej dostawy nowego materiału do systemu fluwialnego.", "Przepływ fluwialny odbywa się po powierzchni oraz wewnątrz lodowca. Rynny supraglacjalne, kanały inglacjalne i szczeliny są formami, które określają geometrię gromadzących się w nich osadów. Powstają one w lodzie i są nietrwałymi zbiornikami osadowymi. Ulegają zanikowi podczas topnienia lodu, a zgromadzone w nich osady zostają powtórnie złożone na powierzchni terenu, tworząc formy dostosowane do morfologii podłoża. Ostateczny kształt formy osadowej jest wynikiem działalności ruchów grawitacyjnych, które prowadzą do stabilizacji jej stoków. Odwadnianie, powoduje zaburzenia strukturalne i powstanie struktur deformacyjnych.", "Przegląd form fluwioglacjalnych", "Kemy tworzy materiał, który został naniesiony przez wody supraglacjalne do szczelin lodowych (Rys. 1, Rys. 2), [1], [2], [3], [4], [5], [6]. Zbudowane są one z przemytych piaszczysto-żwirowych utworów. Jako przeławicenia występują w nich również gliny oraz osady wzbogacone w muł. Po deglacjacji kemy tworzą mniej lub bardziej regularne stożkowate wzniesienia, które znajdują się w otoczeniu moreny powierzchniowej. Mają wysokości liczone w centymetrach lub metrach [7].", "W rynnach supraglacjalnych, występujących wzdłużnie przy krawędziach jęzorów lodowcowych, powstają nagromadzenia materiału fluwioglacjalnego zwane terasami kemowymi [8], [5], [9]. Po ustąpieniu lodowca tworzą one długie, niewysokie wały, które zalegają wzdłuż den dolin. Nadkładają one osady moreny bocznej lub się z nią przewarstwiają. Od innych osadów fluwioglacjalnych różni je domieszka gruzu, który pochodzi z rozmywania moreny bocznej.", "Ozy (eskery) [3], [4], [8], [2], [9], [1], [10] składają się z materiału klastycznego, który wypełniał kanały in- oraz subglacjalne (Rys. 2, Rys. 3). Zbudowane są z przemytych piasków i żwirów fluwioglacjalnych. W ich profilu występują skokowe zmiany uziarnienia oraz poziome i przekątne warstwowania. Zestawy lamin są nachylone pod różnymi kątami, w tym również pojawiają się stromo nachylone warstwowania, które formowane były w warunkach przepływu hydrostatycznego. W piaskach i żwirach fluwioglacjalnych znajdują się wkładki utworów ilasto-mułowych lub gliniastych, jak też duże bloki skalne. Bloki te są materiałem wytopionym ze ścian kanału.", "Po zaniku lodowca materiał kanałów inlacjalnych ulega depozycji na morenie dennej. Tworzy symetryczne w przekroju poprzecznym, długie i lekko kręte wały. Są one charakterystycznym elementem morfologicznym rzeźby postglacjalnej. Wypełnienia kanałów subglacjalnych zaznaczają się w profilu osadowym występowaniem przemytych utworów fluwioglacjalnych [7], [11], które znajdują się w spągu moreny dennej lub wypełniają wcięcie erozyjne w podłożu. W morfologii terenu nie zawsze są widoczne. Powstanie form geomorfologicznych zależy od pozycji rynny w lodowcu, jej gabarytów, stopnia jej wypełnienia przez osad oraz od ilości moreny nakrywającej. Klasyczne ozy subglacjalne, które są ciągami, długich wałów o zmiennej wysokości, tworzą się w kanałach, które są w znacznym stopniu wypełnione materiałem klastycznym. Aby ozy subglacjalne mogły zaznaczyć się w morfologii, ilość zgromadzonego w nich materiału powinna przewyższać wcięcie erozyjne w podłożu. Przy wypełnieniu tylko dolnych części wcięcia erozyjnego nad kanałami powstanie długa forma dolinna, w której po deglacjacji rozwijają się zbiorniki limniczne (Rys. 2). Natomiast w rynnach, które wypełnione zostały materiałem fluwioglacjalnym tylko do poziomu wypreparowanego w podłożu wcięcia, oz może nie zaznaczyć się w morfologii. Utwory subglacjalne są nadłożone morenami denną, środkową i powierzchniową. Ich czytelność na powierzchni terenu zależna jest też od grubości i rozkładu materiału w nadległych morenach.", "Sandry [12], [4], [3], [8], [9], [13] są zbudowane z utworów klastycznych, które deponowane są przez wody proglacjalne na przedpolu lodowca. Mają formę rozległych i niskich stożków napływowych. Formują połogie pokrywy, które nazywane są polami lub równinami sandrowymi. Sandry osadzane są bezpośrednio przed czołem lodowca przez wody, które wypływają z kanałów subglacjalnych. Po opuszczeniu lodowca zwarty ciek jednokorytowy, o dużej sile transportowej, ulega przekształceniu w rzekę roztokową, składającą się z szeregu drobnych strug. Rzeka ta głównie akumuluje. Rozprowadza ona materiał wyniesiony z kanału subglacjalnego i deponuje go na przedpolu lodowca w formie wielkopowierzchniowego fartucha sandrowego.", "Sandry mają strukturę typową dla stożków napływowych. Większość grubszego materiału deponowana jest w obszarze proksymalnym sandru, czyli w pobliżu bramy lodowej, natomiast ku peryferiom sukcesywnie spada frakcja materiału klastycznego, a wraz z tym poprawia się jego wysortowanie. W osadach sandrowych powszechnie występują struktury przekątnych warstwowań o typie rynnowym [7], [6]. Powstają one przez wypełnianie niewielkich wcięć erozyjnych materiałem, który jest niesiony przez strumienie o słabnącym przepływie. W okresach większego dopływu wód, w warunkach zalewów warstwowych (czyli powierzchniowego przemywania stożka przez warstwę wody), powstają warstwy o znacznie większym zasięgu lateralnym, obejmującym całą lub cześć powierzchni stożka. W ich obrębie zwykle wykształcają się warstwowania tabularne.", "Dalsza część sedymentacji fluwioglacjalnej, już poza obszarem pól sandrowych, prowadzona jest w rzekach proglacjalnych. Koryta tych rzek są głębokie oraz mają stromo nachylone, pozbawione teras brzegi. Podczas słabnącego przepływu osadzona jest w nich duża ilość materiału klastycznego. Powoduje to wypełnianie wcięcia przez osady i powstanie charakterystycznej płytkiej formy dolinnej o płaskim dnie. Taką morfologię mają pradoliny formowane w okresie plejstocenu. Mają one krótkie, płaskie i stromo nachylone stoki (są to struktury erozyjne) oraz szerokie i płaskie strefy denne. Dna pradolin są stropami grubych serii osadzonych w nich fluwialnych żwirów i piasków. W osadach rzek proglacjalnych powszechne są powierzchnie erozyjne oraz wszystkie inne struktury typowe dla przepływu fluwialnego, włącznie z imbrykacją i frakcjonalnym uziarnieniem normalnym. Generalnie zachowany jest ogólny trend spadku frakcji i wzrostu wysortowania materiału klastycznego ku górze profilu osadów." ]

