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.

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.

Definicja 1: Osady fluwioglacjalne

  Materiał klastyczny zdeponowany przez płynące wody lodowcowe
nazywany jest fluwioglacjalnym.


Zbiorniki i osady limnoglacjalne

Ze względu na genezę mis wydzielane są trzy typy zbiorników limnoglacjalnych:

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).


Osady talasoglacjlane

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.


Erozja na obszarach wiecznej zmarzliny

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.


Skład atmosfery

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].

Definicja 1: Atmosfera Ziemi

  Atmosfera Ziemi to warstwa gazów otaczająca Ziemię, która jest
zatrzymywana przez grawitację i przechodzi stopniowo w przestrzeń kosmiczną [1], [2]. Gazy atmosferyczne we
współczesnej atmosferze zwane są powietrzem [3], [4], [5], [6].


Strefowość atmosfery

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.


Gazy cieplarniane i ich wpływ na klimat

Definicja 1: Gazy cieplarniane

  Gazy cieplarniane [1], [2], [3] to substancje w atmosferze Ziemi, które
wywołują efekt cieplarniany [4], [5], są przezroczyste dla przychodzącego (krótkofalowego) promieniowania
słonecznego, ale blokują promieniowanie podczerwone (długofalowe) przed opuszczeniem atmosfery ziemskiej
(Rys. 1, Rys. 2). W efekcie zostaje zatrzymane promieniowanie słoneczne, które ogrzewa powierzchnię Ziemi [6].

Definicja 2: Potencjał tworzenia efektu cieplarnianego

  Potencjał globalnego ocieplenia (eng. Global
Warming potential, GPW [7], [8]) jest to wielkość określająca stężenia gazów w atmosferze i ich potencjalny
wpływ na efekt cieplarniany.


Prądy powietrzne i ich wpływ na klimat

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].


Zmiany atmosfery w historii  Ziemi

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.


Uwarunkowania działalności eolicznej

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).

Definicja 1: Procesy eoliczne

  Procesy geologiczne, które są generowane przez prądy powietrzne
nazywane są procesami eolicznymi.


Transport eoliczny

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.


Korazja i formy korazyjne

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.

Definicja 1: Korazja

  Mechaniczne oddziaływanie na powierzchnie skalne strumienia powietrza
niosącego narzędzia erozji, czyli materiał klastyczny, nazywane jest korazją (abrazją wiatrową).


Deflacja i formy deflacyjne

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).

Definicja 1: Deflacja

Procesy geologiczne polegające na wywiewaniu materiału nazywane są deflacją.


Akumulacja eoliczna

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.

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 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.

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.

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.


Osady eoliczne

Piaski tworzą warstwy (pokrywy piaszczyste) oraz formy wydmowe i riplemarkowe (zob.  Akumulacja eoliczna). Cechuje je obecność struktur depozycyjnych, które wynikają ze sposobu składowania materiału. Powszechnie występuje w nich warstwowanie przekątne, najczęściej o typie klinowym (zob.  Struktury depozycyjne), (Rys. 1) lub tabularnym [4], [5]. Zwykle zestawy warstwowania są nachylone pod niewielkimi kątami. Typową cechą riplemarków jest występowanie laminacji przekątnej [4], [3], [5], [6], [7], [8], [9]. Powstaje ona przez odkładanie się lamin na nachylonym w stosunku do podłoża stoku zaprądowym. Riplemarki charakteryzuje odwrotna gradacja ziarna i w częściach górnych riplemarków występuje ziarno nieco większe niż w dolnych.

Piaski środowisk eolicznych (np. pustyń i pasów wydmowych) są utworami lądowymi o wysokiej dojrzałości mineralnej i reprezentują skały monomiktyczne (zob.  Tekstury skał okruchowych), które zbudowane są z kwarcu, lub prawie monomiktyczne zawierające domieszki innych stabilnych minerałów. Koncentracja kwarcu jest wynikiem, zachodzącej podczas transportu, eliminacji minerałów nietrwałych (zob.  Materiały allogeniczne). Piaski eoliczne zbudowane są z dobrze lub bardzo dobrze obtoczonych i wysorowanych ziaren frakcji psamitowej. Rozrzut wielkości ziarna w nich jest niewielki. Najczęściej spotykane są piaski drobnoziarniste. Powierzchnie ziaren piaskowych mają charakterystyczne cechy. Są one matowe, urzeźbione płytkimi rysami lub zagłębieniami. Do ich powstania dochodzi wskutek abrazji podczas kolizji z innymi ziarnami [5], [10], [1].

Podczas transportu eolicznego następuje segregacja materiału, w wyniku której ziarna aleurytowe i pelitowe są oddzielane od psamitowych. Każda z frakcji jest przenoszona w innej części prądu powietrznego i deponowana na innym obszarze. Najdalej od obszarów źródłowych składowane są ziarna frakcji najdrobniejszych [1], [6], [2], [11], [12], [8], [3]. Część ich opada na powierzchnię zbiorników wodnych i włączana jest tam we właściwe dla środowiska procesy sedymentacyjne. Reszta składowana jest na powierzchni lądów, co prowadzi do powstawania rozległych drobnookruchowych pokryw, zwanych lessowymi. Less to skała masywna, składająca się z występujących w różnych proporcjach ziaren frakcji pyłowej i iłowej (zob.  Pelity aleuryty), (Rys. 3). Jest typem mułowca, w którym spory udział ma pelit kwarcowy. Poza nim, w jego skład zwykle wchodzą węglany i minerały ilaste. Lessy tworzą pokrywy na przedpolach obszarów pustynnych, wulkanicznych lub peryglacjalnych.

Wiatrowe formy osadowe pozostają w ruchu i przemieszczają się zgodnie z kierunkiem dominujących wiatrów [5], [10], [1], [12], [6], [2]. Wędrówka riplemarków i wydm jest wynikiem wzajemnego współdziałania erozyjnych i akrecyjnych procesów eolicznych, które jednocześnie niszczą formy od strony dowietrznej, a nadbudowują je od strony zawietrznej (Rys. 4). Tempo przemieszczania się form eolicznych jest zróżnicowane i zależne jest od siły wiatru oraz wielkości formy. Większe ciała piaszczyste przemieszczają się wolniej, gdyż ich ruch związany jest z przesypaniem większej ilości materiał klastycznego. Riplemarki są formami efemerycznymi i krótkotrwałymi. Przy silnych i średnich wiatrach ich przemieszczanie liczone jest w milimetrach na minutę, natomiast prędkość wędrówki wydm jest znaczniej wolniejsze i wynosi zwykle od kilku do kilkunastu metrów na rok.


Czynniki  i typy powierzchniowych ruchów masowych

Podstawowym uwarunkowaniem ruchów stokowych jest występowanie stoku, który może powstać w wyniku różnych procesów morfotwórczych, np. tektoniki, erozji, sedymentacji, również jako efekt masowych ruchów niestokowych, np. formowania niecki z osiadania lub zapadania.

Wiele procesów naturalnych wywołuje powierzchniowe ruchy masowe. W grupie procesów endogenicznych istotne znaczenie mają:

Ruchy masowe wywoływane są również przez działalność antropogeniczną, w szczególności przez: budowę dróg, rurociągów, architektury lądowej i hydrotechnicznej, tworzenie nasypów, górnictwo podziemne i odkrywkowe, pobieranie wody, nawadnianie, niszczenie roślinności, ruch pojazdów, działania wojenne.

Definicja 1: Powierzchniowe ruchy masowe

  Przemieszczanie materiału skalnego i glebowego pod
wpływem grawitacji nazywane jest powierzchniowymi ruchami masowymi.


Niestokowe ruchy masowe i ich przyczyny

Pierwotna porowatość, czyli obecność wolnych przestrzeni w skale jest cechą niektórych skał osadowych oraz wulkanicznych i jest ona formowana na etapie powstawania skały. Porowatość wtórna jest efektem zmian zachodzących w skałach i powstaje na etapie diagenezy lub ich wietrzenia. Szczególne znaczenie ma ługowanie oraz sufozja (Rys. 1A), (Rys. 1B). Wolne przestrzenie mogą też powstawać w skonsolidowanym podłożu na skutek ubytku lub przemieszczenia gazów lub wody podziemnej, jak również przez stopnienie lodu znajdującego się pod powierzchnią Ziemi.

