Geologia Czwartorzędu - ściąga do kolokwium nr. 2
KEMY
Definicja
Kemy- pagórki, wzgórza i wały o wysokości od kilku do kilkudziesięciu
metrów i średnicy do kilkuset metrów. Na ogół mają strome stoki. Powstają w obrębie
lodowca lub martwego lodu lodowcowego w przetainie lub szczelinie lodowcowej, czy też
pomiędzy sąsiednimi lobami i płatami lodowymi.
Depozycja osadów
Depozycja osadów kemowych zachodzi w ograniczonych lodem otwartych zbiornikach
wód stojących lub płynących. Wytapianie podpierających ścian lodowych prowadzi do
deformacji osiadaniowych osadów brzeżnych partii form kemowych.
Rodzaje kemów
Ze względu na kształt obniżenia terenu wyróżniamy:
• kemy szczelinowe- powstałe w podłużnych obniżeniach (szczelinach)
• kemy przetainowe- powstałe w owalnych obniżeniach (przetainach), często
sięgających podłoża lodowca
Mechanizm powstawania kemu przetainowego (wg L. Lindera, 1992)
A- w czasie deglacjacji
B- po deglacjacji
Ze względu na charakter osadów wyróżniamy:
• kemy fluwioglacjalne- zbudowane z utworów piaszczysto-żwirowych, często
warstwowanych skośnie
• kemy limnoglacjalne- zbudowane z poziomo warstwowanych mułków i
piasków drobnoziarnistych
Formy kemowe
Kształt obniżenia w lodzie wpływa na morfologię ostatecznej formy kemowej:
• wały kemowe- powstają w szczelinach z przepływem wody
• pagórki kemowe- tworzą się w zagłębieniach w lodzie
• stoliwa kemowe- formują się w przetainach, powierzchnia do kilku km²
Pokrywa ablacyjna
• Formy kemowe posiadają zwykle pokrywę ablacyjną w strefie kontaktu z dawną
ścianą lodową (głównie na zboczach)
• Rzadziej osady ablacyjne występują w szczytowych partiach kemu, na ogół nie tworzą
ciągłej pokrywy, lecz płaty ze spływów z otaczających ścian lodowych lub z
wytapiania gór i brył lodowych
Występowanie
• Kemy występują przeważnie grupowo na wysoczyznach polodowcowych, w rynnach
polodowcowych i wytopiskach.
• Poszczególne formy kemowe oddzielone są na ogół od siebie zagłębieniami
wytopiskowymi.
Takie nagromadzenie kemów nazywane są polami kemowymi.
• W Polsce kemy szczególnie często występują na obszarach przedostatniego
i ostatniego zlodowacenia.
MORENY CZOŁOWE
Morena czołowa- jest zasadniczym wyznacznikiem miejsc stagnacji obszarów
zlodowaconych i pełnią ważną funkcje w interpretacjach paleogeograficznych i
stratygraficznych plejstocenu. Zbudowana jest z gliny zwałowej, bloków, głazów, ma ona
charakter wału, garbu, wzgórza lub ciągu wzgórz, często o znacznych rozmiarach,
powstającego w wyniku:
*akumulacji materiału skalnego transportowanego wewnątrz i w stopie lodowca, a także
materiału moreny powierzchniowej (morena czołowa recesyjna);
*wyciśnięcia utworów podłoża przez czoło lodowca (morena czołowa wyciśnięta, morena
czołowa wyciśnięcia);
*spiętrzenia osadów przedpola lodowca wskutek zdzierania utworów przedpola i podłoża
lodowca, a następnie ich sfałdowania i nasunięcia na siebie spowodowanego przez postępowy
ruch mas lodu (morena czołowa spiętrzona).
Cechy szczególne i występowanie na obszarze Polski
Moreny czołowe w Polsce stanowią podłużne albo łukowate wały lub łańcuchy wzgórz o
wysokości względnej 20-50 i więcej metrów. Długość ich w Polsce wynosi od kilkuset
metrów do kilkudziesięciu kilometrów. Stromość zboczy pagórków ich jest zwykle z jednej
strony większa (od strony dawnego czoła lodowca), niż z drugiej.