[ { "name": " Definicja 1: Osady fluwioglacjalne ", "content": " Materiał klastyczny zdeponowany przez płynące wody lodowcowe\nnazywany jest fluwioglacjalnym. " } ]

[ "Ze względu na genezę mis wydzielane są trzy typy zbiorników limnoglacjalnych:", "Przegląd zbiorników limnoglacjlanych", "Jeziora zastoiskowe (morenowe) to zbiorniki, które funkcjonują w płytkich zagłębieniach moreny. Wypełniane są wodami pochodzącymi z ablacji lodowcowej oraz z opadów atmosferycznych. Jeziora te mają dużą powierzchnię lustra wody i niewielką głębokość. Ze względu na zasilanie reprezentują dwa typy zbiorników proglacjalnych:", "Jeziora zatrzymujące wody fluwioglacjalne tworzą się pomiędzy czołem lodowca a wałem morenowym (Rys. 1), [2], [3]. Wypełniają je wody i materiał klastyczny, który wynoszony jest z lodowca, a po ich powierzchni dryfują bloki lodowe, które pochodzą z rozpadu czoła. Jeziora te funkcjonują w zmiennym reżimie. W pierwszej fazie rozwoju i podczas okresów słabszego zasilania są zbiornikami bezodpływowymi. Natomiast w okresach obfitego napływu wód roztopowych oraz w stadium dojrzałym, gdy zbiorniki wypełniane są osadami, zmienia się ich reżim na przepływowy i tracą charakter zastoiska. W jeziorach proglacjalnych następuje sedymentacja materiału naniesionego przez strumienie. W miejscu ujścia strumieni glacjalnych tworzy się delta jeziorna, która zbudowana jest z piasku i żwiru, natomiast w strefach dystalnych ma miejsce sedymentacja ilasto-mułowa [6], [7], [8]. W niektórych dużych jeziorach powstają prądy gęstościowe o charakterze turbidytów. Uczestniczą one w rozprowadzaniu materiału w misie jeziornej i przenoszą grubszy materiał klastyczny do stref wewnętrznych zbiorników. Sukcesywne nadbudowywanie delty oraz dystrybucja i depozycja materiału w zbiorniku limnicznym prowadzi do jego zaniku i rozwoju na jego miejscu sandrów.", "Drugi typ jezior to zbiorniki namorenowe (Rys. 2). Powstają one w bezodpływowych zagłębieniach moreny i nie posiadają stałego zasilania fluwialnego. Deponowane są w nich drobnoklastyczne utwory o typie mułów i iłów (iły zastoiskowe) [6], które w częściach zewnętrznych jezior zawierają domieszkę piasków i żwirów. Materiał do takich zbiorników jest donoszony przez wody przemywające moreny.", "Typowym osadem jezior zastoiskowych, który powstaje w warunkach peryglacjalnych, są iły warwowe (iły wstęgowane) (Rys. 3), [9], [4], [10], [11], [12], [13]. Składają się one z kilkumilimetrowych naprzemiennych warstewek/lamin mułowych o zabarwieniu jasnym i iłowych zabarwionych na ciemnoszaro. Warwa to para takich lamin i jednocześnie osad, który został zgromadzony w misie jeziornej w przeciągu jednego roku. Lamina jasna odpowiada sedymentacji w okresie ocieplenia. Zawiera grubszy materiał, którego dostawa do zbiornika wiąże się ze zwiększonym dopływem wód roztopowych. Lamina ciemna jest osadem okresu ochłodzenia, podczas którego dostawa materiału jest ograniczona i dominuje sedymentacja zawiesiny. Powstaje ona przy ograniczonym zasilaniu materiałem, wynikającym z mniejszej ilości wody roztopowej i/lub z przykrycia zbiornika przez taflę lodu. W iłach warwowych granice pomiędzy laminą ciemną, a wyżej ległą jasną są wyraźne i ostre, natomiast granice pomiędzy laminą jasną, a wyżej ległą ciemną są gradacyjne. Stosunek miąższości lamin w warwie jest zmienny i odzwierciedla warunki klimatyczne. Wraz z postępującym ociepleniem grubość warstewek letnich wzrasta kosztem zimowych, a przy ochłodzeniach obserwowany jest trend odwrotny.", "Jeziora zastoiskowe są formami krótkotrwałymi. Tworzą pierwszą generację zbiorników limnicznych, które funkcjonują na przedpolu lodowca. Występują one podczas oscylacji i recesji lodowca, a po deglacjacji relatywnie szybko zanikają.", "Jeziora rynnowe [10], [11], [3], [14], [15], [16], [17] są elementem rzeźby postglacjalnej, powstałym po lodowcach z rozwiniętym systemem podlodowcowego odprowadzania wód (Rys. 4). Misy jeziorne mają założenia subglacjalne (zob. Erozja fluwioglacjalna). Duże i głęboko wcięte rynny, pomimo przykrycia moreną tworzą zagłębienia, które funkcjonują jako misy limniczne. Są one długie i wąskie. Cechuje je łagodnie kręty przebieg, strome brzegi oraz niewyrównana strefa denna. Deniwelacje dna wynikają z migracji pionowej rynny oraz nierównomiernego rozkładu w niej moreny. Jeziora te oprócz charakterystycznego podłużnego kształtu (długość wielokrotnie przewyższa szerokość) i wężowatego przebiegu, charakteryzuje kręta linia brzegowa, zmienna szerokość, obecność przegłębiań i płycizn, w tym występowanie wysp w różnych częściach zbiorników. Jeziora rynnowe zwykle są zbiornikami przepływowymi. Duże rynny subglacjalne zajmowane są przez ciągi jezior rynnowych, które oddzielone są od siebie groblami. W jeziorach rynnowych dominuje sedymentacja klastyczna. Prowadzi ona do spłycenia zbiornika oraz wyrównania strefy dennej i linii brzegowej. Rozkład osadów średnio- i drobnoziarnistych zależy od wewnętrznego systemu rozprowadzania wód. Jeśli na to pozwalają warunki klimatyczne, w obszarach płycizn odbywa się sedymentacja biogeniczna.", "Jeziora wytopiskowe [2], [11], [3], [14], [17], [16] tworzą się przez wypełnienie wodą, występujących na powierzchni osadów glacjalnych, kielichowatych zagłębień (zob. Obszary bagienne i sedymentacja torfowiskowa). Misy formowane są podczas wytapiania bloków lodu martwego, które zostały zdeponowane w osadach polodowcowych (zob. Moreny lądolodów i typy degladacji). Ubytek masy lodu wewnątrz osadów jest rekompensowany wytworzeniem obniżenia na powierzchni terenu. Zagłębienia te formowane są sukcesywnie przez ruchy grawitacyjne, głównie powolne osiadanie, spływy upłynnionego materiału lub osuwanie. Misy wytopiskowe są symetryczne, posiadają w części centralnej przegłębienia. Ich powierzchnia denna jest płaska i łagodnie nachylona ku centrum. Po wypełnieniu wodami tworzą niewielkie zbiorniki, które mają wyrównaną linię brzegową i okrągły lub owalny kształt. Nazywa się je jeziorami oczkowymi lub oczkami polodowcowymi.", "W jeziorach wytopiskowych zachodzi sedymentacja klastyczna i deponowane są w nich osady średnio- i drobnoziarniste. Ku górze profilu zaznacza się ogólny trend spadkowy frakcji i wzrost dojrzałości teksturalnej materiału. W warunkach korzystnych dla rozwoju roślinności, faza zaniku oczka wytopiskowego związana jest z sedymentacją fitogeniczną. Osady klastyczne zwieńczone są osadami torfowiskowymi. Żywotność oczka polodowcowego zależy do jego wielkości, tempa akumulacji, ale też od zasilania wodami. Formy wykształcone na podłożu nieprzepuszczalnym zanikają szybciej niż formy z dopływem wód podziemnych.", "Zbiorniki wód stojących rozwijają się również w innych zagłębieniach erozyjnych, które powstały przez działalność lodowcową. Najczęściej występują w obrębie cyrków (jeziora karowe) lub kotłów (jeziora fiordowe)." ]