Do przyczyn sztucznych wywołujących powstawanie wolnych przestrzeni należą górnictwo i pompowanie wody. Eksploatacja kopalin użytecznych, jak również innego rodzaju działalność antropogeniczna, tj. budowa tuneli czy podziemnych kanałów, wiąże się z wybraniem materiału i prowadzi do powstania podpowierzchniowych pustek w podłożu, co zaburza jego równowagę. Pustki powstają również przez uwolnienie, uprzednio zapełnionych, wolnych przestrzeni porowych przez wypompowanie wody, ropy naftowej i gazu ziemnego.

Zapełnianie wolnych przestrzeni w skałach zachodzi przez:

Przyczynami osiadania jest deglacjacja wiecznej zmarzliny powiązana ze spadkiem objętości lodu przekształcającego się w wodę. Osiadanie na obszarach wulkanicznych jest związane z postwulkanicznymi                                                                                zjawiskami hydrotermalnymi (Rys. 3A).

Definicja 1: Niestokowe ruchy masowe

  Niestokowe ruchy masowe polegają na obniżaniu
powierzchni terenu. Należy do nich osiadanie i zapadanie, czyli wystąpienie pionowych ruchów, które w
porównaniu do epejrogenicznych ruchów litosfery obejmują stosunkowo nieduży obszar i dotyczą tylko
przypowierzchniowych części skorupy ziemskiej (zob.  Ruchy epejrogeniczne i ich przyczyny). Osiadanie
jest najczęściej powolnym procesem, jeżeli zachodzi gwałtownie, wyróżnia się zapadanie [1],
[2], [3].


Efekty niestokowych ruchów masowych

Efekty niestokowych ruchów masowych pojawiają się też na terenach, gdzie prowadzona jest eksploatacja kopalin użytecznych. Ogólnie określa się je jako szkody górnicze [3]. Zawały stropów płytko położonych wyrobisk powodują powstanie zapadlisk, natomiast na powierzchni terenu, nad głębiej zalegającymi zawaliskami powstają niecki osiadania [4].

Definicja 1: Niecka osiadania

  Jest to zagłębienie terenu powstałe na skutek osiadania warstw

skalnych, powstałych nad obszarem podziemnych zapadlisk.


Stokowe ruchy masowe i ich przyczyny

Stokowe przemieszczanie masowe przebiega z różną prędkością, co jest jednym z głównych kryteriów klasyfikacyjnych powierzchniowych ruchów masowych. Najwolniej zachodzi spełzywanie, do szybkich ruchów zaliczane są obrywy i spływy.

Powierzchnia przemieszczania jest wyraźnie określona w przypadku osuwisk i obrywów, gdyż zostaje ona podczas tych procesów wytworzona. Przy spełzywaniu i spływach ruch materiału odbywa się po powierzchni                                                                                terenu, na zastanej morfologii podłoża. Kąt nachylenia powierzchni przemieszczania jest zróżnicowany. Jest on najwyższy w obrywach, najniższy kąt odnotowano podczas przemieszczeń utworów upłynnionych w wyniku trzęsienia ziemi.

Jednym z efektów ruchów masowych jest powstanie koluwium, które może mieć różną formę, np. blokową, osypiskową lub potoków spływowych.

Ruchy stokowe są generowane przez różne czynniki naturalne, wśród których istotne znaczenie mają:

Czynniki te, w szczególności orogeneza, magmatyzm i wulkanizm prowadzą do powstania stoków, czyli powierzchni warunkującej istnienie stokowych ruchów masowych oraz do zaburzenia równowagi na tych powierzchniach. Wietrzenie i erozja zmienia strukturę skały przez jej rozluźnienie, w wyniku czego powstaje zwietrzelina podatna na ruchy stokowe. Erozja ponadto prowadzi do zaburzeń stateczności stoku, w czym ważną rolę pełnią procesy podcinania ich podstaw przez rzeki i morza (Rys. 1). Przy upłynnieniu następuje zmiana struktury skały związana z wprowadzeniem do niej płynu. Woda wpływa na zmniejszenie tarcia, co powoduje uruchamianie spływów lub osuwisk [1], [3]. Nasiąkanie i wysychanie oraz zamarzanie i odmarzanie odgrywają istotną rolę w spełzywaniu (zob.  Spełzywanie). Zjawiska generujące fale sejsmiczne, np. uderzenia huraganowych wiatrów, przepływ fluwialny, falowanie i inne są zwykle mechanizmem spustowym i przyczyniają się do bezpośredniego uruchomienia ruchów masowych na powierzchniach niestabilnych.

Wiele ruchów stokowych powstaje przez aktywność ludzką, powodują je: budowa dróg, posadowienie budynków, górnictwo podziemne i odkrywkowe, szczelinowanie, nawadnianie, niszczenie roślinności, tworzenie nasypów, ruch pojazdów, działania wojenne.

Definicja 1: Stokowe ruchy masowe

  Stokowe ruchy masowe to przemieszczanie się materiału skalnego
i glebowego w dół stoku, odbywające się pod wpływem siły ciążenia.


Równowaga zbocza

Stabilność (równowaga) stoku zależy ostatecznie od dwóch głównych czynników [1], [2]:

Blok skalny znajdujący się na zboczu jest przyciągany w kierunku środka Ziemi przez siłę grawitacji (Fg) (Rys. 1), którą można podzielić na dwie składowe:

Kiedy siła trzymająca, tj. tarcie, jest większa niż siła zsuwająca, blok pozostaje stabilnie na stoku. Największy kąt, pod którym blok nie przesuwa się w dół, nazywany jest kątem spoczynku i jest on mierzony jest względem poziomu. Stok znajduje się pod kątem spoczynku, jeśli siła zsuwająca jest w równowadze z siłą trzymającą. Na zboczach o większym wychyleniu, siła zsuwająca przewyższa siłę trzymającą i blok zaczyna przesuwać się w dół [3], [4].

Fa zwaną siłą zsuwającą = Fgsin\(\alpha \), Fb czyli siła nacisku = Fgcos\(\alpha \),

siła trzymająca Ft = k * Fb, jeśli Ft < Fa to blok zaczyna się zsuwać.

Wytrzymałość podłoża [1], [2] zależy od następujących czynników:

W przypadku skał sypkich (niekohezyjnych), określany jest kąt naturalnego zsypu [6], czyli kąt spoczynku swobodnie usypywanej od góry pryzmy materiału klastycznego (Rys. 3B). Kąt ten zależy między innymi od wielkości ziarna i innych cech teksturalnych ziaren. Im drobniejszy jest materiał, tym kąt naturalnego zsypu jest wyższy. Jest najmniejszy w przypadku drobnoziarnistego piasku, największy w przypadku gruzu.


Osuwiska

Osuwiska charakteryzuje specyficzna morfologia, w której wyróżnia się (Rys. 2): półkoliste, nieckowate obniżenie, zwane niszą osuwiskową. Poniżej od niszy ciągnie się rynna osuwiskowa, czyli struktura wzdłuż której nastąpiło przemieszczenie mas skalnych w dół. Najwyższa część niszy nosi nazwę korony osuwiska. Skarpa osuwiska (Rys. 3A) oddziela osuwisko od występującego powyżej niezdeformowanego stoku. W rynnie osuwiskowej znajduje się materiał przemieszczony, który formuje jęzor (strumień) lub pokrywę wychodzącą na przedpole rynny (Rys. 3B). Zewnętrzna krawędź jęzora/pokrywy nazywa się czołem osuwiska [2], [3].

Przemieszczenie mas poprzedza powstanie szczelin mających formię łuku otwartego w stronę zbocza (Rys. 1B). W kolejnych etapach dochodzi do odspojenia i ruchu mas wzdłuż rynny osuwiskowej. Głębokość, rynien zwykle wynosi od kilku do kilkunastu metrów. Powstanie osuwiska i wytworzenie niszy prowadzi do zaniku podparcia i zaburzeń stateczności mas skalnych znajdujących się w bezpośrednim sąsiedztwie formy, co inicjuje kolejne ruchy zsuwu prowadzące do poszerzenia osuwiska [2], [4], [5].

Definicja 1: Osuwisko

 Osuwanie to stosunkowo szybkie grawitacyjne przemieszczenie się mas
skalnych po stoku. Mianem osuwiska określa się powstałą w wyniku osuwania morfologię wraz z formami na
niej występującymi (Rys. 1A).


