Geol2.doc

Grupa A:

1. Czynniki i procesy wietrzenia chemicznego: Głównym czynnikiem wietrzenia chemicznego (rozkładu) jest woda opadowa, zawierająca rozpuszczone związki chemiczne: CO2 – zakwasza wodę opadową (woda nasyca się CO2 w powietrzu i wsiąka w glebę); Związki Na – z atmosfery i gleby (bakterii), też zakwaszają; Kwas siarkowy – z zanieczyszczeń i gleby; Kwasy humusowe – kwasy organiczne (z gleby), a także: O2, Cl2, NH4, rozmaite inne substancje. Innym czynnikiem mogą być bakterie żyjące w glebie – produkują one związki chemiczne – kwas azotowy i kwasy organiczne, które później mogą oddziaływać na skałę. Procesy wietrzenia chemicznego: Rozpuszczanie – woda rozpuszcza w sobie gazy, ciecze i ciała stałe, które potem mogą reagować ze skałą lub osadzać się na niej. Gdy w wodzie jest rozpuszczona sól, może ona korodować skałę. Utlenianie (oksydacja) – tlen znajduje się w atmosferze (20,95 %). Utlenianie polega na łączeniu się z tlenem lub na przechodzeniu na wyższy stopień utlenienia (zmiana wartościowości związku chemicznego), np. krzemiany zawierające 2-wartościowe żelazo przechodzą w tlenki żelaza, a siarczki utleniają się do siarczanów. 4Fe3O4 + O2 -> 6Fe2O3 (magnetyt -> hematyt); piryt -> getyt; Uwodnienie (hydratacja) – polega na przyłączaniu się cząstek wody. Często łączy się z hydrolizą, działaniem tlenu i kwasu węglowego. Węglany mogą zamieniać się w wodorotlenki. Z anhydrytu może powstać gips: CaSO4 + 2H2O -> CaSO4 * 2H2O. Ortoklaz przechodzi w kaolinit lub w gibbsyt. Redukcja – jest wywołana głównie materią organiczną i działalnością bakterii. Rozkładająca się materia organiczna łączy się z tlenem wolnym oraz zawartym w związkach chemicznych. Procesem redukcyjnym jest zmiana połączeń żelazowych w żelazawe, co może prowadzić do odbarwienia skał zabarwionych tymi połączeniami (np. piaskowce zabarwione na czerwono przez Fe2CO3 bieleją), przykładem skał, które wietrzeją są limonity, które przechodzą w syderyty, oraz anhydryty w kalcyty. W procesach redukcji mogą powstawać złoża siarki rodzimej (produktem ubocznym przemiany anhydrytu w kalcyt jest siarka); Uwęglanowienie (karbonatyzacja) – działanie kwasu węglowego jest jednym z głównych czynników wietrzenia chemicznego. Pod jego wpływem minerały są częściowo lub całkiem rozpuszczone, a zawarte w nich metale wiązane w węglany. Ortoklaz i anortyt przechodzą się w kaolinit (jako produkt uboczny może też powstać kalcyt) oraz piroksen o nazwie diopsyd przechodzi w dolomit.