[]

[ "Mniejsza ilość materiału klastycznego pochodzi z pływających bloków lodowych. W wyniku depozycji materiału z gór lodowych powstają rozproszone osady talasoglacjalne. Materiał glacjalny jest zwykle komponentem pobocznym lub akcesorycznym osadów morskich. Osady talasoglacjalne występują w zbiornikach wodnych, które sąsiadują z obszarami pokrytymi lodowcami. Grubszy materiał talasoglacjalny, frakcji grubego psamitu lub psefitu, deponowany w obrębie osadów o nie lodowcowym charakterze nazywany jest zrzutkiem (dropstonem) [1]. Jest to typ egzotyku, który różni się od osadów otaczających składem, ale często i cechami teksturalnymi, tj. obtoczenie, czy wielkość. Tym terminem bywa określany również materiał wytapiany z lodu dryfującego po jeziorach glacjalnych." ]

[]

[ "Procesami wspomagającymi są erozja, deflacja, korazja i suffozja.", "Cykliczne oddziaływanie zamrozu, czyli multigelifrakcja ma istotne znaczenie dla procesów erozyjnych. Prowadzi do mechanicznego rozpadu skał. Zmiany objętości zamarzającej i odmarzającej wody w szczelinach i porach skalnych, powodują powstawanie czasowo działających naprężeń rozciągających, które prowadzą do dezintegracji skały.", "W wyniku zamrozu szczeliny skalne ulegają poszerzaniu i pogłębianiu, co w konsekwencji prowadzi do rozpadu skały na bloki oraz podziału bloków skalnych na drobniejsze elementy. Proces ten zwany jest kongelifrakcją (multigelifrakcją blokową) [3], [4], [2], [5]. W jego wyniku powstają nagromadzenia gruzów. Formują one, charakterystyczne dla klimatu peryglacjalnego, regolitowe pokrywy grubookruchowych zwietrzelin zwane gołoborzami. Multigelifrakcja granularna to rozpad skały na ziarna, który spowodowany jest działaniem zamrozu w przestrzeniach porowych. Szczególnie podatne na ten typ erozji są skały klastyczne.", "Procesy gelifrakcyjne prowadzą do rozpadu skał i powstania drobnego materiału klastycznego. Materiał ten jest sukcesywnie przemieszczany i odprowadzany do stref niżej położonych przez ruchy grawitacyjnie lub wody płynące. Zamróz prowadzi do ogólnego obniżania się powierzchni terenu, co nazywane jest komplanacją [3].", "Obok transportu fluwialnego, staczania i obrywów, istotną rolę transportową w warunkach wiecznej zmarzliny pełni soliflukcja (ślizg soliflukcyjny) [3], [4], [6], [2], która jest typowym dla obszarów peryglacjalnych stokowym ruchem grawitacyjnym (zob. Spełzywanie). Koluwium tworzy odmarznięta i przepojona wodą warstwa osadu, która przemieszcza się grawitacyjnie po stropie zmrożonego gruntu. Kształt koluwium zależny jest od morfologii terenu. Ma formę pełzających, wypełniających zagłębienia dolinne strumieni, zwanych jęzorami soliflukcyjnymi lub pokryw soliflukcyjnych, czyli ruchomych warstw, które ześlizgują się z powierzchni stokowych. Ruch soliflukcyjny jest dość wolny, roczne przesunięcia liczone są w centymetrach lub metrach. Poszczególne pakiety osadu w obrębie koluwium przemieszczają się z różną prędkością. Powoduje to wyodrębnienie się w nich krótkich jęzorów lub pasów ślizgowych. Formy te mogą na siebie dachówkowato zachodzić i tworzyć girlandowe tarasy soliflukcyjne. Osad soliflukcyjny jest typem gliny, która jest zasobna we frakcje drobnookruchowe. Ma strukturę bezładną, grubszy materiał może wykazywać ułożenie zorientowane zgodnie z kierunkiem przemieszczania.", "Szczególną strukturą, powstającą w warunkach wiecznej marzłoci jest gleba poligonalna (grunt strukturalny) (zob. Wietrzenie peryglacjalne), [3], [4], [1], [2]. Tworzą ją zespoły kolistych lub wielobocznych w planie, form zbudowanych z drobnego materiału, które otoczone są niewielkimi wałami gruzowymi, tzw. wieńcami kamienistymi. Powstanie tych struktur jest wynikiem segregacji materiału, jaka zachodzi podczas pęcznienia mrozowego. W wyniku zwiększenia objętości zamarzającej warstwy czynnej, na powierzchni terenu tworzą się niewielkie kopce. W fazie spęcznienia następuje przemieszczanie grubszego materiału, który ze stref szczytowych transportowany jest grawitacyjnie do obniżeń, gdzie gromadzi się w zagłębieniach międzykopcowych [7], [3]. Pod odmarznięciu warstwy czynnej kopce zanikają, a na powierzchni terenu pozostają niskie wały gruzowe.", "Formy erozyjne tworzą się również w wyniku niwacji (erozji śnieżnej), czyli geologicznej działalności pokryw śniegu trwałego (wiecznego) [5]. Powstają one nie tylko na obszarach wiecznej zmarzliny, ale wszędzie tam gdzie takie pokrywy występują. Pod płatami śniegu trwałego następuje sukcesywne niszczenie powierzchni skalnej i obniżanie się terenu. Powszechną formą są nisze niwacyjne (niwalne, wyleżyska), czyli półkoliste zagłębienia które mają charakter mis. Jednostronnie otwarte nisze są dodatkowo modelowane przez zsuwy lawinowe lub odpływające z nich wody. Lawiny to masowy transport grawitacyjny mas śnieżnych, który jest wzbudzany przez zaburzenie stateczności, znajdujących się na stoku pokryw śnieżnych. Niesiony przez nie materiał może powodować erozję, gdy zsuw lawinowy ‘obejmuje cały przekrój zalegającej masy śnieżnej i dosięga podłoża." ]