Rodzaje osuwisk

Osuwiska klasyfikuje się ze względu na kształt powierzchni poślizgu, względem niej wyróżnia się:

Ze względu na stopień rozdrobnienia osuniętego materiału osuwiska dzielone są na:

Ze względu na warunki morfologiczne i umiejscowienie, osuwiska klasyfikowane są na:

Z punktu widzenia czasu trwania ruchów osuwiskowych wyróżniamy:


Osypywanie

Osypywanie jest częstym ruchem towarzyszącym obrywom, gdy dochodzi do trakcji lub poślizgów bloków obrywowych po powierzchni terenu.

Definicja 1: Osypywanie

  Osypywanie to proces grawitacyjnego przemieszczania się pojedynczych
klastów, które ulegają depozycji u podnóża stoku tworząc osypisko, czyli nagromadzenie luźnego materiału
ziarnistego, na ogół gruzów, żwirów lub piasków [1], [2].


Obrywy

Drugim czynnikiem jest podcięcie stoku. Stok może być podcięty przez rzekę lub przez drogę. Rys. 1A pokazuje drogę podcinającą stok w Himalajach. Stok był już znacząco podcięty przez płynącą 500 m poniżej rzekę Ganges. Proces został znacząco przyśpieszony przez drogę. Droga istnieje już setki lat. Co jakiś czas spadają na nią obrywające się głazy. Mogą one spowodować zwężenie drogi, aby ją poszerzyć trzeba wciąć się w stok, zwiększając ryzyko obrywów.

W przypadku wybrzeży morskich istotną rolę odgrywa erozja morska. Morze podcina stromy brzeg, powodując przewieszenie a następnie obryw (Rys. 1B). Powstaje pionowy klif. Klif ten nie musi być litą skałą, w przypadku wybrzeża Bałtyku erodowana jest glina zwałowa. Oderwany materiał skalny to stosunkowo niewielkie bloki. Jeżeli skała jest lita, a klif wysoki, bloki mogą osiągać rozmiary kilkunastu, kilkudziesięciu, a nawet kilkuset metrów (zob.  Czynniki i typy powierzchniowych ruchów masowych, Rys. 1B).

Obrywy mogą być uruchomione przez trzęsienia ziemi. Jeden z największych katastrofalnych obrywów został                                                                                jednak spowodowany przez górniczą działalność człowieka. Obryw Elm w Szwajcarii był spowodowany wydobyciem łupków, które zdestabilizowało ścianę skalną aż do ostatecznej katastrofy. Oberwało się 10 milionów metrów sześciennych łupków, zginęło 115 osób, zniszczone zostały 83 budynki [3], [5].

Definicja 1: Obryw

  jest to oderwanie się fragmentów skalnych i przemieszczenie się
ich pionowo lub pod bardzo dużym kątem [1], [2]. Przemieszczenie to odbywa się gwałtownie,
według [3] obrywy odróżnia się od osuwisk na podstawie prędkości ruchu. W przypadku obrywów
prędkość ta dochodzi do 150 m/s. Obrywem nazywa się też nagromadzony materiał skalny [4].


Spełzywanie

Ważną rolę w ruchu soliflukcyjnym odgrywa powstawanie lodu włóknistego oraz częste zmiany temperatury, powodujące wielokrotnie naprzemienne odmarzanie przypowierzchniowej warstwy gruntu.

Na spełzywanie wskazuje powolne, ale uporczywe przechylanie się drzew lub obiektów sztywnych, które osadzone są na ruchomych zboczach [1], [2], [4], [5]. Cechą charakterystyczną drzew wzrastających na niestabilnym, pełznącym stoku są wygięte w dół stoku pnie drzew. Deformacje pni są są efektem pionizacji przechylanych przez spełzywanie drzew (Rys. 1).

Definicja 1: Spełzywanie

  Spełzywanie to powolne przemieszczanie się osadu, zwietrzeliny lub gleby w
dół stoku, pod wpływem siły ciężkości [1], [2], [3], [4].

Definicja 2: Soliflukcja

  Soliflukcja polega na wolnym (do kilku centymetrów rocznie) spełzywaniu
wierzchniej, sezonowo rozmarzniętej i przepojonej wodą powierzchniowej warstwy warstwy gruntu, która
ześlizguje się po powierzchni zamarzniętej [1], [2], [3], [4], [6].


Spływ

Spływaniu podlegają materiały, które uległy fluidyzacji. Dla spływów charakterystyczny jest brak określonej powierzchni przemieszczania i nierównomierna prędkość ruchu poszczególnych ziarn. Spływ nie narusza sposób istotny pierwotnej morfologii. Prędkość przemieszczeń jest zróżnicowana i wynosi od kilku cm/s do kilku m/s. Ścieżka przemieszczenia spływu jest zależna od morfologii terenu. Koluwium spływowe ma formę potoku (jęzora), jeśli ruch odbywa się wzdłuż doliny, lub pokrywy (fartucha), gdy spływ obejmuje powierzchnię stokową.

W zależności od dominującego materiału podlegającego przemieszczeniu, wyróżnia się różne typy litologiczne spływów, najczęściej występują:

Spływ powstaje na powierzchni nachylonej w wyniku uwodnienia materiału klastycznego przez opady atmosferyczne, powodzie albo roztopy. W rejonach nadmorskich powszechne są spływy wywołane aktywnością falowania sztormowego lub tsunami. Szczególnym przypadkiem upłynnienia i wywołania spływu jest jökulhlaup                                                                                [5], fluidyzacja wodą z lodowca stopionego ciepłem wulkanicznym.

Definicja 1: Spływ błotny

  Spływ to stosunkowo szybkie grawitacyjne przemieszczanie w dół stoku,
nasyconego wodą, luźnego, ziarnistego materiału [1], [2], [3], [4].

Definicja 2: Spływ popiołowy (lahar)

  Jest to spływ błotny zawierający materiał piroklastyczny,
głównie popiół wulkaniczny z domieszką innych typów ziaren. Fluidyzacja piroklastyków zachodzi przez wodę
zgromadzoną w kalderze wulkanu, pochodzącą z pokrywy śnieżnej czy lodowcowej, a także z opadów
powstających z kondensacji pary wodnej wydobywającej się z wulkanu. Lahary zwykle przemieszczają się ze
znaczną prędkością, wynoszącą średnio 50 km/h. Mają różne temperatury. Spływy powstałe
krótko po erupcji przemieszczają gorący materiał piroklastyczny, wówczas nazywa się je gorącymi.


Osuwiska i spływy podwodne

Subakwalny ruch osuwiskowy jest wywoływany przez różne zjawiska. Uważa się, że trzęsienia ziemi są najważniejszym czynnikiem inicjującym większość dużych osuwisk podmorskich, a w obszarach płytkomorskich i jeziornych istotne znaczenie mają również fale sztormowe i huragany.                                                                                Coraz większą rolę w inicjacji powierzchniowych ruchów masowych przypisuje się hydratom gazu, które znajdują się pod wieloma podwodnymi stokami. Są to zamknięte w lodzie inkluzje gazu ziemnego, które stają się niestabilne przy wzroście temperatury lub ciśnienia. Dysocjacja hydratów i uwolnienie gazu prowadzi do zmniejszenia stabilności zbocza. Przesiąkanie wód gruntowych i podwyższone ciśnienie wody, wpływające na zmniejszenie tarcia w porach może inicjować ruch osuwający.

Spływy mułowe są powszechnym składnikiem kompleksów fliszowych i występują między innymi w polskich Karpatach Zewnętrznych. W ich obrębie mogą występować utwory osuwisk podwodnych, nazywane olistostromami oraz duże przemieszczone bloki, zwane olistolitami (Rys. 1).

Definicja 1: Osuwiska podwodne

  Osuwiska podwodne powstają przez przemieszczenie osadów w
warunkach subakwalnych, w dół stoków pod wpływem siły ciążenia [1], [2], [3]. Zachodzą w zbiornikach
wodnych (morzach, jeziorach, również w niektórych rzekach).

Definicja 2: Podwodny spływ mułowy

  Jest to mieszanina iłu, pyłu i piasku z domieszką większych
klastów, która przemieszcza się w dół stoku morskiego lub jeziornego [4], [1].


Erozja i akumulacja spowodowane ruchami masowymi

Procesy wietrzenia, erozji i ruchów masowych działają równolegle i wzajemnie się uzupełniają. Wietrzenie wspomaga i ułatwia działanie ruchów masowych. Erozyjna aktywność ruchów masowych obejmuje przede wszystkim rozdrobnienie materiału. Obrywy i osypywanie to procesy kształtujące stoki w wysokich górach, natomiast w obszarach niżej położonych zaznacza się znaczący wpływ osuwisk, które mają znaczenie morfotwórcze przede wszystkim w górach średnich i niskich. Spływy i spełzywanie nie zmieniają istotnie rzeźby i ich wpływ na kształtowanie stoków jest ograniczony [1].

