ABLACJA DESZCZOWA -Spłukiwanie, ablacja, jeden z najważniejszych procesów modelujących powierzchnię Ziemi, polegający na wymywaniu i transportowaniu w dół stoku cząstek zwietrzeliny przez wody opadowe (ablacja deszczowa) lub roztopowe (ablacja roztopowa). Przy silnych opadach spłukiwaniu towarzyszy tzw. bombardowanie kroplami deszczu, odrywające i przenoszące nieraz na znaczne odległości cząstki zwietrzeliny.
Intensywność spłukiwania zależy od natężenia opadu, ilości spływającej wody, nachylenia stoku oraz od rodzaju pokrywy roślinnej. Szczególnie podatne na spłukiwanie są stoki pozbawione roślinności, np. stoki zaorane. Szczególnie intensywne spłukiwanie nosi nazwę zmywania.
Spłukiwanie zachodzące na stokach rolniczych nazywane jest często, choć niezupełnie prawidłowo, erozją wodną gleby (winno być: ablacją gleby). Od procesu ablacji deszczowej czy roztopowej należy odróżnić ablację lodowcową (topnienie lodowca).
AKTUALIZM GEOLOGICZNY. przyjęta w geologii zasada wnioskowania, głosząca, że w przeszłości na Ziemi zachodziły procesy geologiczne podobne do tych, które można obserwować obecnie; aktualizm zakłada podobieństwo czynników fizycznych i chemicznych oraz sił działających w obecnej i w dawnych epokach; zasada sformułowana przez J.Huttona (1726-97), rozwinięta przez Ch. Lyella (1797-1875).
AKUMULACJA EOLICZNA – deflacja powoduje uniesienie drobnych ziarn z powierzchni poddanej jej działaniu. Piasek pędzony wiatrem blisko powierzchni lub wleczony po niej zatrzymuje się na takich przeszkodach, jak głazy, krzaki, pagórki itd. Wtedy piasek gromadzi się tworząc wyniosłość, czyli wydmę o łagodnym zboczu, zwróconym w stronę wiatru i zboczu stromym, zwróconym w przeciwnym kierunku. Unoszenie piasku i przenoszenie go na inne miejsce jest następstwem deflacji, ta zaś działa w obszarach, gdzie roślinności brak albo jest bardzo skąpa. Dlatego wydmy tworzą się na obszarach pustynnych, w dolinach rzek płynących w dość suchym klimacie. Wydmy układają się równolegle albo prostopadle do kierunku wiatru. W pierwszym przypadku są to wydmy podłużne, w drugim poprzeczne. Często wydmy mają kształt sierpowaty, wygięty łukiem otwartym w tym kierunku, w którym wieje wiatr, o stromy zboczu podwietrznym i łagodnym nawietrznym. Wydmy te zwane barchanami są szczególnie charakterystyczne dla Turkistanu, ale występują też w pustyniach centralnej Azji, Sahary. Podobny kształt mają wydmy paraboliczne tworzące łuki otwarte od strony nawietrznej, będące więc niejako odwróconymi barchanami ale jak wszystkie wydmy mają zbocze nawietrzne łagodniejsze od podwietrznego. Wydmy paraboliczne powstają głównie na przeszkodach roślinnych, natomiast Barchany tworzą się na obszarach piaszczystych które zatrzymują lotny piasek albo też na płaskich nie piaszczystych powierzchniach. Uwarstwienie utworów wydmowych nie jest poziome ,ale przekątne, gdyż ziarna piasku, staczając się po stronie podwietrznej, układają się według naturalnego kąta zsypu. Na powierzchni wydm występują często riplemarki w postaci mniej lub więcej regularnych zmarszczek ułożonych prostopadle do kierunku wiatru, a utworzonych przez uderzenia wiatru o powierzchnię wody, główną rolę w ich tworzeniu się odgrywa saltacja. Typowym utworem akumulacyjnym pyłów atmosferycznych jest żółtawy utwór, przypominający pozornie glinę a złożony z drobniutkich ziarn kwarcu 60-70% węglanu wapnia 10-25% i minerałów iłowych czasem zawiera domieszkę skalenia, hornbrendy i miki. Jest on zwarty nie warstwowany, natomiast pionowo dzielący się porowaty. Zgniatany rozsypuje się na pył.
AKUMULACJA FLUWIOGLACJALNA- wypływające zlodowca wody usypują na jego przedpolu ogromne stożki napływowe złożone z piasków i żwirów. W obszarach pokrytych lądolodem wewnątrz łańcucha moren czołowych rozciąga się krajobraz moreny denne, natiomiast na zewnątrz moreny czołowej leży płaski obszar zbudowany z piaszczystych sandrów, będących rozległymi stożkami, utworzonymi przez wody wypływające z lodowca. Wody usypujące stożki sandrowe łączyły się z rzekami płynącymi z południa w wielkie rzeki, o kierunku mniej więcej równoległym do krawędzi lądolodu. Wody te płynęły szerokimi dolinami, zwanymi pradolinami w których osadzały się materiały wynoszone z lodowców i przynoszone rzekami z południa. Pradoliny wykazują spadek ze wschodu ku zachodowi. Inną formą akumulacji wód podlodowcowych są ozy lub eskery. Są to dość niskie (kilkanaście, wyjątkowo przeszło 100 m) płaskie wały ciągnące się na dużej przestrzeni wśród moreny dennej, złożone z piasków i żwirów, często przekątnie uwarstwionych. Kręty ich bieg przypomina bieg rzeki. Bardzo podobne do ozów są kemy, złożone z piasków lub żwirów warstwowanych, tworzące pagórki lub wały. Powstały one w otwartych szczelinach lodowcowych, kiedy lądolód stagnował lub stał się martwy. Kemy przechodzą nieraz w moreny ablacyjne. Morenami kemowymi nazwano żwiry i piaski bezładnie ułożone i tworzące nieregularną, pagórkowatą powierzchnię, w której znajdują się nieliczne zagłębienia, wypełnione często wodą. Inną formą akumulacji wód lodowcowych są terasy kemowe. Przy silnym topnieniu lodowca dolinnego wody mogą osadzać piaski i żwiry po obu stronach lodowca między lodem a brzegami doliny. Po stopnieniu lodowca pozostaną przy obu brzegach doliny nasypy akumulacyjne, przypominające terasy, ale o innej genezie.