Rzeźba moren czołowych jest niezwykle urozmaicona, a zbocza ich są nieregularne, z
mnóstwem drobniejszych pagórków, zaklęśnięć i kotlinek. Piaszczysto-kamienisty grunt i
stromość zboczy są powodem, że na wałach morenowych przeważnie rośnie las.
Za wałem morenowym występuje często strefa pagórkowata czołowo-morenowa, nie jest to
jednak regułą. Częściej za wałem rozciąga się nieckowate obniżenie (zagłębienie końcowe),
bądź zajęte dziś przez jezioro, bądź też podmokłe. Niekiedy kilka wałów biegnie równolegle
obok siebie. Wał moreny czołowej bywa też czasem przecięty rynną jeziorną lub ozem. Przed
wałem rozpościera się zwykle sandr.
Moreny czołowe spotyka się w wielu miejscach w Polsce środkowej i północnej (Pomorze,
Ziemia lubuska, Wielkopolska, Kujawy, Warmia, Mazury, Suwalszczyzna). Niekiedy
poszczególne wały morenowe układają się w długie pasma, ciągnące się z mniejszymi lub
większymi przerwami przez cały kraj od zachodu ku wschodowi. Takie ciągi moren
czołowych wyznaczają zasięgi poszczególnych zlodowaceń lub ich stadiałów. Pomiędzy
głównymi ciągami morenowymi występują też krótsze i zwykle niższe wały morenowe,
związane z okresami postoju lodowca w czasie jego cofania się.
Na obszarze środkowo-opolskiego a nawet krakowskiego materiały, z którego zbudowana są
moreny charakteryzuje się większą zawartość głazów i żwirów, ponieważ substancje
drobnoziarniste łatwiej i szybciej ulegają wypłukaniu przez wodę. Dlatego im dalej ku
południowi, tym moreny są coraz bardziej kamieniste (zwłaszcza na powierzchni), a niekiedy
pozostały po nich wręcz skupiska samych głazów.
Są bardziej wydłużone wzgórza o wysokości od kilku do 40 metrów, często o przebiegu
łukowatym. Nieraz ciągną się przerywanymi szeregami na dłuższej przestrzeni wyznaczając
zasięgi dawnych zlodowaceń lub ich stadiałów. Zbocza tych wzgórz są często z jednej strony
bardziej strome. Uległy one silnemu przeobrażeniu przez erozję, są bardziej regularne, drobne
formy zaś uległy już na nich zatarciu. Rzeźba ich staje się bardziej wygładzona, zamknięte
kotlinki nikną, a zaklęśnięcia zboczy ulegają wymodelowaniu przez wody płynące.
Zagłębienia bezodpływowe spotyka się na nich bardzo rzadko.
Strefa pagórkowata czołowo-morenowa- ciągnie się pasem o szerokości od kilku do 40 km
przez północny obszar kraju. Wyznacza ona przebieg czoła lądolodu pomorskiego
zlodowacenia bałtyckiego. Im dalej ku południowi, formy tej strefy stają się łagodniejsze,
niższe i bardziej zatarte, jeziora zaś maleją, przeobrażają się w torfowiska, a wreszcie nikną.
Powierzchnia strefy czołowo-morenowej charakteryzuje się nieregularną siecią pagórków o
długości od kilkudziesięciu do kilkuset i więcej metrów, o zboczach silnie urozmaiconych,
często stromych. Pomiędzy nimi występują podobnie nieregularne zagłębienia i obniżenia,
wypełnione niekiedy różnej wielkości jeziorami lub torfowiskami. Spotyka się również
niewielkie kotlinki bezodpływowe. Deniwelacje form tej powierzchni wynoszą 10-30 i więcej
metrów. Strefę czołowo-morenową przecinają liczne rynny jeziorne, a także występują ozy.
Niekiedy sposób topnienia lądolodu w strefie jego czoła był taki, że młodsza strefa czołowo-
morenowa nie ma charakteru wysoko-pagórkowatego, lecz stanowi równinę o niskich
pagórkach i krajobrazie zbliżonym do moreny dennej (np. w okolicach Myśliborza, Lipna czy
Rypina).