Drugim obszarem, w którym denudacja jest kształtowana, m.in. przy istotnym zaangażowaniu powierzchniowych ruchów masowych, są strefy brzegowe i stoki podwodne zbiorników wodnych. W strefach nabrzeżnych powszechnie dochodzi do obrywów, osuwania i osypywania (zob.  Stokowe ruchy masowe i ich przyczyny), w strefach subakwalnych występują osuwiska i spływy. Znacznie mniejsze jest znaczenie niestokowych ruchów masowych, które prowadzą do obniżania powierzchni.

Zwyczajowo termin koluwium odnosi się przede wszystkim do materiału przemieszczonego w osuwisku, w szerszym ujęciu stosuje się go do określenia zakumulowanego materiału, także w wyniku innych ruchów masowych, rozróżniając koluwia osuwiskowe, osypiskowe, spływowe i blokowe.

Materiał budujący koluwia może mieć różne wykształcenie teksturalne. Zależy ono od budowy obszaru źródłowego oraz od typu przemieszczenia i długości drogi transportu. Z reguły koluwium osuwiskowe buduje materiał różnych frakcji od wielkogabarytowego psefitu do materiału frakcji aleurytowej i pelitowej. Podczas osuwania może dochodzić do rozdrobnienia materiału. Koluwia wykształcone w skałach litych będą miały charakter blokowy. Są typowe dla obrywów. Charakteryzuje je obecność różnogabarytowego gruzu, który wykazuje duży rozrzut frakcji (zob.  Stokowe ruchy masowe i ich przyczyny). Podobny typ koluwium, zwanego kolapsyjnym, powstaje podczas zapadania.                                                                                Spływy formują koluwia o niewielkiej miąższości, które tworzy osad zdominowany przez materiał drobnoziarnisty frakcji aleurytowej, pelitowej i psamitowej, z występującym w rozproszeniu materiałem grubszym (czyli glina). Koluwia osypiskowe na ogół gromadzą ziarna różnej frakcji. W stożkach piargowych, będących ich odmianą, występuje gruz o wielkości kilku do kilkudziesięciu cm, lub większy. Koluwia osypiskowe wykazują rozsortowanie materiału, polegające na tym, że ziarna lżejsze (mniejszych frakcji) budują ich górne partie, a materiał grubszy znajduje się w dolnych, dystalnych częściach.

Koluwia mają różne formy. Osady przemieszczane w osuwiskach i spływach (czyli utworach kohezyjnych) wzdłuż obniżeń dolinnych tworzą wydłużone jęzory, lub pokrywy o typie fartuchowym, jeśli przemieszczają się po powierzaniach stoku. Pokrywy wykształcają się też przy spełzywaniu. Ruch ziarnowy sprzyja powstawaniu stożków osypiskowych o wachlarzowatym kształcie, których stoki mają spadek odpowiadający kątowi naturalnego zsypu materiału. Tworzą się przy punktowym zasilaniu (np. u wylotu żlebu), natomiast przy zasilaniu liniowym formują się fartuchy osypiskowe. W wyniku połączenia obocznego stożków osypiskowych u podnóża zbocza górskiego powstaje liniowa struktura przystokowa zwana stożkiem piedmontowym.

Definicja 1: Denudacja

  Denudacja jest sumarycznym procesem wietrzenia, erozji i ruchów masowych,
które wiążą się z transportem grawitacyjnym produktów niszczenia skał [1].

Definicja 2: Koluwium

  Koluwium to materiał skalny nagromadzony w wyniku przemieszczania
grawitacyjnego, który ma różne formy, np. jęzorów, fartuchów osuwiskowych lub spływowych, stożków
osypiskowych, wałów itd...


Rola wietrzenia w przyrodzie

Wietrzenie zachodzi na powierzchni skorupy ziemskiej i w strefie przypowierzchniowej, a produkty zwietrzenia noszą nazwę zwietrzeliny (Rys. 1), [1], [2], [3].

Tempo wietrzenia zależy od bardzo wielu czynników:

Wietrzenie to jeden z kilku najważniejszych procesów umożliwiających życie na Ziemi. Jego końcowym efektem są bowiem gleby, które razem z atmosferą i hydrosferą stanowią warunek funkcjonowania fauny i flory na naszej planecie.

Wietrzenie jest jednym z procesów cyklu skalnego (por.  Cykliczność procesów geologicznych i cykl skalny). Dostarcza do mórz i oceanów olbrzymie ilości materiału okruchowego i roztworów, z których - w procesach sedymentacji i diagenezy - powstają nowe skały wynoszone w wyniku orogenezy i ponownie poddane wietrzeniu.

Wietrzeniu podlegają także obiekty cywilizacji materialnej człowieka, szczególnie budowane z surowców mineralnych (budowle kamienne, ceglane, konstrukcje metalowe i wiele innych).

Definicja 1: Wietrzenie

  Wietrzenie jest to niszcząca działalność powietrza, wody i Słońca na skały
znajdujące się na powierzchni Ziemi.


Wietrzenie mechaniczne

Skały nagrzewają się w dzień w wyniku działania promieni słonecznych, natomiast w nocy oziębiają się na skutek obniżania się temperatury.

Minerały budujące skały rozszerzają się w różnym stopniu: ciemne – bardziej, zaś jasne – słabiej. W efekcie długotrwałego procesu rozszerzania się i kurczenia minerałów, skały rozpadają się. Proces ten zachodzi szczególnie intensywnie w obszarach, gdzie dobowe różnice temperatur są bardzo duże. Są to przede wszystkim wysokie góry lub pustynie [1], [2], [3].

W klimacie umiarkowanym wietrzenie to ma zdecydowanie mniejsze znaczenie [4].

Skały wieloziarniste rozpadają się na poszczególne ziarna – jest to tzw. rozpad ziarnisty (Rys. 1). Skały monomineralne i twarde wieloziarniste (np. granit), wskutek silniejszego nagrzewania się części przypowierzchniowej, ulegają eksfoliacji (łuszczeniu się, ang. exfoliation) polegającej na odspojeniu się warstw (o grubości od kilku mm do kilkudziesięciu cm) od calizny. Odpowiedzialny jest za to proces odciążania - wierzchnia, rozgrzana warstwa, nie przykryta nadległymi skałami, jest lżejsza i odspaja się od calizny [5]. Jeśli skała rozpada się na duże fragmenty wzdłuż szczelin spękań, to dochodzi wówczas do rozpadu blokowego.

W kolejnych etapach dezintegracji blokowej duże fragmenty skalne rozpadają się na coraz mniejsze (Rys. 2A), a sumaryczna, odsłonięta, powierzchnia skał znacznie się zwiększa. Sprzyja to sile oddziaływania wietrzenia chemicznego.

Ostre krawędzie bloków skalnych stosunkowo łatwo ulegają zniszczeniu, co w efekcie prowadzi do zaokrąglenia bloków (wietrzenie kuliste) (Rys. 2B).

Skały są z reguły porowate (osadowe bardziej, a magmowe mniej) i spękane. Chłoną zatem wodę, która zamarzając zwiększa objętość (o ok. 10%) i wywołuje duże ciśnienie wewnętrzne (rozprężające). Rozsadzające działanie zamarzającej wody nosi nazwę zamrozu (Rys. 3).

Woda zamarzająca w szczelinach skalnych rozsadza skały na ostrokrawędziste okruchy i bloki. Natomiast woda zamarzająca w pionowych szczelinach w gruncie tworzy kliny lodowe (ang. ice wedging) i powoduje rozluźnienie gruntu.

Działanie mrozu koncentruje się w strefie polarnej i umiarkowanej, a wpływ mrozu sięga do 8 m, w Polsce do 1,5 m. Szczególnie intensywne efekty zamrozu występują na przedpolach lodowców (wietrzenie peryglacjalne) lub w wysokich górach. Efektem działania mrozu może być rozpad blokowy i ziarnisty [1], [6], [5], [7], [8].

Krystalizacja minerałów i zmiana objętości minerałów ilastych

W obszarach klimatu suchego i półsuchego, jeśli w porach i szczelinach skał znajduje się solanka, dochodzi do wzrostu kryształów soli. Proces ten powoduje powstanie naprężeń i rozdrabnianie skał (wietrzenie solne).