AKUMULACJA JEZIORNA- fale i prądy w jeziorach są słabe, toteż przyniesiony grubszy materiał nie może być rozprzestrzeniony daleko od ujścia rzeki. Drobniejsze zawiesiny są przenoszone dalej i strącane; jeśli w jeziorach brak rozpuszczonych soli, które działają koagulująco na koloidy, zawiesiny unosić się mogą dość długo, zanim opadną na dno. W jeziorach kwitnie zwykle bujne życie roślinne. Ciemne muły jeziorne, bogate w substancje organiczne określane są jako sapropel, który może być albo gytią, jeśli zawiera rozpoznawanie resztki organiczne, głównie pochodzące z planktonu roślinnego, tj. drobnych glonów, żyjących w powierzchniowych wodach jeziora, albo dy (nazwa pochodzenia szwedzkiego podobnie jak gytii), jeśli szlam zawiera koloidalne produkty humusowe pochodzące z rozkładu materii roślinnej. Rzeki znoszą do jezior dużo węglanu wapnia, węglan wapnia jest wytrącany z roztworu. Dzięki temu procesowi osady jeziorne zawierają domieszkę węglanu wapnia, a w bardziej czystych wodach tworzy się kreda jeziorna. Z nagromadzenia krzemionkowych skorupek okrzemek (alg) tworzy się ziemia okrzemkowa. W jeziorach o bujnym życiu dennym tworzy się kopropel, złożony z przerobionego przez organizmy mułożerne mułu lub iłu. Pospolitym utworem jeziornym jest ruda darniowa. Wielu utworom geologicznym w Polsce przypisuje się powstanie w jeziorach. Część utworów czerwonego spągowca (perm) rozwiniętych jako łupki z rybami, lub małżami jest utworem jeziornym, jak również łupki ogniotrwałe, liasu, złożone z delikatnych zawiesin zniesionych do zbiorników wodnych o spokojnej wodzie, iły poznańskie w pliocenie itd.
AKUMULACJA LODOWCÓW GÓRSKICH- jeśli lodowiec ulegnie stopieniu to gruz zostanie ułożony wzdłuż brzegów zlodowaconej doliny i utworzy się z niego morena boczna. Gdy dwa strumienie lodowca złączą się ze sobą , złączą się też ich brzeżne pasy gruzu. Po ustąpieniu lodowca gruz ten utworzy rodzaj wału, biegnącego środkiem doliny jest to morena środkowa. Nagromadzenie gliny zawierającej bloki i głazy w spodzie lodowca tworzy morenę denną . U czoła lodowca w miarę topnienia lodu gromadzi się materiał wleczony w spodzie lodowca oraz materiał transportowany na jego powierzchni tworząc wał wzdłuż czoła tworząc morenę czołową zwaną też końcową. Po ustąpieniu lodowca wody mogły rozmyć morenę, wymyć z niej drobniejszy materiał; mówimy wtedy że morena jest przemyta. Jeśli wskutek rozmycia moreny pozostanie po niem nagromadzenie większych głazów pozostaje bruk morenowy w skrajnych przypadkach mogą w niej zostać tylko większe pojedyncze głazy zwane eratykami. Częste są też struktury fałdowe i łuskowe zbudowane na przemian z materiałów podłoża i moreny są to struktury glacitektoniczne. Materiał wleczony ulega kruszeniu a przede wszystkim ścieraniu.
AKUMULACJA RZECZNA- depozycjach grubszych materiałów niesionych przez rzekę zachodzi wtedy, gdy prędkość rzeki jest za mała, aby dalej unosić materiał transportowany; dotyczy to materiałów transportowanych w stanie zawieszonym lub wleczonym. Utwory składane przez rzekę na dnie koryta lub na jego brzegach nazywa się napływami czyli aluwiami. Materiał osadzony w aluwiach pochodzi z mechanicznego rozdrabniania skał przez płynącą wodę, jest więc materiałem klastycznym. W korycie rzecznym gromadzi się zwykle bardziej gruboziarnisty materiał, tworząc mielizny korytowe. Są to podwodne podłużne nasypy, wielometrowej długości, ułożone dłuższą osią równolegle do kierunku płynięcia. Po opadnięciu poziomu wody mogą stanowić wyspy aluwialne. W rzekach meandrujących tworzą się mielizny i wały odsypowe, na wewnętrznych stronach meandrów, gdzie prąd jest wolniejszy. Mielizny tworzą się nawet w czasie normalnego stanu wody, wały w czasie powodzi. W czasie wysokiego stanu wody rzeka niesie różnorodny materiał, ale gdy jej wydolność zmniejszy się, transprtuje tylko drobniejszy materiał, a grubszy zostawia. W ten sposób powstaje bruk rzeczny złożony z większych okruchów. Na równi zalewowej rzeki niosące dużo materiału usypują tuż przy krawędzi koryta wały nadsypowe. Poza korytem lub poza wałami nadsypowymi, jeśli są rozwinięte tworzą się napływy równi zalewowej. Ponieważ rzeka w dolnym biegu z reguły meandruje , utwory równi zalewowej będą nieraz erodowane, a w wycięciach erozyjnych składane osady bardziej gruboziarniste. Wśród osadów równi zalewowych występują też zwykle iły z obfitym materiałem roślinnym lub torfy powstające przez zarastanie i wypełnienie starorzeczy. Jeśli do głównej rzeki wpada boczna o większym spadku, to u ujścia bocznej rzeki następuje nagłe załamanie się prędkości rzeki bocznej, wskutek czego zrzuca ona w tym miejscu niesiony materiał. Materiał ten tworzy rodzaj wachlarzowo rozpostartego stożka, sterczącego ponad poziomem rzeki głównej, która zależnie od położenia prądu głównego może rozmywać stożek. Gdy rzeka uchodzi do jakiegoś zbiornika wodnego, jeziora lub morza, niesione i wleczone przez nią materiały zastają złożone, gdyż wskutek braku ruchu wody siła transportowa rzeki spada do zera. Dzięki temu u ujścia tworzy się stożkowe nagromadzenie materiałów o zarysie trójkątnym. Część tego stożka wystaje nad powierzchnię wody, ale większa jego część znajduje się pod wodą. Delty rosną bardzo wolno, szczególnie delty morskie, ponieważ falowanie i prądy usuwają naniesiony materiał i znoszą do morza.