Moreny czołowe lodowców górskich
W czasie gdy z północy na Polskę nasuwały się kolejne lądolody ze Skandynawii, na
obszarach górskich powstawały lokalne lodowce górskie. Powstały one w Tatrach oraz
Karkonoszach. W Tatrach wyróżniono od 3 do 8 etapów zlodowaceń, a w Karkonoszach 3
etapy. Z każdym z nich związanne są wały moreny czołowej. Na pewno powstały one w
czasie zlodowacenia bałtyckiego, a najstarsze być może zlodowacenia środkowopolskiego.
Moreny lodowców górskich zbudowane są z dużej ilości głazów i bloków, gruzu, częściowo
też żwiru lub piasku, a czasami gliny.
Zasadnicze subśrodowiska sedymentacyjne moren czołowych to 3 strefy depozycyjne
glacimarginalnego stożka napływowego. Strefy proksymalnego, środkowego i dystalnego
stożka są wzajemnie dobrze zróżnicowane w świetle cech typowych zespołów litofacji.
Subśrodowisko moreny proksymalnej to w dużej części strefa krawędzi lodowej.
Subśrodowisko to jest reprezentowane przez najbardziej gruboziarniste osady.
Natomiast środowiska stożka środkowego to zespoły litofacji piaszczystych, które
sedymentowały głównie w płaskodennych zalewach warstwowych i w dystalnych korytach
roztokowych.
Środowisko stożka dystalnego stanowiło strefę akumulacji piaszczysto mułowych.
Czynnikami depozycyjnymi były tam nisko energetyczne zalewy warstwowe i okresowe
zbiorniki.
RZEKA MEANDRUJĄCA
Rzeki meandrujące wykazują naturalną tendencję do tworzenia krętego, meandrującego
koryta. Nazwa ta pochodzi od tureckiej rzeki Menderes, która była znana starożytnym
Grekom jako Meander i oznacza ona zakole rzeki, czyli jej pętlowato wygięty odcinek
zawarty pomiędzy dwoma zakrętami o tym samym kierunku. Rzeki meandrujące są pospolite
na nizinach, ale występują też w innych obszarach. Przeważnie transportują one piasek i
frakcje drobniejsze, znane są jednak takie, które niosą również żwir pochodzący z obszarów
źródłowych. Materiał transportowany trakcyjnie deponowany jest głównie w obrębie koryta
rzeki, zaś miejscem depozycji zawiesiny są przede wszystkim obszary przyległe do koryta,
zalewane podczas powodzi.
Rozwój meandrów polega na erozji bocznej ich zewnętrznych i położonych w dół biegu rzeki
krawędzi, chociaż podczas okresowych wysokich stanów wody rzeka przybiera bardziej
wyprostowany bieg i eroduje wewnątrz zakoli. W normalnych warunkach erozja boczna
jednego brzegu meandrującego koryta rzecznego jest w przybliżeniu równoważona przez
równoczesną boczną akumulację rzeczną przy drugim – wewnątrz zakola na półwyspowatym
występie brzegu rzeki zwanym ostrogą meandrową. Podczas tej akumulacji powstaje na
wypukłym brzegu meandru odsyp meandrowy, będący nagromadzeniem przede wszystkim
gruboziarnistego osadu: piasków, żwirów i otoczaków. Te ostatnie zwykle wykazują
imbrykację (ułożenie dachówkowe). Nagromadzenia otoczaków na dnie koryta rzecznego są
określane jako bruk korytowy. Równoważenie erozji wklęsłego brzegu meandru przez
depozycję odsypu wewnątrz powoduje, że szerokość koryta zostaje zachowana. Odsypy
meandrowe są przeważnie oddzielone od przyległego brzegu, od którego rzeka stopniowo się
odsuwa, przez suche koryta zwane łachami prowadzącymi wodę tylko w czasie powodzi.