Pewne lokalne znaczenie dla wietrzenia mechanicznego może mieć także pęcznienie i kurczenie się minerałów ilastych (zob.  Minerały ilaste). Procesy te wywołują naprężenia rozsadzające skałę.


Wietrzenie chemiczne

Przeobrażenia chemiczne, jakie wywołuje agresywna woda polegają na [1], [2], [3], [4], [5], [6]:

Rozpuszczanie w wodzie to cecha minerałów określona przez stałą rozpuszczalności, która zależy od pH i temperatury roztworu. Minerały mają różną zdolność do rozpuszczania się w wodzie: kwarc niezwykle słabo rozpuszcza się w roztworze o pH powyżej 10; kalcyt – tym łatwiej, im roztwór jest bardziej kwaśny. Do minerałów szczególnie łatwo rozpuszczających się w wodzie należą np.: halit, minerały soli potasowo-magnezowych i minerały grupy ałunu.

Utlenianie i redukcja. Oba te procesy polegają na łączeniu się związków chemicznych z tlenem lub na przechodzeniu związków tlenowych niektórych pierwiastków z niższych wartości w wyższe [4], [2], [7]. Spośród wszystkich pierwiastków najbardziej podatnym na wietrzenie chemiczne jest żelazo. Przykładem utleniania jest przejście magnetytu w hematyt.

Przykładem redukcji jest przejście limonitu w syderyt lub anhydrytu w kalcyt.

Uwodnienie polega na przechodzeniu związków bezwodnych w uwodnione. Minerały wchłaniają wodę, a ich sieć krystaliczna rozluźnia się i jest bardziej podatna na wietrzenie. Typowymi przykładami procesu uwodnienia są np. przejścia anhydrytu w gips i ortoklazu w kaolinit.

Uwęglanowienie polega na wypieraniu ze związków mineralnych różnych kwasów przez kwas węglowy, czyli na powstaniu węglanów w miejsce innych soli. Proces ten występuje najczęściej w skałach magmowych i dotyczy głównie krzemianów. I tak np. ortoklaz przechodzi w kaolinit, węglan potasu i krzemionkę; anortyt przechodzi w kaolinit i kalcyt; biotyt ulega rozkładowi na minerałów ilastych, dwuwęglan potasu i magnezu, limonit i krzemionkę, zaś diopsyd przechodzi w dolomit i krzemionkę.

Chelatacja jest to proces połączenia kationów metali z materią organiczną lub bakteriami próchnicy w glebie. Chelatacja uruchamia kationy metali \(Fe^{3+}\) i \(Al^{3+}\), które w normalnych warunkach są nierozpuszczalne, ale chelatacja prowadzi do wzrostu zawartości metali w nalotach na powierzchni skał (tzw. lakier pustyni) [4].

Jednym z najważniejszych procesów wietrzenia chemicznego jest przechodzenie skaleni w minerały ilaste (wietrzenie ilaste). Polega ono na zastępowaniu jonów \(K^{+}\), \(Na^{+}\) i \(Ca^{2+}\) przez jony wodorowe występujące w wodach opadowych zakwaszonych przez \(CO_2\). Proces ten przebiega efektywniej, gdy wykorzystuje powierzchnie łupliwości skaleni.

Skały krystaliczne zbudowane prawie wyłącznie z krzemianów (głównie skaleni), wietrzejąc chemicznie przechodzą w minerały ilaste. Produkty wietrzenia tych skał są bardzo podobne do siebie. Są złożone z wolnej krzemionki, wodorotlenków Fe oraz minerałów ilastych (kaolinit, illit).

W efekcie wietrzenia z ortoklazu powstają różne minerały ilaste. Jeśli woda jest zakwaszona (pH od 5 do 7), wówczas tworzy się montmorillonit.

Jeśli zwietrzelina jest wyługowana z kationów, to powstaje kaolinit (reakcja poniżej).

Do powstania illitu wartość pH jest nieistotna, natomiast ważne jest, aby w roztworze występował jon \(K^+\) .

W klimacie umiarkowanym ze skaleni powstaje illit, zaś w klimacie subtropikalnym kaolinit, a w klimacie suchym montmorillonit.

Znaczenie ma także rodzaj skał podlegających wietrzeniu. Z bazaltów powstaje głównie montmorillonit, a z granitów tworzy się illit lub kaolinit [2].


Odporność minerałów na wietrzenie

Kwarc, muskowit, apatyt, magnetyt, granaty, cyrkon, rutyl i korund są bardzo trwałe i praktycznie nie ulegają wietrzeniu, natomiast pozostałe ulegają zupełnemu rozkładowi i stąd ich brak w zwietrzelinie.

Kwarc jest minerałem powszechnie występującym w wielu skałach wieloziarnistych i po ich zwietrzeniu dominuje w residuum. Stąd powszechne występowanie osadów piasków, w przewadze kwarcowych, a wśród skał klastycznych jest wyraźna dominacja piaskowców.

Węglany, zwłaszcza kalcyt, bardzo szybko ulegają rozkładowi i z reguły są wynoszone przez wody płynące w formie roztworów - często daleko poza miejsce występowania. Tylko te wapienie, które ulegają wietrzeniu mechanicznemu w górach mogą tworzyć nagromadzenia różnej wielkości ostrokrawędzistych okruchów; jeśli dostaną się one do rzek, to łatwo ulegają obtoczeniu.


Wietrzenie biologiczne

Korzenie roślin, grzyby i porosty wytwarzają kwasy sprzyjające rozkładowi niektórych minerałów i ułatwiają roślinom pobieranie pierwiastków fosforu i potasu (Rys. 1), [1], [2], [3].

Korzenie roślin, wnikające w szczeliny i pory skał, rosnąc grubieją i wytwarzają silny nacisk na kontaktującą z nimi skałę (Rys. 2).

Prowadzi to do rozsadzania skał i w efekcie ich rozpad (blokowy lub ziarnisty). Pewne znaczenie, głównie dla silniejszego rozdrabniania skał luźnych, mają organizmy żyjące w gruncie (krety, nornice, dżdżownice, termity itp.) [4], [2], [5], [6].


Produkty wietrzenia

Produkty wietrzenia mechanicznego i chemicznego tworzą pokrywy zwietrzelinowe pozostające na miejscu (eluwium) albo przenoszone grawitacyjnie po stokach oraz hydraulicznie, płynącymi ciekami wodnymi lub wywiewane przez wiatry. Rozpuszczone w wyniku wietrzenia chemicznego składniki skał, usunięte poza zwietrzelinę, noszą nazwę deluwium.

Wietrzenia mechaniczne i chemiczne oddziaływują na siebie nawzajem (interakcja), zwłaszcza wietrzenie fizyczne rozdrabniające skały, co ułatwia penetrację czynników wietrzenia chemicznego. Generalnie jednak, w konkretnych miejscach, produkty jednego typu wietrzenia przeważają nad pozostałymi (zob. Osypywanie).

Pokrywy zwietrzelinowe, głównie z wietrzenia mechanicznego, noszą nazwę regolitu. Jeśli są to nagromadzenia różnej wielkości fragmentów skalnych bezładnie wymieszanych, to nazywamy je rumoszem (rumowiskiem) (Rys. 1).

Pola blokowe są to z kolei nagromadzenia dużych, ostrokrawędzistych fragmentów skał masywnych jako produkt dezintegracji blokowej. Najczęściej powstają one w efekcie wietrzenia mrozowego w klimacie peryglacjalnym. Pola blokowe usytuowane na stokach gór noszą nazwę gołoborzy (Rys. 2).

Jeśli natomiast produkty wietrzenia fizycznego różnych frakcji staczają się po zboczach, usypują wówczas charakterystyczne stożki osypiskowe [4], [5], [6] nazywane piargami. Cechą stożków osypiskowych jest rozmieszczenie materiału okruchowego – najgrubszy gromadzi się na obrzeżach stożka, zaś najdrobniejszy w szczycie stożka (Rys. 1).

Taki rozkład jest efektem działania grawitacji – najcięższe fragmenty staczają się najniżej. Dokładnie odwrotnie rozkłada się materiał okruchowy w stożkach napływowych deponowanych przez wody płynące (zob. Stożki napływowe).

Najpospolitszym produktem wietrzenia, w przewadze chemicznego, są gliny zwietrzelinowe złożone z utworów resztkowych (rezydualnych), pozostałych na miejscu, podczas gdy roztwory zostają przemieszczone.