2. Erozja denna i jej skutki: Ładunek wleczony przez rzekę powoduje niszczenie jej dna. Ładunek uderzając o wszelkie nierówności powoduje rozluźnienie i odrywanie się skał od dna, powoduje to pogłębianie się koryta. Dno erodowane jest w głąb. Mechanizmy erozji dennej: Kawitacja – nie jest najważniejszym mechanizmem, ale ciekawym. Rzeki płyną ruchem turbulentnym. Jeśli prędkość rzeki jest duża, to zawirowania prowadzą do powstawania mikroskopijnych banieczek próżniowych. Banieczki te implodują wytwarzając duże ciśnienie i mogą niszczyć koryto. Ten mechanizm nie wymaga żadnych narzędzi erozji. Woda eroduje sama z siebie. Abrazja – ścieranie. Gdy okruch jest wleczony po dnie ulega ścieraniu, ale i ścieraniu ulega dno. Abrazja działa w obie strony. Eworsja – gdy jakiś okruch wpadnie w szczelinę lub zagłębienie i jest poruszany nieustannie przez płynący prąd rzeczny, zaczyna się w tym zagłębieniu „wiercić”. Działa abrazja, okruch się ściera, ale ściera i dno, powiększając zagłębienie, w którym się znalazł. Po jakimś czasie do zagłębienia zaczną wpadać kolejne okruchy i zaczną wszystkie razem się „wiercić”. Powstanie wówczas kocioł eworsyjny. Rzeka wskutek erozji dennej pogłębia swoje koryto, ale nie może tego robić bez końca, poniżej poziomu ujścia Erozja denna jest regulowana przez regionalną bazę erozji (poziom ujścia). Rzeka, by się poruszać potrzebuje choćby minimalnego nachylenia. Dąży do profilu równowagi, a gdy go osiągnie przestaje erodować dno.
3. Morskie środowiska sedymentacyjne*: Dla zrozumienia procesów sedymentacyjnych ubiegłych epok ważne jest poznanie współczesnych osadów dna morskiego. Współczesne osady wykazują duże zróżnicowanie zależne od głębokości morza i odległości od brzegu. Wyróżnia się cztery grupy (środowiska) osadów: Osady środowiska litoralnego tworzą się w  środowisku brzegu morza w strefie miedzy linią przypływu i odpływu oraz nieco poniżej strefy odpływu do głębokości 40 – 60 m. Dolną granicą strefy litoralnej określa się głębokością, w której rośliny żyją jeszcze przyczepione do dna. Bliskość brzegu, płytkość i ruchliwość wody oraz dobre naświetlenie to cechy charakterystyczne tego środowiska. Osady środowiska nerytycznego (sublitoralnego) – tworzą się od dolnej strefy litoralnej po zewnętrzną krawędź szelfu (do głębokości 230 m) brak roślinności dennej, bujne życie organiczne, słabsze naświetlenie i słabe ruchy wody charakteryzują środowisko. Osady środowiska  hemipelagicznego tworzą się na stokach kontynentu od głębokości 230 po podstawę stoku (średnio 2000 m). cechy charakterystyczne to : spokojne wody, brak światła (dociera do 350 m) dość ubogie życie zwierzęce i słaby wpływ lądu. Osady środowiska pelagicznego tworzą się na dnie wielkich głębin oceanicznych. Wpływ lądu bardzo mały, życie organiczne denne ubogie, ale za to na dno opada obficie obumarły plankton.

4. Strefa saturacji: nasycenia, strefa gruntu, w której wszystkie pory, próżnie i szczeliny są całkowicie wypełnione wodą. Strefa saturacji ograniczona jest od góry zwierciadłem wód gruntowych a od dołu warstwą nieprzepuszczalną.

5. Język osuwiskowy*: miejsce, w które zostaje przemieszczany osuwający się materiał skalny. Można powiedzieć, że jest to kontynuacja rynny osuwiskowej. Składa się on z osuniętych mas skalnych.

6. Dolomityzacja: proces przemiany węglanu wapnia - kalcytu CaCO3 w dwuwęglan wapnia i magnezu - dolomit CaMg(CO3)2, powodujący zmianę osadów i skał wapiennych, w osady i skały dolomitowe, w wyniku częściowego zastąpienia wapnia magnezem. Proces ten może zachodzić pod działaniem wód morskich, podczas sedymentacji lub diagenezy osadu wapiennego (magnez dostarczany jest wtedy z wód morskich); może być również efektem krążenia w skałach roztworów wodnych wzbogaconych w magnez, który pochodzi z magmy lub ługowany jest przez te roztwory z innych skał (tzw. dolomityzacja wtórna)