Dalsze odsuwanie się koryta rzecznego w stronę przeciwległego brzegu powoduje rozbudowę
odsypu meandrowego w kierunku osi rzeki, jak również zwiększenie jego wysokości wskutek
akumulacji na powierzchni przez przepływy powodziowe. Ponieważ wewnętrzne
(przybrzeżne) partie odsypu meandrowego są stopniowo coraz rzadziej zalewane przez rzekę,
to jego dalsza akumulacja trwa stosunkowo długo. Jednocześnie w miarę stopniowej
rozbudowy w pionie, jest wnoszony na jego powierzchnię coraz drobniejszy materiał i z tego
powodu odsypy meandrowe wykazują pionową gradację osadów, od najgrubszych w spągu
do najdrobniejszych w stropie. Oprócz bocznej migracji koryta rzecznego odbywa się jego
przemieszczenie z biegiem rzeki, wywołane przez silniejszą erozję tego brzegu meandru,
który jest położony w dół biegu oraz przez słabszą erozję brzegu przeciwnego.
Biorąc pod uwagę dłuższy odcinek czasu, w którym rzeka przemieszcza się zarówno w
poprzek, jak i wzdłuż doliny, jej koryto może zajmować wszystkie pozycje w obrębie dna
doliny. W czasie kolejnych migracji koryta rzecznego, deponowane osady korytowe
(odsypów meandrowych) tworzą kompleks akumulacyjny stanowiący podstawę równi
zalewowej.
Migracja boczna koryta rzeki trwa zwykle do chwili, gdy długość fali meandrowej równa jest
8-13 szerokościom koryta rzecznego w danym miejscu. Wtedy zakręty są wykonywane przez
rzekę przy minimalnym zużyciu energii, gdyż straty spowodowane tarciem są najmniejsze.
Powstająca wówczas wskutek rozwoju meandrów płaska powierzchnia zwana jest pasem
meandrowym.
W zakolach rzecznych przepływ wody jest nieco skomplikowany. Oprócz głównego prądu,
którego przebieg jest w przybliżeniu zgodny z położeniem talwegu (linia najgłębszego koryta),
istnieje tam jeszcze system prądów drugorzędnych. Zmieniają one swoją pozycję, zanikając
lub pojawiając się w różnych miejscach meandru.
Erozja boczna rzeki może doprowadzić do przerwania meandru u podstawy ostrogi
meandrowej, czyli w szyi meandrowej, tworząc przełom przelewowy. Zjawisko to, nazywane
autokaptażem, zachodzi zwykle w czasie wysokich stanów wody i jest jak gdyby kaptażem
odcinka rzeki powyżej meandru przez odcinek leżący poniżej. Porzucone fragmenty dawnych
meandrów tworzą często płytkie sierpowate obniżenia wypełnione wodą, zwane
starorzeczami. Z upływem czasu są one zasypywane przez osady powodziowe i zarastają.
Powstały podczas autokaptażu przełom przelewowy skraca bieg rzeki i w ten sposób
zwiększa jej spadek, lecz rozwój nowych meandrów w innych miejscach kompensuje to
skrócenie biegu rzeki i jej spadek zostaje zachowany.
Meandry o krzywiźnie ukształtowanej wyłącznie przez warunki przepływu w korycie są
określane jako swobodne. Powstają one zwykle w obrębie aluwiów. Niekiedy meandry
tworzą się w litej skale, a ponieważ ich krzywizna zależy wówczas często od struktury skał,
zwane są wymuszonymi.
Mechanizm powstawania meandrów w różnych obszarach nizinnych i wyżynnych jest
prawdopodobnie taki sam. Wielkość meandrów rośnie wraz ze wzrostem przepływu, spadku i
kąta natarcia prądu na brzeg. W miarę jak zwiększa się obciążenie rzeki, meandry powstają
gwałtowniej.
RZEKI ROZTOKOWE
Rzeki roztokowe zwane inaczej błądzące. Szeroka, wielokanałowa strefa korytowa (tzw. trakt
fluwialny, trakt rzeczny), rozdzielające się i ponownie łączące koryta.