ASTENOSFERA- GRANICE I WŁASNOŚCI- warstwa w górnej części płaszcza Ziemi, o zwiększonej plastyczności podatności na deformacje. Jej górna warstwa znajduje się na głębokości 50-70 km pod oceanami i do 120 km pod kontynentami. Dolna odpowiednio 400 i 250 km. Umożliwia poziome ruchy płyt litosferycznych. Astenosferę uważa się za główny poziom tworzenia się ognisk magmy i główne źródło procesów magmowych.
BUDOWA SKORUPY ZIEMSKIEJ- zewnętrzna powłoka Ziemi, niejednorodna, stosunkowo chłodna i sztywna, rozciągająca się od powierzchni Ziemi do tzw. nieciągłości Mohorovičicia (w skrócie Moho) , o średniej gęstości 2800-3100 kg/m3. Rozróżnia się skorupę ziemską kontynentalną i oceaniczną. Skorupa kontynentalna ma średnią grubość około 35 km; pod młodymi łańcuchami górskimi (Alpidami) grubość jej wzrasta do około 70 km (pod Andami) i 80 km (pod Himalajami). Na terenie Polski grubość skorupy kontynentalnej wynosi 27-47 km. Skorupę kontynentalną budują skały osadowe oraz zróżnicowane skały magmowe i metamorficzne. Na samym wierzchu znajduje się gleba i warstwa skał rozdrobnionych wskutek procesów wietrzenia (regolit). Znaczne obszary Polski pokryte są warstwą utworów polodowcowych. Poniżej znajdują się różne skały osadowe, których łączna grubość wynosi zwykle 1-5 km; warstwy osadowe mogą być jednak znacznie grubsze (pod górami), może też ich nie być wcale (tzw. tarcze). Pod warstwami osadowymi znajduje się warstwa o składzie zbliżonym do granitów (o grubości około 15 km), a jeszcze niżej warstwa o składzie zbliżonym do bazaltów (około 15 km). Kontynenty podzielone są na mniejsze bloki; budowa sąsiadujących ze sobą bloków często różni się zasadniczo od siebie, co sugeruje, iż powstawały one w różnych warunkach. W rejonie gór fałdowych powszechne są sfałdowania i nasunięcia skał. Skorupa oceaniczna ma znacznie mniejszą niż skorupa kontynentalna grubość - około 6 -12 km, inna jest też jej budowa. Skorupa ziemska pod dnem oceanów jest zbudowana ze skał o składzie chemicznym bazaltów (około 7 km grubości) przykrytych przeważnie cienką warstwą słabo skonsolidowanych osadów (około 1-2 km). Skorupa oceaniczna stanowi około 60% powierzchni Ziemi. Według teorii tektoniki płyt powstaje współcześnie w tzw. strefach rozrostu dna oceanicznego, a ulega zniszczeniu w strefach subdukcji. Wskutek ruchów górotwórczych (orogeneza) może być wbudowywana w strefy fałdowe skorupy kontynentalnej. W skorupie ziemskiej wyróżnia się również strefy przejściowe między skorupą kontynentalną i oceaniczną, mające charakter ścienionej skorupy kontynentalnej, zwanej skorupą suboceaniczną; występują na granicy między kontynentami i oceanami (m.in. na obrzeżach Oceanu Atlantyckiego). Powstawanie skorupy kontynentalnej wiąże się na ogół ze skomplikowanymi procesami w strefach subdukcji. Skały skorupy kontynentalnej są na ogół wyraźnie starsze od skał skorupy oceanicznej. Wiek najstarszych skał skorupy kontynentalnej sięga 3,2 mld lat, najstarsze zaś fragmenty dna oceanicznego uformowały się około 200 mln lat temu.
BUDOWA STOŻKA NAPŁYWOWEGO I DELTY -Delta, forma akumulacji rzecznej powstała w miejscu ujścia rzeki do wód zatoki morskiej lub jeziora. Rzeka łącząc się ze spokojnymi wodami zbiornika stanowiącego jej ujście, traci swą moc transportową i osadza cały, niesiony prądem, materiał skalny.
W obszarze delty rzeka dzieli się zwykle na szereg odnóg, często zmienia bieg. Pomiędzy ramionami delty tworzą się zwykle płytkie jeziora lub bagna. Delta narasta najszybciej wzdłuż ramion, przybierając nieregularny, rozgałęziony kształt tzw. delty palczastej (np. Pasłęka).