grupa B

1. Zwierciadło wód gruntowych i jego wahania: Woda na Ziemi gromadzi się przede wszystkim w morzach i oceanach (prawie 96%). Wody gruntowe zawierają tylko 1,05% wszystkich wód. Woda znajduje się w skałach, wypełnia próżne pory i szczeliny. Wody gruntowe pochodzą głównie z opadów, które wsiąkają w podłoże. Woda wsiąkająca może się gromadzić tylko wtedy, gdy warstwa jest dostatecznie porowata. Na pewnej głębokości (2000-3500 m) skały są bardzo słabo porowate. Stanowi to dolną granicę wód gruntowych. Gdy wody jest dużo to sięga ona do powierzchni gruntu, ale najczęściej na niewielkiej głębokości jest górna granica, czyli zwierciadło. Strefa pomiędzy dolną granicą a zwierciadłem to strefa saturacji (nasycenia). Ponad zwierciadłem jest strefa, która okresowo nasiąka wodą (podczas opadów). Jest to strefa aeracji. Zwierciadło nie zawsze jest na tym samym poziomie. Jego położenie się waha. Wahania te wywołane są przyczynami naturalnymi: opadami, okresami suszy; lub sztucznymi: ustawieniami zapór, wierceniami i pompowaniem. Gdy zwierciadło dojdzie do powierzchni gruntu, mamy do czynienia z terenem bagiennym. Ruch zwierciadła nie odbywa się od razu. Przepływ wody w warstwach jest powolny. Podniesienie się poziomu wód gruntowych po okresie obfitszych deszczów obserwuje się z opóźnieniem wynoszącym kilka tygodni, a nawet miesięcy. Wahania zwierciadła wód gruntowych powodują, że niektóre źródła i wypływające z nich potoki pojawiają się tylko okresowo w czasie największego podniesienia się zwierciadła. Podobnie niektóre studnie mogą tracić okresowo wodę, bagniska też mogą się w pewnych porach pojawiać, w innych zanikać. Wahania poziomu wody gruntowej można rozpoznać po zmianach barw utworów skalnych obserwowanych we wkopach, wcięciach, studniach. Innym objawem wahań wody gruntowej są drobne konkrecje manganu lub żelaza, tworzące się na skutek rozkładu pirytu w strefie aeracji.

2. Erozja eoliczna i jej skutki: Erozja eoliczna nie jest szczególnie intensywna. Materiał unoszony przez wiatr jest drobniejszy. Piaski gruboziarniste unoszone są tylko przez bardzo silny wiatr, nie są unoszone wysoko (do 1 m). Ziarna piasku jako narzędzia erozji oddziałują na podłoże i to tylko do pewnej wysokości. Deflacja – wywiewanie materiału drobniejszego spośród grubszego. Wielkość unoszonych cząstek zależy od siły wiatru. Rezultatem deflacji są: nisze i misy deflacyjne (płaskie obniżenia terenu poddanemu deflacji); pola deflacyjne (wyrównane płaskie powierzchnie pokryte brukiem deflacyjnym); szlejfy i szlejfiki (utworzone za przeszkodami, które uniemożliwiały wywiewanie piasku) oraz bruk deflacyjny (złożony z okruchów grubej frakcji). Mogą powstawać też złoża eoliczne (np. piasku złotonośnego w Australii). Korazja – szlifowanie i żłobienie podłoża niesionym przez wiatr materiałem okruchowym. Rezultatem korazji są powstawanie różnych form skalnych: (Wygłady eoliczne – wyszlifowane, wypolerowane drobnym piaskiem powierzchnie skalne; Bruzdy korazyjne i jardangi – zagłębienia, w których będzie gromadził się piasek, i grzbieciki między nimi. Skala może być różna, od kilku cm nawet do 200 m; Wielograńce – na pustyniach kamienistych – okruchy skalne mają wygładzone powierzchnie dokładnie z jednej strony. Do tego potrzebny jest przeważający wiatr wiejący stale z jednego kierunku. Wielograniec wygładzony z jednej strony, może zostać mechanicznie obrócony (np. przez zwierzęta pustynne) to po jakimś czasie stale wiejący wiatr wygładzi inną powierzchnię (w ten sposób może dojść nawet do zniszczenia okazu); Grzyby skalne – formy skalne w kształcie grzyba. Mogą powstawać przez wietrzenie albo przez korazję. Piasek nie leci wyżej niż 1,5m z wiatrem. Dlatego atakuje tylko dolne części skały. Im niżej, tym więcej piasku niesie wiatr.