Poszczególne kanały (koryta) rożnego rzędu rozdzielone są odsypami (łachami)
korytowymi/śródkorytowymi
Rzeki o dużym spadku, w których system koryt ulega ciągłym zmianom i modyfikacjom:
koryta stosunkowo płytkie, ich głębokość jest niewielka w porównaniu z szerokością
Obciążeniem stanowi materiał okruchowy, transportowany w trakcie dennej (wleczenie i
toczenie) oraz na drodze saltacji
Typowa nieregularna migracja boczna (błądzenie)
Krętość koryt poniżej 1,3
Krętość – stosunek długości koryta rzeki do długości doliny rzecznej
Rzeki typu roztokowego są charakterystyczne dla obszarów górskich, podnóża gór i
przedpola lodowców
Osady rzek roztopowych
Rzeka żwirodenna (żwirowa) - w pobliżu obszaru źródłowego niosą i akumulują żwir
Rzeka piaszczysta – w dół biegu dominuje piasek
Roztokowe rzeki żwirodenne – charakterystyczne formy akumulacyjne:
1. Łachy (odsypy) podłużne – kształt rombu wydłużony zgodnie z biegiem rzeki
Łachy rozwijają się z zaczątkowych nagromadzeń najgrubszego materiału w obrębie koryta
rzeki i wysokiego stanu wody są nadbudowywane i rozrastają się na boki, a głównie w dół
biegu rzeki. W tym kierunku zmniejsza się średnica ziarna. Na zaprądowym skraju niektórych
łach rozwija się stok osypiskowy. Przepływ po powierzchni łachy daje imbrykację otoczaków.
Podczas opadania wody w rzece przepływ po powierzchni łachy koncentruje się w obrębie
podrzędnych koryt, które zamiera.
2. Łachy piaszczyste o warstwowaniu przekątnym – przy brzegach koryt woda spływająca z
powierzchni łachy formuje przekątne warstwowanie nasypy piaszczyste nieraz typu
miniaturowych delt
Roztokowe rzeki piaszczyste - charakterystyczne formy akumulacji:
1. Łachy poprzeczne – szerokie płaty o językowatym kształcie: stok zaprądowym stromy, różnie
zorientowany w stosunku do osi koryta
2. Fale piaskowe oraz małe riplemarki – występują na płyciznach
3. Duże riplemarki prądowe o krętych grzbietach – w głębszych partiach koryt
4. W czasie powodzi zalane zostają wynurzone części łach oraz tereny przyległe do strefy
korytowej. Zachodzi depozycja osadów o ziarnie drobniejszym w porównaniu z osadami koryt
i łach śródkorytowych – na terenach przyległych osadzają się muły
Aluwia piaszczystych rzek cechuje przewaga osadów z warstwowaniem przekątnym dużej
skali. Podrzędną rolę odgrywają warstwowania przekątne małej skali i laminacja pozioma.
SOLOFLUKCJA I OSADY SOLIFLUKCYJNE
Soliflukcja to grawitacyjny ruch pokryw rozwijający się na stokach w obrębie czynnej
warstwy wieloletniej zmarzliny. Należy do podstawowych procesów kształtujących rzeźbę
peryglacjalnych obszarów polarnych, kontynentalnych zimnych i wysokogórskich. Soliflukcja
rozwija się najlepiej w osadach drobnoziarnistych, gdyż duża porowatość i przepuszczalność
żwirów i grubych piasków sprzyja dobremu odwodnieniu, a jednocześnie ziarna drobne
(szczególnie frakcji mułowej) dłużej pozostają wilgotne. W wyniku tego procesu dłuższe osie
przemieszczanych głazików układają się równolegle do nachylenia stoku, tworząc m.in.
pokrywy, loby, tarasy i jęzory soliflukcyjne. Powszechne występowanie soliflukcji w
warunkach peryglacjalnych jest spowodowane przez nieprzepuszczalne podłoże zmarzlinowe,
którego obecność przeciwdziała infiltracji wody roztopowej czy deszczowej, gromadzącej się
wobec tego w warstwie przypowierzchniowej. Soliflukcja zachodzi już na stokach o
nachyleniu 1-2°, w obszarach górskich zaś na ogół pomiędzy granicą wiecznego śniegu i
górną granicą lasu (w klimacie kontynentalnym nieco niżej).