Wyróżnia się dwa typy wietrzenia chemicznego [5], [3], [2], [7]:

Pewną szczególną odmianą gliny zwietrzelinowej jest terra rossa. Jest to skała barwy czerwonej lub brunatno-czerwonej, powstająca w efekcie wietrzenia wapieni i dolomitów. Składa się ona z minerałów iłowych oraz tlenków i wodorotlenków glinu i żelaza.


Formy wietrzenia selektywnego

Powstaje tutaj wiele różnych obiektów, które możemy zakwalifikować do tzw. ostańców [1], [2], [3].

Ostańce są to skalne wzniesienia występujące jako izolowane formy geomorfologiczne o stromych zboczach. Ostańce są pozostałością twardego masywu skalnego zniszczonego w wyniku erozji, wietrzenia i powierzchniowych ruchów masowych (np. skałki jurajskie w okolicach Krakowa, liczne obiekty piaskowców kredowych w Górach Stołowych i piaskowców fliszowych w Karpatach) (Rys. 1, Rys. 2).

W obrębie ostańców wyróżniamy specyficzne formy, takie jak:

Głowy cukru są to kopulaste pagórki i wzgórza typowe dla obszarów tropikalnych. Zbudowane są głównie ze skał magmowych, głębinowych i powstają na skutek wietrzenia, przede wszystkim chemicznego. Czynnikiem sprzyjającym są kopulasto zakrzywione spękania ciosowe, będące efektem ciosu termicznego [4].

Grzyby skalne to formy skałkowe o szerokiej części szczytowej i znacznie węższej podstawie. Swoim kształtem przypominają grzyby (Rys. 3).

Twardziele to specyficzny typ ostańców; są to skałki powstałe z twardych skał występujących w otoczeniu skał mniej odpornych, które zostały usunięte wskutek wietrzenia i erozji. Odróżnienie twardzieli od ostańców jest możliwe po rozpoznaniu pierwotnej budowy geologicznej skał, w szczególności ich zróżnicowanej odporności na procesy wietrzenia i erozji.


Wietrzenie a klimat


Gleby

Generalnie, w każdym profilu gleby możemy wyróżnić trzy podstawowe poziomy (Rys. 1):

Na rodzaj gleby decydujący wpływ mają: klimat (opady i temperatura) oraz budowa geologiczna podłoża (Rys. 2), [1], [2], [3], [4].

W klimacie tropikalnym, ze względu na wysokie temperatury i wilgotność, materia roślinna ulega bardzo szybkiemu rozkładowi i gleby są ubogie w substancje humusowe, a ługowanie komponentów rozpuszczalnych przebiega bardzo intensywnie.

Gleby w tym klimacie składają się głównie z tlenków i wodorotlenków żelaza i glinu. Gleby te mają charakterystyczne – czerwone, brunatne i żółte barwy (Rys. 3).

W klimacie pustynnym, charakteryzującym się wysoką temperaturą i niską wilgotnością, gleby także wykazują brak humusu, głównie z powodu braku szaty roślinnej. Proces ługowania nie ma tu dużego znaczenia. Gleby są wzbogacone w węglany i siarczany.

W klimacie umiarkowanym materia roślinna i substancje humusowe dominują i sprzyjają ługowaniu \(Al_2O_3\), \(Fe_2O_3\) i \(SiO_2\), a ługi zostają strącone w głębi, w efekcie oddziaływania z solami pochodzącymi z wód gruntowych w podłożu. W tym procesie powstają gleby bielicowe (Rys. 4).

Czarnoziemy powstają w tych rejonach, w których wegetacja roślin ma wystarczającą wilgotność, a substancje humusowe nie przekształcają się w roztwory koloidalne. Jeśli w podłożu występują skały ilaste i margliste lub lessy, wówczas tworzą się czarnoziemy (Rys. 4).


Wietrzenie peryglacjalne

Proces ten powoduje powstanie gleb charakterystycznych dla obszarów wiecznej marzłoci [1], [2]:


Tabela geochronologiczna


Informacja o e-podręczniku "Geologia. Ziemia i procesy endogeniczne"

E-podręcznik opracowano w ramach Zintegrowanego Programu Rozwoju Akademii Górniczo-Hutniczej w Krakowie.

Projekt współfinansowany ze środków Europejskiego Funduszu Społecznego w ramach Programu Operacyjnego Wiedza Edukacja Rozwój 2014-2020.

Oś III Szkolnictwo wyższe dla gospodarki i rozwoju,

Działanie 3.5 Kompleksowe programy szkół wyższych.


Wstęp

Geologia jest nauką, która wyrosła i rozwijała się z potrzeby i ciekawości ludzi. Z potrzeby, ponieważ funkcjonowanie i rozwój ludzkości wymagał coraz większej ilości surowców: skał, minerałów, metali, surowców chemicznych. Z ciekawości, znacznie później, kiedy człowiek zaczynał kojarzyć, że niektóre procesy skorelowane są z efektami: wybuch wulkanu prowadził do powstawania skał, erozja zmieniała bieg rzek i przebieg linii brzegowej mórz, itp.

Im bliżej czasów współczesnych, tym znaczenie geologii rosło, chociaż w dobie globalizacji, cyfryzacji, gospodarki 4.0 często o tym zapominamy. Nie sposób wyobrazić sobie funkcjonowania dzisiejszego świata bez wielu surowców: żelaza, miedzi, cynku, ołowiu, ropy naftowej i gazu, surowców chemicznych, minerałów i skał, pierwiastków krytycznych oraz (przede wszystkim) wody, która staje się surowcem strategicznym. W dającej się przewidzieć przyszłości rola geologii nie będzie malała, ale rosła.

Różnorodność podejmowanych tematów i metod stosowanych w badaniach geologicznych oraz proces rozwoju tej dyscypliny doprowadził do wyodrębnienia w nowoczesnej geologii poszczególnych jej działów. Są to:

Wszystkie te dyscypliny koncentrują się głównie na badaniach skalnej powłoki Ziemi (litosfery). Formowana jest ona przez procesy geologiczne, które dzielone są na dwie grupy:

Podręcznik GEOLOGIA. ZIEMIA I PROCESY ENDOGENICZNE poświęcony jest pierwszej grupie procesów. Przedstawia ich przyczyny, przebieg oraz efekty. Charakteryzuje grupy skał, które są bezpośrednią konsekwencją tych procesów, skupiając się na ich cechach makroskopowych. Podręcznik kierujemy przede wszystkim do studentów wszystkich kierunków nauk o Ziemi (geologii, geografii, geoturystyki, ochrony środowiska, itp.). Mamy jednak nadzieję, że zainteresuje ona także wszystkich, których fascynuje nasza planeta Ziemia. Jesteśmy lokatorami Ziemi i poznanie jej funkcjonowania jest niesłychanie istotne, wręcz konieczne, dla naszej przyszłości.

Założyliśmy, że podręcznik musi być napisany prostym językiem i musi mieć jasną konstrukcję. To nie jest podręcznik dla naukowców, ale dla młodych adeptów nauk o Ziemi. Zawiera on podstawowe informacje, bez nadmiaru szczegółów, z dużą ilością modeli i zdjęć. Chcemy zachęcić, szczególnie młodych ludzi, do zrozumienia, że Ziemia to wspaniała, fascynująca planeta. Podlega ona nie tylko ciągłym zmianom biologicznym, gdzie jedne gatunki flory i fauny wymierają, a inne się pojawiają, ale podlega również zmianom w strukturze skalistego globu. Jego współczesny obraz jest wynikiem długiej i skomplikowanej ewolucji, podczas której następowały połączenia lub podziały kontynentów, osady mórz i oceanów przekształcały się w góry, które były potem niszczone, a zmiany klimatu powodowały podniesienie lub obniżenie poziomu wody w oceanach i rozrost lub kurczenie pokrywy lodowej.

Zapraszamy do poznania tajemnic Ziemi, która jest naszym domem.

Niniejszy podręcznik powstał przy wsparciu naszych przyjaciół, którym pragniemy złożyć podziękowania za zaangażowanie oraz użyczenie prywatnych materiałów.

Jesteśmy wdzięczni Krzysztofowi Szopie za cenne uwagi do części mineralogiczno-petrograficznej. Materiał fotograficzny został udostępniony przez Sławomira Bębenka, Andrzeja Gałasia, Felixa M. Gradsteina, Marka Łodzińskiego, Piotra Strzebońskiego, Krzysztofa Szopę, Ewę Waśkowską oraz Jerzego Żabę, którym składamy podziękowania. Za pomoc w pracach edytorskich dziękujemy Paniom: Karolinie Słomce-Polonis oraz Elżbiecie Słomce.