W przypadku, gdy w zbiorniku końcowym istnieją silne prądy przybrzeżne niszczące występy delty, tworzy się tzw. delta wyrównana (np. Pad). Stożek, wypukła forma powierzchni Ziemi, o zróżnicowanym nachyleniu i wachlarzowatym kształcie oraz o różnej genezie. Wyróżnia się m.in.:
Stożek napływowy (aluwialny)-powstaje w efekcie nagromadzenia luźnego materiału niesionego przez wody płynące. W Polsce stożki napływowe występują w górach i na równinach podgórskich.
BUDOWA WNĘTRZA ZIEMI NA PODSTAWIE OBSERWACJI SEJSMICZNYCH- badania sejsmografów stały się ważnym źródłem wiadomości o wnętrzu Ziemi. Gdyby Ziemia była jednorodnym i jednakowo elastycznym ciałem, drgania sejsmiczne przebiegały po liniach prostych. Skoro drgania sejsmiczne wchodzą w ośrodek o różnej gęstości i sprężystości, amplituda i kierunek ich biegu elegają zmianie. Toteż drgania sejsmiczne, które z hipocentrum wchodzą w głąb Ziemi ulegają zakrzywieniu i biegną nie po prostych, ale po łukach. Z hodografu wynika, że prędkość fal P i S zwiększa się z odległością od epicentrum w przeciwieństwie do prędkości fal L, która jest stała. Pochodzi to stąd że fale P i S rejestrowane w większej odległości są falami, które głębiej weszły we wnętrze Ziemi; zwiększenie ich prędkości wskazuje, że własności fizyczne zmieniają się z głębokością. Ta zmiana może być wywołana bądź wpływem ciśnienia i temperatury bądź zmianą materiału skalnego, przez który fale przechodzą, albo też oboma czynnikami. Fale sejsmiczne natrafiając na granice między dwoma ośrodkami o różnych własnościach fizycznych, czyli na powierzchnie nieciągłości, ulegają różnym modyfikacjom. Na podstawie badań sejsmografów można oszacować sztywność i sprężystość we wnętrzu Ziemi oraz wykazać istnienie powierzchni nieciągłości, na których własności fizyczne mas zmieniają się w sposób skokowy. Geofizyk jugosłowiański A. Mohorovicić 1910 stwierdził, że na głębokości około 50-60km zaznacza się powierzchnia nieciągłości, poniżej której prędkość fal podłużnych i poprzecznych wzrasta skokowo dość znacznie. B. Gutenberg, który wykazał, że jej głębokość jest różna mianowicie większa pod kontynentami, mniejsza pod oceanami. V. Conrad 1925 wyróżnił jeszcze jedną powierzchnię nieciągłości, leżącą między powierzchnią Ziemi a nieciągłością Mohorovicica. Powierzchnia nieciągłości stwierdzona przez Conrada leży w Europie na głębokości około 15-25km. W oparciu o stwierdzone powierzchnie nieciągłości można powiedzieć że skorupa ziemska składa się z dwóch warstw, spoczywających na podłożu scharakteryzowanym dużymi prędkościami fal. W oparciu o bardzo liczne już dziś obserwacje nad prędkością fal wzbudzanych przez trzęsienie ziemi, jak też i stuczne eksplozje uzyskano dość szczegółowy obraz budowy skorupy ziemskiej. Ponieważ doświadczalnie stwierdzono, że prędkość fal sejsmicznych obserwowane w górnej strefie są charakterystyczne dla granitu, nazwano wierzchnią strefę warstwą granitową. Ponieważ w bazalcie fale sprężyste biegną ze zbliżoną prędkością, jaką stwierdza się dolnej strefie, nazwano ją warstwą bazaltową. Grubość warstwy „granitowej” w kontynentach jest zmienna; na ogół jest większa pod górami i wyżynami, a mniejsza pod nizinami, wahając się w granicach 10-30km. Dlatego przyjmuje się, że warstwa „bazaltowa” jest od podłoża oddzielona wyraźną powierzchnią nieciągłości. Jest to powierzchnia Mohorovicica. Przypuszcza się, że skałą która występuje poniżej powierzchni Mohorovicica jest perydotyt. Wierzchnia powłoka kuli ziemskiej składa się z dwóch stref o różnej gęstości i składzie i nazwał zewnętrzną strefę, złożoną ze skał bogatych w krzemionkę i glinkę, sial dolną zaś bogatszą w związki magnezu ale jeszcze zawierającą dużo krzemionki, sima. Sial jest złożony ze skał składających się głównie z glinokrzemianów, sima zaś ze skał złożonych z minerałów zawierających magnez(piroksen, oliwin). W myśl nowszych poglądów powłoka „granitowa” i „bazaltowa” stanowią sial, ich podłoże perydotytowe odpowiada simie. Sialmę (Si+Al.+Mg) odpowiadającą strefie bazaltowej i sifemę (Si+Fe+Mg)
CHARAKTERYSTYKA STREFY AKRECJI- dużych rozmiarów strefa na powierzchni Ziemi, wzdłuż której tworzy się nowa litosfera oceaniczna. Zgodnie z teorią płyt litosfery strefami akreacji są współcześnie aktywne ryfty, w szczególności te, które przebiegają wzdłuż grzbietów oceanicznych. Strefa akrecji stanowi przeciwieństwo strefy subdukcji. spadanie rozproszonej materii na powierzchnię gwiazdy lub do czarnej dziury. Podczas akrecji energia mechaniczna opadającej materii zamienia się w ciepło, czemu towarzyszy emisja promieniowania elektromagnetycznego; w skrajnym przypadku akrecji do czarnej dziury wypromieniowywana energia może wynosić 0,4 mc2, gdzie m - ilość spadającej masy, c - prędkość światła w próżni. W większości wypadków, a zwł. w układach podwójnych, materia podlegająca akrecji ma znaczny moment pędu, uniemożliwiający bezpośrednie opadnięcie na powierzchnię gwiazdy; etapem pośrednim jest utworzenie się wokół gwiezdnego obracającego się dysku, tzw. dysku akrecyjnego; dopiero utrata momentu pędu przez część cząstek w wyniku oddziaływań z materią dysku powoduje ich dalsze opadanie.