3. Podmorskie ruchy masowe: Podmorskie ruchy masowe zachodzą na stoku kontynentalnym. Należą do nich: Prądy zawiesinowe (turbidyty) – mają silne działanie erozyjne dna morskiego (tam gdzie nie sięga podstawa falowania). Mętna woda dzięki drobnym zawieszonym cząstkom mineralnym jest cięższa niż czysta. Turbidyty tworzą się, gdy falowanie rozmywa produkty erozji morskiej lub napływy delt. Szczególnie podatny na ich działanie jest stok kontynentalny pokryty luźnymi osadami, na którym mogą się tworzyć osuwiska podmorskie. Tworzy się mieszanina osadu, która jako cięższa od czystej wody spływa po pochyłym dnie. Prąd ten może osiągać dużą prędkość i dalej erodować dno, co z kolei prowadzi do dalszego przyspieszenia. Prądy (spływy) ziarnowe – tworzą się, gdy piasek przetaczany prądami dennymi dostanie się na krawędź kanionu, z której zsuwa się po ścianach i dnie kanionu. Spływy upłynnionego materiału – osuwiska na lądzie wywołane są zmianami kohezji (spójności i tarcia). Przy ruchach podmorskich zmiany te nie maja znaczenia, bo materiał jest zawsze przepojony wodą. Przyczyna wywołującą spływy podmorskie jest zwiększanie ciężaru osadu na skutek sedymentacji i zwiększenie nachylenia przez gromadzące się osady, a także drgania wywołane trzęsieniami ziemi. Prądy gruzowe – staczanie najgrubszego materiału pod wpływem jego własnego ciężaru.

4. Cyrk lodowcowy*: Inaczej zwany też Karem lodowcowym. Zagłębienie w kształcie niszy, otoczone od strony grzbietu stromymi ścianami, a od właściwej doliny lodowcowej oddzielone zaokrąglonym progiem, na którym czasem spoczywają nagromadzone bloki (morena). Powstawanie ich tłumaczy się w ten sposób, ze dawne źródliska rzek zostały poszerzone i wygładzone przez lód firnowy. Najczęściej po ustąpieniu lodowca wody wypełniły zagłębienie karowe i utworzyło się jezioro, np. czarny Staw nad Morskim Okiem lub Czarny Staw Gąsienicowy.

5. Kaptaż: Gdy rozcinanie działu wód odbywa się przy udziale dwóch rzek, których potoki źródłowe zbliżają się do siebie wstecznie, może się zdarzyć, że jedna z rzek, wskutek większego spadku, większej ilości wody lub mniejszej odporności skał eroduje wstecznie szybciej i wedrze się w dorzecze rzeki drugiej. Dopływy słabo erodującej rzeki zostaną zdobyte, czyli „ścięte” przez bardziej energicznie erodującą rzekę i powstanie osuszona przez kaptaż martwa dolina. Innymi słowy, Kaptaż, jest to przechwycenie przez jedną rzekę wód innej rzeki w wyniku bardzo silnego działania erozji wstecznej, najczęściej wtedy, gdy jedna z rzek z powodu większego spadku energiczniej wcina się w podłoże. Następuje wtedy przecięcie działu wodnego i wody rzeki kaptowanej przepływają do rzeki kaptującej. Dzięki temu rzeka kaptująca powiększa swoje dorzecze kosztem części dorzecza drugiej rzeki.

6. Insolacja: inaczej nasłonecznienie, oddziaływanie promieniowania słonecznego na skały; jeden z głównych czynników wietrzenia fizycznego. Pod wpływem zmian temperatury ziarna mineralne na przemian rozszerzają się i kurczą. Proces ten zachodzi szczególnie w obszarach o dużych wahaniach temperatury i w miejscach, w których powierzchnia skał jest bezpośrednio wystawiona na działalność Słońca. Współczynniki rozszerzalności cieplnej minerałów są nieduże, lecz dla różnych minerałów różne. Ciągłe rozszerzanie i kurczenie się skał wytwarza naprężenia, prowadzące do powstania sieci drobnych spękań. Wskutek różnic we współczynnikach rozszerzalności cieplnej wśród minerałów, po dłuższym działaniu insolacji skała rozluźnia się i rozpada na pojedyncze ziarna. Jest to rozpad ziarnisty, zwany dezintegracją granularną. Ponadto, nasłonecznienie może powodować odpadanie całych powierzchni skał, wtedy mówimy o eksfoliacji (łuszczeniu się skały). Eksfoliacja powoduje rozpad skały na płyty i bloki – wytwarza rozpad blokowy (dezintegrację blokową).

Grupa C:

1. Wietrzenie fizyczne i jego skutki: Głównymi czynnikami powodującymi mechaniczny rozpad są zmiany temperatury, działanie mrozu i mechaniczne działanie organizmów żywych.