[]

[ "Na poziomie morza gęstość powietrza wynosi około 1,2 \\(kg/m^3\\) i maleje wraz ze wzrostem wysokości, średnie ciśnienie atmosferyczne wynosi 1 atmosferę (jednostka ciśnienia atm), czyli 101 325 Pa (1013,25 hPa). Ciśnienie maleje wraz z wysokością, zmienia się również w czasie i w poziomie.", "Powietrze zawiera 78,08% azotu, 20,95% tlenu, 0,93% argonu, 0,04% dwutlenku węgla i niewielkie ilości innych gazów [1], [2]. Jego skład zmienia się na skutek emisji gazów i wiązania gazów w wyniku działalności organicznej. Zmianom podlegają zwłaszcza ilość dwutlenku węgla, pary wodnej, oraz innych składników, takich jak metan, wodór, tlenek i podtlenek azotu, ozon, tlenki siarki, czy amoniak. W powietrzu występuje również pewna ilość pyłów. Skład atmosfery zmienia się również w poziomie, lokalnie odnotowuje się inne niż standardowe stężenia poszczególnych składników [4], [5], [1], [2].", "W atmosferze ziemskiej zachodzą charakterystyczne zjawiska optyczne i elektryczne. Do nich między innymi należy tęcza, halo, zorza polarna czy wyładowania elektryczne.", "Tęcza i halo [7], [8] to zjawiska optyczne, które wywołane są załamaniem, rozszczepieniem i odbiciem promieni świetlnych przez krople wody lub kryształki lodu. Zorza polarna (Rys. 1A) powstaje podczas bombardowania atmosfery przez cząstki wiatru słonecznego [9], co powoduje rozbłyski, najlepiej widoczne w obszarach polarnych. Atmosferyczne wyładowania elektryczne (Rys. 1B) związane są z przenoszeniem ładunków elektrycznych. Najczęściej obserwowane są wyładowania doziemne, potocznie zwane piorunami, polegające na przekazaniu dodatnich lub ujemnych ładunków elektrycznych z chmur burzowych na powierzchnię Ziemi [10]." ]

[ { "name": " Definicja 1: Atmosfera Ziemi ", "content": " Atmosfera Ziemi to warstwa gazów otaczająca Ziemię, która jest\nzatrzymywana przez grawitację i przechodzi stopniowo w przestrzeń kosmiczną [1], [2]. Gazy atmosferyczne we\nwspółczesnej atmosferze zwane są powietrzem [3], [4], [5], [6]. " } ]

[ "Na skutek ruchu powietrza trudno jest ustalić wyraźne liniowe granice pomiędzy sferami. Wskazuje się natomiast cienkie warstwy rozgraniczające sfery zwane pauzami, których nazwy nawiązują do nazw sfer leżących bezpośrednio poniżej. Są to tropopauza, stratopauza i mezopauza.", "Na wysokości od 80 do 1000 km w atmosferze ziemskiej wyróżniana jest jonosfera. Jest to warstwa, która obejmuje termosferę i egzosferę [6]. Jej nazwa pochodzi od występujących tu zjonizowanych cząstek gazów atmosferycznych. które powstają pod wpływem promieniowania kosmicznego, a także promieniowania słonecznego (nadfioletowego i rentgenowskiego). Jonosfera pochłaniania to promieniowanie stwarzając warunki do występowania życia na Ziemi." ]

[]

[ "Najważniejsze gazy cieplarniane to:" ]

[ { "name": " Definicja 1: Gazy cieplarniane ", "content": " Gazy cieplarniane [1], [2], [3] to substancje w atmosferze Ziemi, które\nwywołują efekt cieplarniany [4], [5], są przezroczyste dla przychodzącego (krótkofalowego) promieniowania\nsłonecznego, ale blokują promieniowanie podczerwone (długofalowe) przed opuszczeniem atmosfery ziemskiej\n(Rys. 1, Rys. 2). W efekcie zostaje zatrzymane promieniowanie słoneczne, które ogrzewa powierzchnię Ziemi [6].\n" }, { "name": " Definicja 2: Potencjał tworzenia efektu cieplarnianego ", "content": " Potencjał globalnego ocieplenia (eng. Global\nWarming potential, GPW [7], [8]) jest to wielkość określająca stężenia gazów w atmosferze i ich potencjalny\nwpływ na efekt cieplarniany. " } ]