CHARAKTERYSTYKA STREFY SUBDUKCJI – subdukcja -geol. zjawisko podsuwania się płyty litosfery pod drugą płytę; litosfera ulegającej subdukcji płyty (zwykle o skorupie ziemskiej typu oceanicznego) pochłaniana jest przez materię płaszcza Ziemi; subdukcja wywołana jest występowaniem w płaszczu Ziemi zstępujących prądów konwekcyjnych; jedno z podstawowych pojęć teorii tektoniki płyt.
Dużych rozmiarów strefa na powierzchni Ziemi, wzdłuż której zachodzi subdukcja. Obecnie najlepiej wykształcone strefy subdukcji występują wzdłuż zachodnich wybrzeży Oceanu Spokojnego. Na strefę subdukcji składają się: rów oceaniczny, łuk wysp i morze marginalne (basen załukowy), czyli zbiornik wodny rozciągający się między łukiem wysp a stałym kontynentem. Charakteryzuje się silną sejsmicznością i wulkanizmem, co wiąże się z istnieniem strefy Benioffa. Stanowi przeciwieństwo strefy akrecji.
CIEPŁO ZIEMI – powierzchnia ziemi jest ogrzewana promieniami słonecznymi. Ciepło to przenika w skały bardzo wolno. Oprócz energii słonecznej ziemia ma swe własne źródło ciepła – o czym świadczy wzrost temp. wraz z głębokością. Ciepło we wnętrzu ziemi pochodzi z rozpadu pierwiastków promieniotwórczych , zapasów ( pochodzi ono z pierwotnego okresu ziemi ), z ciepła krystalizacji i ciepła przemian fazowych. O wysokiej temp. w głębi ziemi świadczy też wydobywanie się ognisto – ciekłych mas przy procesach wulkanicznych oraz gorące źródła. Ziemia odbija promieniowanie słoneczne i dla ziemi ALBEDO wynosi 0,4 lub 40%. Ziemia dostaje 0,5 x 10–9 części całkowitej energii. Stała słoneczna wynosi 1372W/M2. Powierzchnia ziemi otrzymuje od słońca przeciętnie 4,2 x 10-3 cal/cm2/sek
CIOS I KLIWAŻ- spękania ciosowe, układ regularnych spękań skały, możliwy do zaobserwowania w każdym kamieniołomie lub odkrywce. Zazwyczaj spotyka się ciosy złożone z dwóch zespołów spękań. Pod pojęciem zespołu spękań rozumie się spękania ułożone równolegle, w niemal jednakowych odległościach od siebie. Najczęściej spotykane ciosy składają się z dwóch zespołów spękań, których poszczególne pęknięcia przecinają się z pęknięciami drugiego zespołu pod kątem zbliżonym do 90°. Skutkiem tego skała dzieli się na charakterystyczne, prostopadłościenne bloki. Skały niemal zawsze pocięte są regularnie ułożonymi spękaniami, jak to można zaobserwować w każdym kamieniołomie lub naturalnej odkrywce. Takie regularne spękania noszą nazwę spękań złożony z dwóch zespołów. Spękania obu zespołów przecinają się wzajemnie pod kątem zbilożonym do 90stopni. Wskutek tego skała dzieli się na prostopadłościenne bloki. Cios jest albo ukryty, tzn. że bloki przylegają do siebie tak szczelnie, że dzielące je pęknięcie jest zaledwie widoczne, albo otwarty, gdy zaznacza się odstęp między jednym a drugim blokiem. W skałach osadowych spękania ciosowe są mniej więcej prostopadłe do powierzchni uławicenia. Powierzchnia spękania ciosowego jest zwykle ziarnista i odpowiada ziarnistości skały. Powierzchnia spękania może być wszakże równa i gładka, gdy przecina ziarna skały, albo też jest szorstka, gdy ziarna na niej wystają lub gdy na niej znajdują się różne nierówności w postaci stopni, schodów. Najczęściej na powierzchniach pękań ciosowych nie widać oznak przesuwania się bloków skalnych względem siebie; W pewnych przypadkach wszakże powierzchnie spękań ciosowych są pokryte lustrami tektonicznymi, wskazującymi w pewne, na ogół nieznacznie, przesunięcia wzdłuż spękań ciosowych.
Kliważ- gęste, równoległe spękania w skałach, powstałe pod wpływem nacisków związanych z ruchami tektonicznymi; powoduje złupkowacenie skał. Oprócz ciosu i uskoków kliważ jest trzecim rodzajem deformacji nieciągłych. Polega on na tym, że skała dzieli się na cienkie płyty ułożone skośnie względem jej warstwowania lub uławicenia. Charakter kliważu może być dwojaki; albo dzielenie się na cienkie płyty polega na obecności płaszczyzn spękań gęsto i równolegle do siebie a na ogół skośnie względem warstwowania biegnących; jest kliważ spękaniowy albo też dzielenie się skały na płyty jest spowodowane tym, że minerały o pokroju blaszkowym, jak minerały iłowe, miki, chloryt itd. są ułożone w skale nie równolegle, a skośnie do warstwowania, natomiast równoległe względem siebie; ten rodzaj nazywa się kliważem ciągłym. Kliważ występuje w skałach sfałdowanych i to zazwyczaj silnie sfałdowanych. Niemal zawsze płaszczyzny kliważu są ułożone równolegle do płaszczyzny osiowej fałdu.