Pokrywy soliflukcyjne mają wyrównaną powierzchnię i miejscami postrzępiony
lobowy dolny brzeg. Tarasy soliflukcyjne są wydłużone poprzecznie do nachylenia stoków i
mają niekiedy do 15m wysokości. Podobną rozciągłość mają loby soliflukcyjne, chociaż są
zdecydowanie niższe. (4-5m), a ich brzeg przybiera zarys lobowy. Strumienie soliflukcyjne są
znacznie wydłużone zgodnie z nachyleniem stoku. Tarasy i loby soliflukcyjne mają zwykle
strome, prawie pionowe czoła, szczególnie w przypadku hamowania ruchu przez roślinność.
Z upływem czasu partie czołowe form soliflukcyjnych są degradowane również wskutek
wypłukiwania drobnych cząstek oraaz i depozycji niżej na stoku.
Osady form soliflukcyjnych wykazują na ogół warstwowanie równoległe do
nachylenia stoku, które niekiedy jest podkreślone przez obecność warstewek bogatych w
substancje organiczne pochodzące z przekraczania i pogrzebywania roślinności tundrowej
podczas kolejnych faz aktywności soliflukcyjnej. Materiał soliflukcyjny jest zwykle
ostrokrawędzisty, a jego orientacja zgodna z kierunkiem przemieszczania, z wyjątkiem stref
ograniczonego ruchu.
W przeciwieństwie do obrywania skał, spełzywanie gleby (soliflukcja) jest procesem
bardzo powolnym i dostrzegalnym jedynie w skutkach. Jego tempo można określić tylko za
pomocą szczegółowych pomiarów. Cząstki gleby kurczą się i rozszerzają pod wpływem
opadów deszczu i śniegu oraz zmian temperatury, co powoduje ich ruch w dół zbocza. W
niskiej temperaturze cząstki zamarzają i zwiększają swoją objętość, w wyniku czego
wypychane są ku górze. W okresie topnienia, gdy wracają do poprzedniej objętości,
ześlizgują się w dół. Każda cząstka gleby zsuwa się po torze przypominającym zygzak z
prędkością około 1 cm na 10 lat. Na stokach bardzo stromych, gdzie temperatury zmieniają
się stosunkowo często, prędkość ta może wzrosnąć nawet do 10 centymetrów rocznie.
Powierzchnia takiego zbocza jest pofalowana lub pomarszczona i przypomina stoki zdeptane
przez pasące się na nich bydło.
Dynamika ruchu soliflukcyjnego i jego zasięg zależą od wielu czynników. Wiodącą rolę
odgrywa miąższość czynnej warstwy zmarzliny, determinowana przez takie czynniki jak:
temperatura powietrza, obfite opady deszczu, rodzaj i stopień mobilności wód, nachylenie i
ekspozycja stoków oraz roślinność. Np. wielkość letniego rozmarzania gruntu w obrębie
Calypsostrandy, w różnych jej miejscach, wahała się w granicach od 45 do 196cm.
(Repelewska-Pękalowa i Pękala, 2003).
PIASKI WYDMOWE I POKRYWOWE
Wśród czwartorzędowych utworów wyróżnia się dwa zasadnicze typy piaszczystych osadów eolicznych:
wydmowe i pokrywowe. Jak wykazują obserwacje odsłonięć ciągnących się na znaczne odległości w środkowej
Polsce płaskie pokrywy zajmują wielokrotnie większą powierzchnię niż wydmy. Także objętość materiału
zawartego
w
płaskich
pokrywach
jest
znacznie
większa
niż
w wydmach. Różnice między obydwoma typami osadów eolicznych nie ograniczają się do występowania w
obrębie odmiennych morfologicznie form terenu, ale w znacznym stopniu odnoszą się do składu
granulometrycznego oraz cech strukturalnych. W związku z tym charakterystyka piaszczystych utworów
eolicznych nie może się ograniczać tylko do piasków wydmowych, konieczne jest uwzględnienie w niej także
piasków pokrywowych.
Piaski wydmowe
Piaski eoliczne
(wydmowe) są dobrze obtoczone i przesortowane. Składają się prawie wyłącznie z okruchów
drobnoziarnistych, co uwarunkowane jest ograniczoną zdolnością transportową wiatru. Powierzchnia ziarn
piasków eolicznych jest matowa i porysowana na skutek wzajemnego ich ocierania się w trakcie transportu.