[ "W kierunku od równika ku biegunom wyróżniane są: strefa zbieżności równikowej, strefa pasatów oraz okołozwrotnikowa strefa podwyższonego ciśnienia („Końskie Szerokości”). Te trzy strefy tworzą razem pierwszą komórkę cyrkulacyjną, tzw. komórkę Hadleya (Rys. 1). Wilgotne powietrze ogrzane w strefie równikowej zbieżności unosi się w górę do tropopauzy [1]. W efekcie powstaje pas zachmurzenia konwekcyjnego otaczający cały glob. Dalej powietrze wędruje w górnych warstwach troposfery (zob. Strefowość atmosfery) w kierunku biegunów i opada w niższe warstwy atmosfery w okołozwrotnikowej strefie podwyższonego ciśnienia. Opadające powietrze przemieszcza się następnie w kierunku równika wzdłuż powierzchni Ziemi, zastępując powietrze, które wznosiło się ze strefy równikowej, zamykając pętlę komórki Hadleya [1]. Wiejące na poziomie gruntu wiatry w komórce Hadleya nazywane są pasatami [4]. Pasaty nie wieją wzdłuż południków, ale odchylają się pod wpływem ruchu obrotowego Ziemi (siła Coriolisa). Pasat na półkuli północnej nazywa się pasatem północno–wschodnim, a na półkuli południowej pasatem południowo–wschodnim (Rys. 1). Kierunki przemieszczania się prądów powietrznych wpływają na nazewnictwo wiatru. Tak więc wiatr wiejący ze wschodu nazywa się wschodnim, a z zachodu - zachodnim. Efektem cyrkulacji w komórce Hadleya jest transport ciepła z okolicy równika w okolice zwrotników. Chociaż komórka Hadleya jest opisana, jako położona na równiku, przesuwa się na północ w czerwcu i lipcu oraz na południe w grudniu i styczniu [1], [2], [3].", "Komórka Ferrela znajduje się między wyżami zwrotnikowymi, a niżami strefy umiarkowanej. W komórce tej powietrze przemieszcza się przy powierzchni Ziemi w kierunku biegunów. Wieją tu wiatry zachodnie. Nad biegunami, występują polarne obszary podwyższonego ciśnienia. Na 60 równoleżniku powietrze wznosi się do tropopauzy i przesuwa się w kierunku bieguna, gdzie ochładza się i opada, tworząc obszar podwyższonego ciśnienia. Zimne powietrze przesuwa się na powierzchni w kierunku 60 równoleżnika, odchylając się na zachód pod wpływem siły Coriolisa. Ten obieg powietrza tworzy komórkę polarną (Rys. 1). Komórka Hadleya wraz z komórką Ferrela i komórką polarną uczestniczą w procesie transportu ciepłego powietrza w kierunku biegunów i zimnego w kierunku równika [1], [2], [3]. Poza globalnymi strefami wysokiego i niskiego ciśnienia powstają lokalne wyże i niże. Tropikalne niże mogą tworzyć cyklony (Rys. 2B), huraganowe wiatry przesuwające się na Atlantyku od Afryki w kierunku Ameryki Północnej [5]. Nad równoleżnikowymi frontami atmosferycznymi pojawiają się prądy strumieniowe o dużej dynamice, związane z ruchem obrotowym Ziemi (siła Coriolisa) [6], [7]." ]

[]

[ "Około 3 miliardy lat temu w atmosferze Ziemi pojawił się tlen. Jego produkcja związana była z fotosyntezą (zob. Cykl węglowy), prowadzoną głównie przez sinice [4] oraz z działanością bakterii, które uwalniały azot z amoniaku (zob. Cykl azotowy). Rozpoczął się proces zmniejszania ilości dwutlenku węgla i wzrostu ilości tlenu oraz azotu. Początkowo tlen był zużywany na procesy utleniania. Większa ilość tlenu pojawia się około 2,4 miliarda lat temu, kiedy tempo jego produkcji zaczęło przekraczać utlenianie pierwiastków redukujących, zwłaszcza żelaza podczas Wielkiego Wydarzenia Oksydacyjnego [5]. Wiąże się z tym stopniowy zanik wstęgowych formacji żelaza (BIF) (zob. Skały żelaziste). Atmosfera redukująca stopniowo przekształciła się w atmosferę utleniającą. Zawartość tlenu w atmosferze wykazywała znaczne wahania, stan ustalony poziomy tlenu, wynoszący powyżej 15\\(\\%\\) nastąpił pod koniec prekambru, a najwyższa ilość tlenu, wynosząca ponad 30\\(\\%\\) miała miejsce około 280 milionów lat temu.", "Zawartość dwutlenku węgla w atmosferze również zmieniała się znacząco w fanerozoiku. Miała na to wpływ ewolucja organizmów, jak również wulkanizm i wycofywanie węgla z obiegu (zob. Cykl węglowy). Największa ilość dwutlenku węgla była w kambrze [5], (Rys. 2), po czym w sposób nieregularny zmniejszała się w paleozoiku, osiągając minimum w karbonie i permie. Redukcja zawartości dwutlenku węgla w atmosferze wiązała się z rozwojem roślinności lądowej (Rys. 1), intensywną fotosyntezą i wycofaniem węgla z obiegu przez powstanie złóż węgla kamiennego [4]. W mezozoiku ilość dwutlenku węgla zwiększała się, osiągając kolejne maksimum w jurze i kredzie, w kenozoiku ilość ta zmniejszała się, osiągając minimum w neogenie.", "Dwutlenek węgla jest gazem cieplarnianym (zob. Gazy cieplarniane i ich wpływ na klimat), więc jego zawartość w atmosferze ma związek z globalnymi ociepleniami i ochłodzeniami. Istnieje korelacja pomiędzy zmianami temperatury, a ilością dwutlenku węgla w późnym paleozoiku, mezozoiku i kenozoiku. Zlodowacenia późnopaleozoiczne i plejstoceńskie miały miejsce w okresach, kiedy zawartość dwutlenku węgla w atmosferze była niska [6]. Z kolei mezozoiczne ocieplenie miało miejsce czasie, kiedy zawartość tego gazu w atmosferze była stosunkowo wysoka. Korelacja ta nie jest tak oczywista we wczesnym paleozoiku.", "W okresie historycznym nastąpiła pewna zmiana naturalnych tendencji w składzie atmosfery. Rozwój hodowli zwierząt prowadził do wzrostu ilości dwutlenku węgla i metanu w atmosferze. Z początkiem rewolucji przemysłowej proces ten przyśpieszał, od XIX wieku zawartość dwutlenku węgla w atmosferze wzrasta w związku ze spalaniem kopalin zawierających węgiel (zob. Cykl węglowy). Prowadzone pomiary wyraźnie wzrost ten odnotowują." ]

[]