DENUDACJA- ogół procesów niszczących powierzchnię Ziemi poprzez usuwanie materiału skalnego lub gleby, obejmujący wietrzenie i erozję np. osuwiska powodujących wyrównywanie i obniżanie powierzchni Ziemi. Rezultatem D. Jest niszczenie wyniosłości na powierzchni ziemi i przenoszenie produktów niszczenia na niższe miejsca. D. Jest składową częścią gradacji powierzchni litosfery. Przyczyną denudacji są : zmiany temp. na powierzchni ziemi i grawitacja wprawiająca w ruch rzeki i lodowce, powodująca ruchy masowe. D. normalna rozwija się w obszarach o mniej lub więcej wilgotnym klimacie – jest ona najbardziej rozpowszechniona na kuli ziemskiej. W krajobrazie w którym działa podstawą rozwoju krajobrazu jest praca rzek. Stadium początkowe-początkową powierzchnią denudacji jest ląd wynurzający się z dna morza. Opady będą spływać i gromadzić się w zagłębieniach wydźwigniętej powierzchni. Stadium młodociane- strumienie przeobrażają się w rzeki tworzące głębokie parowy. Większe rzeki zbliżają się do charakteru dojrzałego. Rozwój bocznych dopływów i źródłowych strumieni rozcina początkową powierzchnie która zanika. Stadium dojrzałe – krajobraz silnie rozcięty przez systemy rzek, strefa wietrzenia o dużej miąższości. Wysoczyzny poddane wietrzeniu obniżają się szybciej niż dna dolin. Stadium starcze- wytworzenie się prawie poziomej płaszczyzny zwanej penepleną. Przebieg cyklu denudacyjne zależy od bardzo wielu czynników i na każdym obszarze i w każdym czasie przebieg ten jest różny. W obszarze wyżej leżącym procesy denudacyjne postępują znacznie szybciej niż w obszarze niższym.
DIAGENEZA SKAŁ OSADOWYCH- procesy diagenetyczne rozpoczynają się zazwyczaj bardzo wcześnie, najczęściej już w trakcie tworzenia się osadu, atrwać mogą bardzo długo, działając jeszcze wtedy, kiedy osad straci kontakt ze środowiskiem, w którym został utworzony. Wszystkie przeobrażenia fizyczne i chemiczne zachodzące w osadzie, które nie wytwarzają zmian metamorficznych, nazywamy za J. Waltherem diagenezą. W morzu, początkowym stadium zaznacza się nieraz wpływ halmyrolityczną, a przemiany fizyczne i chemiczne w świeżo złożonym osadzie diagenezą wczesną. Prowadzą one po jakimś czasie najczęściej do tego, że miękki osad staje się twardą skałą. Ten proces twardnienia nazywa się lityfikacją. Nieraz proces diagenetyczny na tym się nie kończy i przemiany fizyczne a zwłaszcza chemiczne odbywają się jeszzcze po stwardnieniu utworu. Jest to diageneza epigenetyczna, zwana epigeneza. W procesach diagenetycznych główną rolę gra twardnienie koloidów kompakcja osadów wywołana ciężarem gromadzących się osadów i procesy rekrystalizacyjne polegające na rozpuszczaniu i strącaniu się związków chemicznych. TWARDNIENIE KOLOIDÓW z biegiem czasu koloidy tracą wodę i twardnieją. Dzięki temu miękki osad złożony z mułu koloidalnego początkowo zawierający do 80% wody przechodzi w utwór twardy. Stwardnienie to polega przedewszystkim na oddaniu wody i jest spowodowane wzrastającym ciśnieniem gromadzących się nad osadem utworów. Kompakcji ulegają więcej osady drobnoziarniste (iły,muły) w porównaniu z utworami gruboziarnistymi. Stopień kompakcji zależy nie tylko od materiału ale też od grubości nadkładu. Przy kompakcji zwłaszcza gdy nadkład jest gruby następuje zmiana ułożenia ziarn w osadzie. Piasek ulega, kompakcji dopiero na większej głębokości, a to dzięki temu że część jego ziarn kruszy się, i powstające mniejsze ziarna mogą się ściślej upakować. Kompakcja zbliżając ziarna do siebie powoduje zwiększenie się ilości styków między ziarnami. W związku z wywołanym przez kompakcję zmniejszaniem objętości osadu zmniejsza się jego miąższość (grubość). Kompakcja powoduje sprasowanie szczątków organicznych oraz wyciśnięcie wody porowej wypełniającej pory (przestrzenie między ziarnami i cząstkami). Obecność wody w złożonym osadzie powoduje, że ziarna mineralne i resztki organiczne mogą ulegać rozpuszczeniu. Rozpuszczanie i rekrystalizacja prowadzą do wyeliminowania aragonitu, który występuje często w skorupkach i szkieletach organicznych. Rozpuszczony aragonit krystalizuje następnie jako kalcyt. Strącanie się rozpuszczonych związków, najczęściej węglanu wapnia i krzemionki, prowadzi do zlepiania ziarn ze sobą. Rekrystalizacja zachodzi najczęściej w osadach wapiennych i w osadach złożonych z krzemionki i węglanu wapnia, natomiast nie gra prawie żadnej roli w osadach ilastych, gdyż minerały iłowe są nierozpuszczalne. Procesy rekrystalizacyjne prowadzą do ogólnego zwiększenia się ziarnistości skały. Rozpuszczeniu łatwiej ulegają drobniejsze cząstki które przy krystalizacji strącają się na większych ziarnach. Z tego powodu drobnoziarniste osady wapienne przechodzą w gruboziarniste, a kwarcyty mają większe ziarna niż piaski, z których powstają. Twardnienie koloidów, znajdujących się między ziarnami, kompakcja zbliżająca ziarna do siebie, rekrystalizacja i strącanie się związków z wypadających z roztworu wody porowej powodują, że ziarna osadu zostają