Jan Golonka i Tadeusz Słomka dziękują Annie Waśkowskiej za największy wkład pracy w powstanie podręcznika.

Część dokumentacji fotograficznej, służąca do zobrazowania skał i minerałów, pochodzi z kolekcji dydaktycznej zgromadzonej przez pracowników Katedry Geologii Ogólnej i Geoturystyki Wydziału Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Akademii Górniczo-Hutniczej.


Atrybuty Ziemi

Ziemia to trzecia licząc od centrum planeta Układu Słonecznego ( Rys. 1  ), znajdująca się na orbicie w odległości 147-153 mln km od gwiazdy. Powstała 4,55 mld lat temu z mgławicy gwiezdnej wraz z innymi obiektami Układu [the-age-of-the-earth], [earth2013]. Należy do planet skalistych, które charakteryzuje występowanie jądra metalicznego otoczonego skalistą powłoką.

Ziemię cechuje szereg cech swoistych i unikalnych, które nie są znane z innych ciał w Układzie Słonecznym. Należą do nich:

Ziemia, posiada jednego satelitę, którym jest Księżyc.

Głównymi pierwiastkami, które budują Ziemię jest żelazo, tlen, krzem i magnez ( Nie znaleziono skrótu dla otoczenia2   oprac. na podstawie [chemical-composition-of-earth-venus-and-mercury]).

Rozkład pierwiastków w obrębie Ziemi jest nierównomierny. Wraz z głębokością zwiększa się ilość pierwiastków o większej gęstości, tj. żelazo, magnez i wapń, a zmniejsza pierwiastków o mniejszej gęstości, tj. krzem, sód czy potas. W powierzchniowych strukturach dominującym pierwiastkiem jest tlen w ilości \(44,6\%\) i krzem, którego ilość wynosi \(27,72\%\), natomiast zawartość żelaza jest ponad 6 x mniejsza (zob.  Skorupa ziemska  ). W centrum Ziemi znajduje się stop metaliczny zdominowany przez żelazo (zob.  Jądro  ).

Ziemia, czyli skalisty glob, funkcjonuje na orbicie słonecznej w otoczeniu hydrosfery, atmosfery i biosfery. Tworzą one zewnętrzną otoczkę dla planety, ale też przenikają przez jej najbardziej powierzchniowe struktury. Sfery te są zintegrowane z Ziemią i tworzą współzależny układ, tworzący wraz z Ziemią system ziemski.

Na atmosferę ziemską składa się powłoka gazowa, która utrzymywana jest grawitacyjnie przez planetę. Ma grubość około 2000 km, przy czym zewnętrzne 1500 km to wybitnie rozrzedzony gaz. Głównymi jej składnikami jest azot (\(78\%\)) oraz tlen (\(21\%\)). Atmosfera stanowi:

Hydrosfera to wody występujące w sferach ziemskich, na które składają się niezależnie od stanu skupienia: wody podziemne i powierzchniowe występujące w: rzekach, jeziorach, morzach i oceanach, lodowcach i lądolodach, a także woda zawarta w atmosferze i biosferze. Ponad \(71\%\) powierzchni globu jest przykryte przez wody oceanów i mórz, dlatego Ziemia nazywana jest „niebieską planetą” ( Rys. 4  ). Wody ziemskie zmieniają swoje położenie i migrują pomiędzy poszczególnymi sferami tworząc obieg wody. Napędzany on jest przez grawitację ziemską oraz energię słoneczną. Wody są ważnym elementem, który podtrzymuje życie, stanowią istotny czynnik morfotwórczy, modelujący powierzchnię Ziemi oraz ośrodek, w którym zachodzą procesy geologiczne.

Ziemia ma budowę sferyczną, czyli składa się ze stref rozmieszczonych koncentrycznie względem jej środka, zwanych geosferami(zob.  Geosfery  ).


Pole magnetyczne Ziemi

Ziemia posiada i utrzymuje własne pole magnetyczne. Indukowane jest ono przez prądy elektryczne generowane przepływem materii w jądrze zewnętrznym. Pole magnetyczne jest polem dipolowym, czyli dwubiegunowym, którego model przedstawiony został na Rys. 1 [1], [2], [3]. Bieguny pola magnetycznego zlokalizowane są w pobliżu biegunów geograficznych i desygnowane są tymi samymi nazwami. Co pewien czas dochodzi do przebiegunowania, czyli rewersji biegunów i powstania odwrotnego pola magnetycznego (zob. Przesłanki i dowody aktualne teorii tektoniki płyt ), [4].

Pole magnetyczne wyodrębnia magnetosferę, czyli przestrzeń wokół Ziemi, w której ono determinuje ruch naładowanych cząstek [1]. Magnetosfera to zona, która stanowi barierę ochraniającą Ziemię przed cząstkami plazmy słonecznej, zwanej wiatrem [5]. Jej granicę wyznacza magnetopauza. Strumień wiatru słonecznego odkształca magnetosferę, skutkiem czego od strony Słońca jest ona zacieśniona, natomiast po stronie przeciwnej jest rozciągnięta w warkocz magnetosferyczny, którego długość jest około 10 x większa od strefy odsłonecznej ( Rys. 3 ).

Najcieńsza magnetosfera występuje w obszarach okołobiegunowych ( Rys. 3 ). Jest to miejsce, gdzie wiatr słoneczny dostaje się w warstwy atmosferyczne, czego objawem są rozbłyski, zwane świeceniem zorzowym ( Rys. 4 ), [1], [6].


Ciepło Ziemi

Rozkład temperatur w obrębie Ziemi jest nierównomierny. Zewnętrzne warstwy Ziemi są chłodne i sztywne, ich temperatura wynosi kilka stopni Celsjusza, ku centrum sukcesywnie rośnie osiągając wartości 5400 \( ^oC \) ( Rys. 1 ). Wzrost temperatury wraz z głębokością wyrażany jest stopniem geotermicznym.

Ciepło słoneczne ogrzewa zewnętrzne części Ziemi i jest jednym z głównych czynników generujących procesy egzogeniczne. Stała słoneczna, czyli dostarczana przez Słońce energia padająca prostopadle na 1  \( m^2 \) powierzchni Ziemi, wnosi około 1360  \( W/m^2 \). Ciepło wewnętrzne generuje procesy endogeniczne, w tym odpowiada za tektonikę płyt litosferycznych [6]. Jego ilość jest kilka tysięcy razy mniejsza w stosunku do ciepła, które pochodzi od Słońca [7]. Najważniejszym jego źródłem są pierwiastki promieniotwórcze, emitujące energię cieplną podczas rozpadu radioaktywnego. Podstawowymi izotopami są  \( K^{40} \),  \( U^{238} \) oraz  \( Th^{232} \)[8]. Najwięcej izotopów promieniotwórczych znajduje się w płaszczu ziemskim [2], [9]. Drugim, wspomagającym źródłem jest ciepło jądra ziemskiego. Jest to ciepło resztkowe, będące pozostałością po pierwotnym cieple z czasów tworzenia się globu.

Podstawowym mechanizmem, który rozprowadza ciepło we wnętrzu Ziemi są prądy konwekcyjne [10]. Utrata ciepła następuje przez skorupę ziemską.

Średnia wartość tego parametru dla Ziemi wynosi 70  \( mW/m^2 \) [1], [7]. Największy wypływ obserwowany jest na grzbietach oceanicznych (w strefach rozrostu) ( Rys. 2 ), gdzie osiąga on ponad 300  \( mW/m^2 \). Najmniejsza ilość ciepła jest tracona przez Ziemię w obszarach tarcz i równi abysalnych. Ważną rolę w termice powierzchni Ziemi odgrywa atmosfera, która ochrania glob przed utratą nadmiernej ilości ciepła.

Definicja 1: Stopień i gradient geotermiczny

Stopień geotermiczny wskazuje, co ile metrów temperatura Ziemi rośnie o 1 \( ^oC \) [1].
Gradient geotermiczny określa wzrost temperatury przypadający na określoną jednostkę głębokości.

Wartość stopnia geotermicznego jest zróżnicowana i zmienia się lokalnie i regionalnie. Aktualnie jego wartość oscyluje pomiędzy 180 m a 1.5 m, przy średniej globalnej wynoszącej 33 m [2], [3]. Generalnie jest wyższy pod lądami, niższy pod ocenami. Przyrost temperatury zgodny ze stopniem geotermicznym obserwowany jest do 100 km, głębiej tempo przyrostu ciepłoty jest znacznie mniejsze ( Rys. 1 ), [4].