Insolacja – wahania temperatury wskutek nasłonecznienia. Jesteśmy sobie na pustyni i obserwujemy skałę. Ziarna w skale się rozszerzają w dzień, ale każdy minerał ma różny współczynnik rozszerzalności cieplnej w różnych kierunkach. Proces rozszerzania się takiej skały przebiega nierównomiernie. W skale powstają wewnętrzne naprężenia pomiędzy ziarnami skalnymi. W nocy te ziarna się kurczą. Ten cykl powtarza się przez wiele, wiele lat, w wyniku czego dochodzi do zluźnienia pomiędzy ziarnami – osłabia się spoistość skały. Ze skały od powierzchni zaczynają odpadać pojedyncze ziarna (dezintegracja granularna, rozpad ziarnisty) tzn. same się wypychają z tej skały. Eksfoliacja – łuszczenie się skały – silnie nagrzewana jest tylko zewnętrzna warstwa skały, bo głębiej ciepło słoneczne już nie dociera. Zewnętrzna część podlega insolacji i zaczyna się rozluźniać. W rezultacie od skały odchodzą całe płaty, łuski, skorupy. Zamróz - zamarzanie wody w szczelinach skalnych – musi być cyrkulacja temperatury wokół zera stopni. Woda zamarza i rozmarza w szczelinach skalnych (lód ma 9% większą objętość niż woda, z której powstał), rozpycha skałę i topnieje i tak miliony razy. W końcu zluźni skałę i ją rozkruszy. Eksulacja - kiedy do takiej szczeliny wpadnie ziemia (czyli minerały ilaste) po namoczeniu mogą one napęcznieć (zwiększając swą objętość nawet do 10 razy) i rozsadzić skałę. Rezultatem tych procesów jest rozpad blokowy (dezintegracja blokowa) – skała rozpada się na bloki wzdłuż tych szczelin. Deflokulacja – dotyczy głównie skał ilastych i polega na naprzemiennym zwilżaniu i osuszaniu skał, co prowadzi do zmian objętości minerałów iłowych.
Działalność organizmów żywych – głównym czynnikiem są korzenie roślin, które najmniejszymi, włoskowymi korzeniami wnikają w małe szczeliny skalne. Korzenie rosnąc, grubiejąc wywierają coraz większy nacisk i w końcu rozsadzają skałę. Również skałotocza jak i też zwierzęta żyjące (dżdżownice, krety, mrówki) mogą działać destruktywnie na skałę.

2. Transport rzeczny i jego skutki: Jedną z geologicznych działalności rzeki jest jej transport. Wskutek wietrzenia fizycznego powstaje wiele okruchów, które w jakiś sposób dostaną się do rzeki (np. ruchy masowe) i zaczynają podlegać transportowi. O tym, jaki ten transport jest stanowi kilka parametrów: Obciążenie rzeki – (natężenie transportu), całkowita ilość materiału przenoszonego przez rzekę na całej szerokości (ilość materiału na m3 w jednostce czasu). Obciążenie może być podzielone na: denne, zawiesinowe i solucyjne (materiał rozpuszczony); Nośność rzeki (zdolność transportowa rzeki) – obciążenie rzeki przy maksymalnym stanie wody. Większy wpływ na ten parametr ma gęstość niż prędkość. Zależy od wielkości okruchów. Ta sama rzeka przeniesie więcej iłu czy mułu, niż żwiru lub piasku; Wydolność rzeki – wielkość lub ciężar największych okruchów, jakie rzeka może unieść.

Z badań empirycznych wynika, że nośność jest proporcjonalna do kwadratu lub sześcianu prędkości rzeki; wydolność proporcjonalna do szóstej potęgi prędkości rzeki, dlatego podczas powodzi, rzeka przenosi bardzo duże okruchy skalne. Mały, górski potok (wąski, szybki) ma małą nośność, ale dużą wydolność: może przenosić duże okruchy, ale całkowita ilość przeniesionego materiału jest mała. Rzeka w dolinie (duża) ma dużą nośność (dużo materiału przenosi), ale może przenosić tylko materiał drobny (nie uniesie cięższych fragmentów). Rzeka może transportować: materiał rozpuszczony – sole, związki mineralne; materiał organiczny – gałęzie, liście, ...