ze sobą zlepione. Substancjami cementującymi są najczęściej węglan wapnia, krzemionka. Substancje cementujące, mogą powstać w osadzie albo zostać wprowadzone z zewnątrz, najczęściej z wodą porową wyciskaną z niżej leżących utworów. Cementacji ulegają utwory luźne, ale w pewnych przypadkach utwory już stwardniałe, jeśli mają jeszcze zachowany pewien procent porowatości mogą ulec przepojeniu roztworami, z których wytrącające się związki wypełniają pozostałe przestrzenie porów lub też będą reagować z istniejącym już cementem i zmieniać go chemicznie. Podczas wczesnych stadiów diagenezy ziarna mineralne reagują z wodą porową. Ziarna mineralne też reagować mogą między sobą. Z reakcji illituz hematytem wytworzyć się może gloukonit, z reakcji hematytu i kalcytu –syderyt. Minerały tworzące się podczas diagenezy nazywa się minerałami autigenicznymi. Według H.D. Hedberga 1936 w pierwszym stadium diagenezy iłów działa kompakcja, wywołująca mechanczne przemieszczanie ziarn mineralnych i wyciskanie wolnej wody z porów. Gdy porowatość zmniejszy się do około 50%, także woda zaadsorbowana przez minerały iłowe jest wypędzana do porów. Jeśli porowatość zmniejszy się do 35% ziarna mineralne ulegną kruszeniu, substancje koloidalne krystalizują i działać zaczyna w pewnym stopniu rekrystalizacja. W tym stadium pojawia się złupkowanie. Przy diagenezie mułów wapiennych we wczesnym stadium dużą rolę gra pH i Eh, które są prawie bez znaczenia w czystym osadzie ilastym. Proces diagenetyczny zaczyna się z chwilą gromadzenia się osadów. Trwać on może bardzo długo, nawet po scementowaniu i konsolidacji osadu, jeśli wody zawierające w sobie jakieś rozpuszczone związki (krzemionkę, węglan magnezu, związki fosforu) wtargną w zupełnie skonsolidowaną skałą i wywołują w niej dodatkowe przeobrażenia. Jeśli w osadzie lub skonsolidowanej skale znajdują się jakieś większe próżnie, mogą się w nich gromadzić roztwory krążące w skale i strącać tam rozpuszczone w sobie związki. Zjawisko to nosi nazwę sekrecji lateralnej.
DYNAMOMETAMORFIZM -skały zostają poddane w strefach fałdowych dużemu ciśnieniu, które jest głównym czynnikiem wywołującym przeobrażenia , natomiast temperatura albo nie gra żadnej roli, albo jest czynnikiem ubocznym. Ciśnienie ma charakter jednostronnego ciśnienia bocznego. Jest to metamorfizm dyslokacyjny, zwany też dynamicznym albo dynamometamorfizmem. Przeobrażenia mineralne w strefie metamorfizmu dyslokacyjnego są znacznie mniejsze, niż w głębszych strefach skorupy, ale działanie nacisków ścinających doprowadza do zmian mineralnych. Pod wpływem nacisku na skały, gdy temperatura jest niewysoka, tworzą się spękania i przesunięcia poszczególnych części kryształów. Blaszki mik zostają wygięte, kalcyt ulega zbliźniaczeniu , podobnie jak skalenie. Kwarc, ulegając odkształceniom wewnętrznym doznaje zakłóceń w swych reakcjach, optycznych, co objawia się w falistym znikaniu światła. Kryształy zostają podzielone wygiętymi spękaniami na soczewki, które przesuwają się względem siebie; w ten sposób powstają struktury oczkowe niektórych gnejsów. Przy dalszym miażdżeniu ziarna i soczewki zostają całkiem zmielone co najwyżej tu i ówdzie tkwią jeszcze niezmielone fragmenty, a skała staje się łupkowata. Jest to mylonit. Skalenie potasowe ulegają podczas kataklazy serycytyzacji, tak że skały, zawierające je mogą stać się łupkami serycytowymi. Plagioklazy ulegają sosyrytyzacji (nazwa od nazwiska geologa de Saussure), polegającej na rozpadzię ziarn albitu na glinokrzemiany wapnia , takie jak zoizyt, epidot itd. Augit zmienia się we włóknisty amfibol, zwany uralitem, pirokseny , amfibole i biotyt zmieniają się zazwyczaj w chloryt. Do skał, które przeszły przez metamorfizm dyslokacyjny, należą łupki dachówkowe, które swą łupkowatość zawdzięczają kliważowi spękaniowemu.
DYSTRYBUCJA TRZĘSIEŃ ZIEMI- zależnie od częstości i siły uderzeń wyróżnia się trzy rodzaje obszarów; 1)sejsmiczne, które są często i silnie nawiedzane przez trzęsienia ziemi.2)pensejsmiczne- słabo wstrząsane.3)asejsmiczne- wolne od trzęsień ziemi. Do obszrów sejsmicznych należą obszary, które można zgrupować w dwa pasy.a) pas medyterański i jego przedłużenie ku wschodowi, a więc południowa Hiszpania i Portugalia, Pireneje, Alpy, Włochy, kraje bałkańskie, wyspy Archipelagu Malajskiego.b) pas dookoła Pacyfiku, obejmujący Kordyliery Ameryki Północnej i Połódniowej, Aleuty, Wyspy Japońskie, Filipiny, Japonia, Meksyk, Chile i Filipiny. Do obszarów pensejsmicznych należą; Masyw Centralny, masyw armorykański, Góry Nadreńskie, Harc, Góry Kruszcowe obszar Morza Pónocnego, Ural, Appalachy, góry wschodniej Australii, obszary środkowo-afrykańskie, okolice Morza Martwego i obszar wału śródatlantyckiego. Na obszar wokół Pacyfiku przypada 80% trzęsień ziemi. Obszarami asejsmicznymi są obszary pofałdowane przed erą paleozoiczną i następnie nie odmładzane ruchami górotwórczymi jak Syberia, wschodnia Europa, Kanada, Brazylia, większa część Afryki i Australii.