[ "W bezpośrednim zasięgu procesów eolicznych znajdują się obszary lądowe oraz powierzchniowe części zbiorników wodnych. Wpływ działalności eolicznej na lądach jest zróżnicowany i jego stopień jest ściśle uzależniony od [1], [2], [3], [4], [5], [6]:", "Geologiczna działalność prądów powietrznych odbywa się przez erozję, transport i akumulację. Erozja prowadzi do destrukcji powierzchni Ziemi. Wśród eolicznych procesów niszczących wydziela się dwie grupy. Są to [1], [2], [3], [4]:", "Materiał transportowany za pomocą wiatrów podlega selekcji i depozycji tworząc różne formy akumulacyjne (zob. Akumulacja eoliczna). Działalność eoliczna wydatnie zaznacza się na pustyniach, przede wszystkim na pustyniach piaszczystych, ale odgrywa ważną rolę również na pustyniach kamienistych, żwirowych i solnych. Obszarami objętymi wpływem procesów wiatrowych są też nieosłonięte strefy brzegowe zbiorników wodnych, obszary wulkaniczne z pokrywami piroklastycznymi oraz obszary strefy peryglacjalnej, które są wolne od pokryw lodowych i śnieżnych.", "Działalność eoliczna na obszarach wodnych koncentruje się na strefie powierzchniowej zbiorników. Bezpośredni jej wpływ jest ograniczony i buforowany przez pokrywę wodną, dlatego zaznacza się tam pośredni wpływ procesów wiatrowych. Polega on na donoszeniu materiału ziarnistego, który w środowisku wodnym jest transportowany do stref dennych zbiornika. Wiatry są odpowiedzialne za wywoływanie falowania, czyli ruchu przypowierzchniowych wód. Falowanie jest jednym z najważniejszych czynników erozyjnych w strefach brzegowych zbiorników (zob. Erozja morska)." ]

[ { "name": " Definicja 1: Procesy eoliczne ", "content": " Procesy geologiczne, które są generowane przez prądy powietrzne\nnazywane są procesami eolicznymi. " } ]

[ "Materiał klastyczny jest transportowany zgodnie z ukierunkowaniem prądów powietrznych. Podlega przemieszczeniom o wergencji mniej więcej poziomej, ale też i pionowej, związanej z konwekcją powietrza. Z pionowymi prądami związane są burze piaskowe i piaskowo-pyłowe.", "Ziarna zostają wprawione w ruch po przekroczeniu tzw. progu ruchliwości ziarna, czyli prędkości jego poruszenia. Zależy on od ciężaru ziarna oraz od siły wiejącego wiatru, czyli minimalnej prędkości wiatru, która wprawia w ruch dane ziarno klastyczne [1], [2], [3], [7], (Rys. 1). Aby ziarno zostało przemieszczone, siła prądu powietrznego musi być większa od siły oporu ziarna, czyli grawitacji, tarcia międzycząsteczkowego i kohezji.", "Wprawione w ruch ziarna klastyczne poruszają się saltacyjnie, suspensyjnie i trakcyjnie [3], [8], [9], [6]. Strefa transportu obejmuje powierzchnię terenu oraz przyległą do niej warstwę nadpowierzchniową. Przemieszczający się po podłożu strumień powietrza, który transportuje znaczną ilość materiału nazywany jest przesłoną trakcyjną (potokiem rumowiska) (Rys. 2). W dolnej części strumienia dominuje trakcja oraz saltacja i przenoszony jest materiał najgrubszy, w wyższej jego części odbywa się transport suspensyjny materiału drobnego [10], [1], [8], [6]. Podczas transportu w przesłonie trakcyjnej następuje rozsortowanie materiału. Taki proces doprowadza do segregacji ziarna, czyli jego rozselekcjonowania ze względu na masę. Wraz ze wzrostem siły wiatru, wzrasta efektywność transportowa, gdyż przemieszczeniu podlega większa ilość materiału, w tym ziarna o różnych masach i większych rozmiarach. W zależności od masy, materiał jest przenoszony na różne odległości. Ziarna w transporcie suspensyjnym odprowadzane są dalej niż ziarna przenoszone trakcyjnie (zob. Akumulacja eoliczna).", "W trakcie transportu eolicznego dochodzi do zmniejszenia się rozmiarów materiału klastycznego przez abrazję [10], [1], [4]. Zachodzi ona podczas kolizji ziaren z podłożem lub innymi ziarnami. W stosunkowo krótkim czasie następuje wyeliminowanie ziarna o niskiej twardości. Powoduje to, że podstawowym materiałem budującym osady eoliczne jest kwarc (zob. Materiały allogeniczne), który jest odporny, zarówno na niszczenie fizyczne, jak i rozkład chemiczny." ]

[]

[ "Efektem działalności korazyjnej jest powstanie wielograńców [1], [2] (graniaków) (Rys. 1). Tworzą się one przez modyfikację morfologii dużych ziaren, które stabilnie zalegają na podłożu i nie podlegają przemieszczaniu. Powstają w klastach zbudowanych ze skał twardych, które znajdują się w strefie miecenia materiałem klastycznym. Korazja prowadzi do wytworzenia płaskiego ścięcia po stronie dowietrznej o charakterze wygładu eolicznego. W warunkach dominacji wiatrów wiejących z jednego kierunku ziarna posiadają jednostronne wygłady, natomiast gdy korazja jest prowadzona przez zmienne, wiejące z kilku kierunków wiatry, tworzą się wielograńce z dwoma, trzema lub czterema ściętymi powierzchniami. W graniakach wielościennych stopień starcia poszczególnych powierzchni jest zróżnicowany. Największe powierzchnie korazyjne powstają przez zaawansowaną erozję i są wykształcane pod wpływem silnych i długo wiejących wiatrów. Poszczególne wygłady oddzielone są od siebie ostrymi, wyraźnie zaznaczonymi krawędziami. Wielograńce są powszechnie spotykaną formą na hamadach (zob. Deflacja i formy deflacyjne).", "Przez działalność korazyjną stałych, jednokierunkowych wiatrów, która odbywa się na podłożu zbudowanym ze skał słabozwięzłych (np. margli, mułowców i iłowców, glin, niektórych piaskowców), powstają bruzdy korazyjne (Rys. 2). Mają one formy długich, równoległych rynien deflacyjnych, wzdłuż których przemieszczają się skanalizowane prądy powietrzne. Głębokość i szerokość bruzd jest różna, cechuje je występowanie liniowego, zgodnego z kierunkiem wiania wiatru, urzeźbienia. Bruzdy rozdzielone są przez wzniesienia, które nazywane są jardangami [2], [3]. Są to długie, wąskie, sukcesywnie cieniejące ku górze grzbiety, które u podstawy mogą być korazyjne podcięte.", "Tempo korazji zależy od siły wiatru, twardości narzędzi erozji, czyli transportowanego materiału oraz od podatności na niszczenie skał, które jej podlegają. W kompleksach skał o zmiennych cechach litologicznych, korazja powoduje wytworzenie powierzchni o urozmaiconej rzeźbie. Relief pozytywny związany jest z wystąpieniami skał odporniejszych na korazję, natomiast w skałach mniej odpornych wykształca się relief negatywny.", "Zróżnicowanie morfologiczne form kształtowanych przez erozję wiatrową wynika też z intensywności korazji [3], [4]. Korazja jest skoncentrowana w strefie działalności przesłony trakcyjnej, czyli w przestrzeni znajdującej się bezpośrednio nad powierzchnią terenu. Długotrwałe i intensywne niszczenie prowadzone na jednym poziomie, prowadzi do powstania nisz osłoniętych od góry okapami i przewieszkami skalnymi. Rozrost podciosów korazyjnych powoduje zaburzenie stabilności i inicjuje ruchy grawitacyjne (głównie obrywy), które prowadzą do modyfikacji ogólnego kształtu form. W wyniku wielostronnego podcinania podnóży w izolowanych stoliwach skalnych dochodzi do wytworzenia różnych typów form skałkowych, wśród których szczególne są grzyby skalne." ]