Definicja 2: Strumień cieplny

ilość ciepła wypromieniowana w jednostce czasu z jednostki powierzchni Ziemi.


Kształt Ziemi

Ziemia jest planetą, czyli ciałem niebieskim znajdującym się na orbicie wokół Słońca, które posiada oczyszczoną okolicę swojej orbity. Ma na tyle dużą masę, iż wytwarzana przez niego siła grawitacyjna przewyższa siły ciała sztywnego, przez co osiąga kształt równowagi hydrostatycznej i jest prawie okrągła. W definicji planety podkreślony jest jej kształt, dlatego schematy obrazujące Ziemię lub zjawiska na niej zachodzące zwykle przedstawiają ją przy wykorzystaniu figury geometrycznej o kształcie kuli. W zależności od miejsca pomiaru, długość promienia ziemskiego jest zróżnicowana. Promień równikowy jest najdłuższy i wynosi 6378,137 km, natomiast promień biegunowy krótszy i mierzy 6356,752 km [1]. Różnica w długości, nazywana spłaszczeniem Ziemi, wynosi 21,385 km ( Rys. 1 ). Spłaszczenie to wynika z działania siły odśrodkowej powstającej podczas ruchu obrotowego globu wokół własnej osi. Bryłą, która nawiązuje morfologią do kształtu Ziemi jest elipsoida obrotowa [2], [3], [4].

Aby odwzorować bardziej precyzyjnie powierzchnię Ziemi została skonstruowana geoida ( Rys. 2 ), [4], [5]. Jest to bryła o nieregularnym kształcie.

Powierzchnia geoidy odpowiada teoretycznej powierzchni Ziemi przy założeniu, że powierzchnia ta jest prostopadła do kierunku siły ciężkości, czyli lokalnego pionu. W obszarze lądowym powierzchnia geoidy znajduje się ponad powierzchnią elipsoidy obrotowej i poniżej powierzchni topograficznej, a w obszarze oceanicznym powierzchnia geoidy znajduje się powyżej powierzchni topograficznej i powierzchni elipsoidy ( Rys. 3 ), [3].


Źródła danych

Wiedza o budowie wgłębnej Ziemi jest oparta o obserwacje bezpośrednie oraz pośrednie.

Obserwacje bezpośrednie polegają na analizie budulca oraz na ustaleniu jego rozmieszczenia w strukturach ziemskich. Prowadzone są one na naturalnych i antropogenicznych rozcięciach, dających wgląd w struktury podpowierzchniowe. Zasięg obserwacji jest ograniczony do rozmiaru tych form. Głębokie wcięcia erozyjne tworzone są przez intensywne niszczenie punktowe lub liniowe, np. wzdłuż dolin rzecznych, wzdłuż form tektonicznych i jaskiniowych. Procesem o istotnym znaczeniu jest erozja fluwialna denna, w wyniku której powstają zaawansowane rozcięcia erozyjne przekraczające nawet 2 km. Dane o budowie wgłębnej Ziemi pozyskiwane są również podczas eksploracji jaskiń, zwłaszcza tych które mają rozwój pionowy. Najgłębiej położone korytarze, przekraczające 2 km, znajdują się w gruzińskich jaskiniach krasowych.

Wcięcia w powierzchniowych strukturach ziemskich tworzone są również sztucznie, przez człowieka podczas eksploatacji surowców. Najgłębsze kopalnie powstały przy pozyskiwaniu złota. Rekord został osiągnięty w afrykańskim wyrobisku Mponeng, gdzie surowiec pobierany jest z głębokości ponad 4 km. Nieco głębiej w strukturę ziemską docierają wiercenia. Najgłębsze odwierty, jakie zostały wykonane na półwyspie Kolskim, w Katarze i na Sachalinie, przekroczyły głębokości 12 km. Sachaliński otwór sięga do głębokości 12 345 m.

Cennym materiałem badawczym, dostępnym dla badań bezpośrednich i dającym pogląd o budowie wewnętrznej Ziemi, są skały pochodzące z jej wnętrza, które w powierzchniowych strukturach znalazły się dzięki naturalnym procesom geologicznym. Analizom geologicznym podlegają szczególnie:

Dane z obserwacji bezpośrednich mają niewielki zasięg pionowy i pozwalają dość precyzyjnie ustalić obraz dla budowy geologicznej najbardziej powierzchniowej warstwy globu. Najgłębiej sięgające wiercenia nie przebiły skorupy ziemskiej, a próbki skał pochodzące z najgłębszych struktur ziemskich pochodzą z płaszcza. Przy zastosowaniu tych metod otrzymana informacja daje pogląd jedynie na budowę najbardziej zewnętrznych stref Ziemi. Budowa wnętrza globu, którą dziś dysponujemy, została oszacowana dzięki obserwacjom pośrednim. Podstawowymi analizami są badania geofizyczne, które analizują przebieg fal sejsmicznych w ośrodkach                                                                                ziemskich [1]. Pozwalają one na ustalenie rozkładu mas we wnętrzu Ziemi i jej wewnętrznej struktury (zob. Geosfery  ).

Obok ziemskiego materiału, analizowany jest skalny materiał kosmiczny Układu Słonecznego. Sięga się po niego, w założeniu, iż obiekty Układu powstały w podobnym czasie i z tej samej materii. Materia ta pochodziła z jednego, wspólnego źródła, jakim była gwiazda wcześniejszej generacji, która zapadła się w supernową. Zatem obiekty Układu Słonecznego składają się z tej materii, z której została uformowana Ziemia i pogląd na budowę Ziemi jest budowany również w oparciu o dane pochodzące z analiz meteorytów oraz próbek skał pobranych z innych obiektów kosmicznych.


Geosfery

Kompleksowy schemat budowy wnętrza Ziemi powstał głównie w oparciu o badania geofizyczne [1], [2]. Zakłada on, że  Ziemia ma budowę warstwową i składa się z koncentrycznie rozmieszczonych powłok skalnych, występujących jedna nad drugą, zwanych geosferami. Wyróżniane są 3 geosfery główne. Od zewnątrz Ziemi są to:

Fizyka wnętrza Ziemi opiera się o analizy fal sejsmicznych objętościowych (zob. Fale sejsmiczne ), których przebieg analizowany jest wewnątrz globu. Prędkość przemieszczania się fal objętościowych korelowana jest z własnościami fizycznymi ośrodka, w którym się rozchodzą, w szczególności z jego gęstością i własnościami sprężystymi. Wykorzystywana jest zależność wzrostu prędkości tych fal (zarówno poprzecznych, jak i podłużnych) wraz ze wzrostem gęstości ośrodka. Zatem, analiza tej  prędkości pozwala na interpretacje gęstości oraz składu chemicznego ośrodków wewnątrzziemskich [6], [2], [7].

Sposób rozchodzenia się fal objętościowych w Ziemi nie jest jednorodny. Na pewnych głębokościach ulegają one załamaniu, odbiciu lub zmienia się skokowo ich prędkość ( Rys. 1 ).

Miejsca te zostały wydzielone jako nieciągłości. Nieciągłości główne wyznaczają granice geosfer. Kolejno od zewnątrz Ziemi są to:

Geosfery posiadają swoiste dla siebie cechy i każda z nich ma inny skład oraz parametry fizyczne [9], [6]. W obrębie poszczególnych geosfer występują nieciągłości dzielące je na jednostki niższego rządu i są to:

Fale objętościowe poprzeczne nie rozchodzą się w cieczach, a ich zanik w obrębie nieciągłości Lehmann sugeruje obecność płynnej materii w zewnętrznym jądrze ziemskim ( Rys. 1, Rys. 2 ), [10].

Masy w Ziemi są rozmieszczone nierównomiernie. Prędkość rozchodzenia się fal objętościowych przyjmuje generalnie trend rosnący, co związane jest ze wzrostem gęstości materii ku centrum. Zakłada się, że w strefach wewnątrzjądrowych Ziemi materia wykazuje 4,5 x większą gęstość w stosunku do budulca jej powierzchniowych części. Gwałtowane spadki prędkości rozchodzenia się fal sejsmicznych, jakie się zaznaczają w obrębie Ziemi, są wynikiem obniżenia gęstości wskutek upłynnienia lub uplastycznienia ośrodka [6]. Największe takie spadki obserwowane są w nieciągłościach na granicach geosfer (Moho i Gutenberga) oraz w sferach bezpośrednio im podległych ( Rys. 2 ), [2].