ELEMENTY BUDOWLI WULKANICZNEJ – gromadząc się wokół miejsca wydobywania się produkty wulkaniczne tworzą albo stożki zwane wulkanami, albo też mniej lub więcej rozległe pokrywy wylewnych skał. W budowie wulkanu najważniejszym składnikiem jest kanał wiodący z głębi ku powierzchni, którym wydobywają się lawy i materiały piroklastyczne. Kanał kończy się kraterem, który jest lejkowatym zagłębieniem powstałym przez rozkruszenie i wyrzucanie skał tworzących ściany wylotu podczas eksplozji, a także przez obsuwanie się ścian. Średnica krateru wynosi zazwyczaj kilkaset metrów. Krater za pośrednictwem kanału łączy się z ogniskiem znajdującym się na głębokości kilku lub kilkunastu kilometrów pod budowłą wulkaniczną. Jeśli ognisko jest połączone z powierzchnią o kształcie zbliżonym do komina lub rury, materiał wulkaniczny wydobywa się na powierzchnię mniej lub więcej okrągłym otworem i erupcją jest centralną. Jeśli kanałem łączącym ognisko z powierzchnią jest podłużna szczelina, materiał wydobywa się wzdłuż niej i erupcja jest linijna.
EKSHALACJE WULKANICZNE-wyziewy gazów i par związane z działalnością wulkaniczną; rozróżnia się: fumarole, solfatary i mofety. Gazy wydobywające się z wulkanów. Stanowią najczęściej mieszaninę pary wodnej, dwutlenku i tlenku węgla, dwutlenku siarki, chlorowodoru. Pomiędzy wchodzącymi w skład mieszaniny gazami zachodzą liczne reakcje, których produkty w postaci różnych chlorków, siarczków i czystej siarki osadzają się na skałach i w szczelinach krateru. Gazy palne, wchodzące w skład ekshalacji wulkanicznych mogą palić się tworząc ogromny płomień, niejednokrotnie wydobywający się z wnętrza krateru. Skład gazów wulkanicznych jest dość różny zależnie od obszaru. Wulkany położone w morzach i oceanach mają mniej chloru a więcej siarki niż wulkany lądowe. W ekshalacjach wulkanicznych woda jest pomieszana : jest i pochodzenia atmosferycznego jak i juwenilnego. Gazy wydobywające się w wulkanów reagują między sobą i z gazami powietrza.
EROZJA ELOLICZNA – wiatr zależnie od prędkości może unosić cząstki mineralne w powietrze. Prędkość wiatru zwiększa się z wysokością. Prędkość wiatru jest większa nad morzami, gdyż tarcie między powietzrzem a wodą jest znacznie mniejsze niż pomiędzy powietrzem a lądem. Również nad bezleśnymi równiami prędkość wiatru jest większa. Wywiewanie cząstek mineralnych nosi nazwę deflacji. Wiatr naładowany cząstkami mineralnymi uderzając o skały nawet najtwardsze, drąży je, rysuje lub ściera. Zjawisko to nazywamy korazją. Deflacja działa na produktach luźnych np. produktach wietrzenia , piaskach i żwirach napływów rzecznych, piaskach nadmorskich morenach lodowcowych itd. jeżeli nie są dostatecznie ochraniane przez szatę roślinną. Głównym terenem jej działalności są tereny pustynne oraz piaszczyste wybrzeża mórz . Deflacja w obszarach poddanych silnemu wietrzeniu mechanicznemu wywiewa drobniejszy materiał, a grubszy gruz pozostaje tworząc bruk deflacyjny, w ten sposób w strefach pustynnych powstaje kamienista pustynia , zwana hamada. Korazyjna działalność wiatru widoczna jest na luźnych okruchach, które mają ścięte i wypolerowane powierzchnie, pokryte dziurkami i rowkami. Zwykle dwie powierzchnie są ścięte i wypolerowane, trzecia na której fragment leżał jest zaokrąglona. Otoczaki w ten sposób wypolerowane nazywamy graniakami albo wielograńcami.
EROZJA LODOWCOWA – wokół pola firnowego działa zamarzanie wody w szczelinach wskutek czego wietrzenie mechaniczne jest silne i na śnieg pola firnowego sypią się bloki i kamienie. Bloki te przysypane śniegiem dostają się w głąb pola i wraz z lodem są wynoszone z pola firnowego. Również na jęzor lodowca sypią się bloki ze ścian otaczających. Lodowiec, posuwający się dnem doliny, odrywa z podłoża bloki i okruchy, które następnie wlecze po dnie. W przypadku „biernego” płynięcia ścinającego lodowiec łatwiej wyciąga i wchłania odłamy skalne w siebie, natomiast w przypadku „czynnego” płynięcia lodowiec tylko posuwa luźne okruchy na jego podłożu. Wyrywanie okruchów z podłoża lodowca, czyli detrakcja jest szczególnie skuteczne, jeśli skała w podłożu jest spękana lub cienko uwarstwiona. Ścieranie skał dna i brzegów doliny oraz okruchów wleczonych jest abrazją lodowcową zależy ona od przycisku, przypuszcza się że natężenie całkowitej erozji zwiększa się proporcjonalnie do kwadratu lub sześcianu jego grubości. Wyrywanie i ścieranie skał przez lodowiec prowadzi do usuwania materiału skalnego i żłobienia terenu. To żłobienie J. Walther(1910) nazwał egzaracją lodowcową. Jednym z najprostszych objawów erozyjnej działalności lodowców są ...
hepsi88