[ { "name": " Definicja 1: Korazja ", "content": " Mechaniczne oddziaływanie na powierzchnie skalne strumienia powietrza\nniosącego narzędzia erozji, czyli materiał klastyczny, nazywane jest korazją (abrazją wiatrową).\n" } ]

[ "Wywiewanie obejmuje tylko luźny i lekki materiał klastyczny. Ziarna, które mają większą masę pozostają na miejscu lub dzięki silnym wiatrom zostają przemieszczane na niewielkie odległości [4], [5], [3]. Sukcesywne usuwanie materiału drobnokruchowego z powierzchni deflacyjnej prowadzi do koncentracji materiału grubookruchowego nazywanych brukami deflacyjnymi (płaszczami kamienistymi, residuum deflacyjnym) (Rys. 4).", "Długotrwała i permanentna deflacja, która odbywa się na podłożu zbudowanym z materiału o dużym rozrzucie wielkości ziarna prowadzi do powstania hamadów (Rys. 2, Rys. 3). Tworzą je gubookruchowe pokrywy, z których został usunięty drobny materiał. Warstwa grubookruchowa stanowi naturalną barierę i zabezpiecza niżejległy materiał przed erozyjną działalnością prądów powietrznych [6], [7], [4], [8], [9], [5]. Po wykształceniu hamadów, deflacja ogranicza się do odprowadzania ziarn drobnych, które są na bieżąco produkowane przez wietrzenie. Zalegający na powierzchni terenu materiał grubookruchowy podlega korazji i jego zewnętrzne powierzchnie są oszlifowane przez klasty transportowane w przesłonach trakcyjnych.", "Deflacja to proces, któremu poddaje się głównie niezwiązany i drobny materiał klastyczny. Na powierzchniach objętych wywiewaniem występują formy opierające się deflacji, zwane (ostańcami deflacyjnymi (Rys. 4). Są to odporniejsze na rozwiewanie elementy podłoża stanowiące relikty po usuniętej przez wiatr, luźnej pokrywie skalnej. Odporność deflacyjną wykazuje materiał klastyczny, który został połączony, np. przez systemy korzeniowe roślin lub cementacyjnie. Ostańce są formami asymetrycznymi. Od strony dowietrznej i są strome, natomiast od strony zawietrznej erozja jest mniej zaawansowana i są one bardziej połogie. Wokół nich tworzą się struktury erozyjne z odwiewania (Rys. 2). Deflacja prowadzi również do odsłonięcia twardych elementów, które znajdują się w obrębie lub pod utworami sypkimi (np. wychodni skał spoistych i litych, dużych ziaren skalnych, drewna)." ]

[ { "name": " Definicja 1: Deflacja ", "content": " Procesy geologiczne polegające na wywiewaniu materiału nazywane są deflacją.\n" } ]

[ "Mikroformy", "Riplemarki (zmarszczki prądowe) [2], [3], [4], [5], [6], [7] są niewielkimi wałeczkami, które zbudowane są z piasku, znacznie rzadziej z drobnokalibrowego żwirku (Rys. 1). Mają wysokości liczone w milimetrach lub pojedynczych centymetrach. Zorientowane są prostopadle do kierunku wiejącego wiatru i mają prostolinijny lub lekko kręty przebieg. Cechą riplemarków wiatrowych jest asymetryczny przekrój poprzeczny. Ich stok dowietrzny jest długi i połogi. Nachylony jest pod kątem kilku lub kilkunastu stopni. Stok zawietrzny, jest znacznie krótszy i stromszy. Kąt jego wychylenia odpowiada kątowi naturalnego zsypu materiału psamitowego, czyli wynosi około 30\\(^0\\). W obrębie riplemarków zaznacza się rozsortowanie materiału i w strefach grzbietów występuje grubiej ziarnisty piasek. Formowanie riplemarków odbywa się przy istotnym udziale saltacji eolicznej i nadbudowy od strony dowietrznej [4], [5], [8]. Stok zawietrzny jest formowany przez procesy grawitacyjne i na nim zachodzi staczanie materiału klastycznego. Riplemarki występują w zespołach tworząc pola riplemarkowe. Są one podstawową formą akumulacji eolicznej.", "Zaspy piaszczyste są eolicznymi formami akumulacyjnymi, które towarzyszą niewielkim przedmiotom lub stabilnym elementom podłoża (Rys. 2). Tworzone są przez depozycję materiału w cieniu wiatrowym przeszkód (np. kęp traw, krzewów, fragmentów drewna, niewielkich ostańców deflacyjnych lub większych ziaren skalnych), które znajdują się w strefie miecenia [8], [3], [5], [6]. Depozycja materiału za przeszkodą jest spowodowana obniżeniem zdolności transportowych uderzającego o przeszkodę strumienia powietrza. Zaspa piaszczysta to forma pagórkowata, wydłużona w kierunku zgodnym z kursem wiejących wiatrów. Ma asymetryczny profil podłużny. Jej stok dowietrzny jest stromy i szeroki, natomiast zawietrzny jest długi, połogi i ulega sukcesywnemu zwężeniu. Zaspy są formami niewielkimi, ich wysokości mierzone są w centymetrach i decymetrach.", "Mezoformy", "Wydmy to duże formy akumulacyjne, mające wysokości od kilku do kilkudziesięciu metrów. Są nasypami piaszczystymi, które rozwijają się przez nadbudowywanie zasp piaszczystych lub innych wyniosłości morfologicznych. Ich stok doprądowy jest modelowany przez wiatr [9], [10], [11], [8], [3], [5], (zob. Osady eoliczne). Jest on połogi i jego nachylenie zależy od siły wiatru. Odbywa się na nim akumulacja lub erozja. W warunkach słabych wiatrów jest nadbudowywany przez pola riplemarkowe, natomiast przy wystąpieniu wiatrów silniejszych podlega ścięciu deflacyjnemu, czyli wyrównaniu (zob. Osady eoliczne). Stok zaprądowy jest znacznie krótszy i mocniej nachylony. Formowany jest przez ruchy grawitacyjne. Zachodzi na nim ruch ziarnowy i swobodne staczanie materiału lub odbywa się tam transport masowy, czyli przemieszczenie się lawin piaszczystych. Lawiny mają formę ruchomego fartucha (kurtyny) piaszczystej lub jęzorów (Rys. 3). Rzadziej następują zsuwy zwartych pokryw piaszczystych. Występują, gdy materiał psamitowy powierzchniowej części stoku zaprądowego zostaje czasowo powiązany kohezyjnie (np. przy wzroście jego wilgotności). Na stok zaprądowy materiał jest dostarczany również suspensyjnie, poprzez opad piasku, który jest zwiewany z wydmy [5], [6]. Opadający obłok materiału klastycznego, tworzący się podczas takiego zrzutu, nazywany jest kurzeniem wydmy lub deszczem piaszczystym.", "Ze względu na warunki morfologiczne kształtujące rozwój mezoform eolicznych wydmy dzieli się na [11], [4], [5], [6]:", "Wydmy swobodne", "Wydmy swobodne zwykle są prostymi lub łukowato wygiętymi nasypami, rzadziej tworzą się jako kopce piaszczyste. Ze względu na ukształtowanie oraz położenie względem dominujących kierunków wiatrów dzielone są na (Rys. 3):", "Poprzeczne wydmy są wydmami wałowymi o prostolinijnym, falistym lub łukowym przebiegu (Rys. 3). W ich obrębie wyróżnia się struktury proste (pojedyncze), które złożone są z jednostkowej formy wydmowej lub złożone, które powstają przez połączenie form prostych.", "Prostą formą jest barchan (wydma sierpowata) [11], [8], [3], [4], [5], (Rys. 3, Rys. 5). To wydma łukowa, która powstaje w obszarach znajdujących się pod wpływem stałych i jednokierunkowych wiatrów. Kierunek wygięcia wydmy oraz układ jej ramion jest zgodny z kursem kształtujących ją wiatrów. Takie wykształcenie wynika z nierównomiernej prędkości przemieszczania się poszczególnych części wydmy. Tempo ruchu zależy od siły wiatru oraz od ilości materiału, który jest przemieszczany. Ramiona barchanów, które zawierają mniej materiału przemieszczają się szybciej w stosunku do miąższej części czołowej wydmy, która pozostaje w tyle. Przez połączenie obocznie barchanów tworzą się złożone wydmy wałowe.", "Do wydm poprzecznych zaliczane są wydmy kopulaste (odwracalne) [4], (Rys. 3). Mają one formę niewielkich owalnych pagórów. Sypane są przez okresowo zmienne, przeciwnie wiejące wiatry. Taki reżim powoduje, że stoki tej wydmy są aktywnie nadbudowywane przez wiatr i nie dochodzi do wykształcenia wyraźnych form, typowych dla powierzchni kształtowanych przez ruchy grawitacyjne.", "Wydmy podłużne (sejfy) [4], [5], [6] to bardzo długie, mniej więcej symetryczne w przekroju i prostolinijne wały piaszczyste. Tworzą się w warunkach występowania silnych wiatrów, o zbieżnych i wzajemnie skośnych kursach. Wydmy gwieździste są typem wydm punktowych (Rys. 3). To wydmy wieloramienne, które powstają w warunkach okresowo zmiennych, wiejących z różnych kierunków wiatrów. Ich ramiona schodzą się w centralnym punkcie, który jednocześnie jest kulminacją wydmy. Stoki między ramionami wydm gwieździstych są łukowato wygięte.", "Wydmy wymuszone", "Przy zmianie warunków środowiskowych barchany lub inne typy poprzecznych wydm wałowych mogą zostać przekształcone w wydmy paraboliczne [8], [4], [5], [6], (Rys. 3, Rys. 6). Transformacja ta związana jest z istotnym wyhamowaniem tempa przemieszczania się ramion. Częściowa lub całkowita stabilizacją ramion, zachodzi przez pokrycie ich wegetacją roślinną. Modyfikacja formy następuje, gdy prędkość przemieszczania ramion jest wolniejsze od tempa przemieszczania się części czołowej. W pierwszym etapie dochodzi do zmniejszenia się krzywizny barchanu, kolejno do wyrównania formy, w której ramiona i czoło wydmy znajdą się w układzie linijnym, a w dalszych etapach do uformowania formy łukowej, która powstaje przez wysunięcie części czołowej ku przedpolu. Ramiona wydm parabolicznych skierowane są w kierunku przeciwnym niż dominujące w obszarze wiatry. Oddalanie się czoła wydmy od jej ramion powoduje jej rozciągnięcie.", "Różne typy wydm wymuszonych tworzą się pomiędzy stabilnymi formami morfologicznymi. Osady eoliczne deponowane są na stokach dowietrznych i zawietrznych oraz w przestrzeniach między elementami rzeźby terenu. Tworzą niewielkie struktury o typie pokryw lub wypełnień gniazdowych, które są dopasowane do kształtu podłoża.", "MAKROFORMY", "Draasy to megawydmy, które w ogólnym zarysie mają formy wysokich, długich (liczących wiele kilometrów), równoległych wałów. Są typem wydm złożonych. Poszczególne wały, zwane draas, składają się z połączonych ze sobą swobodnych form poprzecznych. Powoduje to, że draasy wykazują duże urozmaicenie morfologiczne. Ich powstanie jest wynikiem wielowiekowej działalności eolicznej." ]

[]