Skład mineralny tych piasków jest na ogół zróżnicowany, dlatego ich zabarwienie jest najczęściej żółtawe. Na
terenie Polski wydmy tworzą się lub niedawno tworzyły się głównie w pasie przymorskim, na nadzalewowych
tarasach rzek lub na obszarach sandrowych. Klasycznym obszarem wydmowym jest np. wybrzeże Bałtyku w
okolicach Łeby.
Depozycja piasków eolitycznych prowadzi do utworzenia charakterystycznej rzeźby terenu, złożonej z trzech
kategorii form różniących się wielkością: riplemarków, wydm i draasów. Riplemarki powstają przeważnie na
powierzchni wydm, a te z kolei na powierzchni draasów.
Formy akumulacji piasków eolicznych często ulegają przemieszczaniu. Jeżeli zostaną utwierdzone przez
roślinność lub wilgotne podłoże, to przechodzą w formy kopalne. Riplemarki przemieszczają się najszybciej
(rzędu centymetrów na minutę), na ogół po powierzchni wydm podlegających jako całość migracji sięgającej
kilkudziesięciu metrów rocznie.
Wydmy tworzą zwykle pola wydmowe złożone z piaszczystych grzbietów różnej wielkości, uformowanych pod
wpływem i zorientowanych względem przeważającego kierunku wiatru. Na ogół wyróżnia się trzy główne
geometryczne typy wydm: poprzeczne, podłużne i złożone.
Wydmy poprzeczne są zorientowane prostopadle do przeważającego kierunku wiatru. Na ogół składają z
łańcuchów odrębnych form wydmowych o falistych grzbietach, łagodnym zboczu dowietrznym się i stromym
zawietrznym. Wyróżniamy wśród nich barchany, wydmy paraboliczne i wydmy poprzeczne proste.
Wydmy podłużne są wydłużone równolegle lub prawie równolegle do kierunków przeważających wiatrów. W
rzeczywistości orientacja ich osi podłużnej odzwierciedla zarówno częstość występowania, jak siłę dwóch lub
więcej nieprzeciwnych sobie wiatrów.
Wydmy złożone nie wykazują wydłużenia w żadnym kierunku. Powstają pod wpływem wiatrów wiejących z
różnych kierunków i przybierają rożne kształty, np. gwiaździste, piramidalne, stożkowe
Piaski pokrywowe
Wg Kocurka i Nelsona (1986) – piaski pokrywowe to obszary z dominującymi piaskami eolicznymi, gdzie brak
jest wydm z zawietrznymi stokami grawitacyjnymi. Powierzchnie piasków pokrywowych mogą być
riplemarkowe lub nie, a także wahają się od płaskich przez regularnie pofalowane do nieregularnych. Wielkość
ziarna waha się od bardzo drobnych do bardzo grubych piasków, mogą być także obecne składniki mułowe i
żwirowe. Osady piasków pokrywowych są niskokątowe i zawierają głównie laminy riplemarkowe.
Piaski pokrywowe są (Koster 1982) głównie Vistuliańskimi piaszczystymi osadami eolicznymi, które
akumulowane były warunkach peryglacjalnych i które nie mają bezpośrednich powiązać z dawnymi wybrzeżami
lub przebiegiem rzek. Te pokrywy wykazują pewną odrębność w stosunku do pokryw akumulowanych w
klimacie
ciepłym
i
dlatego
sedymentolodzy
wyraźnie
dodają,
że
powstały
w zimnych warunkach klimatycznych.
Cechy strukturalne i facje pokrywowych utworów eolicznych. Porównując facje i typy warstwowań wyróżniane
zarówno w piaskach wydmowych jak i utworach pokrywowych można zauważyć obok podobnych także różne.
Dlatego niezależnie od charakterystyki facjalnej a szczególnie strukturalnej piasków wydmowych, także zostanie
przedstawiona charakterystyka struktur i facji eolicznych utworów pokrywowych w Polsce. Uderzającą cechę
eolicznych osadów pokrywowych stanowi występowanie niemal wyłącznie warstwowych struktur
horyzontalnych lub prawie horyzontalnych, laminacji niskokątowej.
Typ warstwowania 1. Drobnoziarnisty żwir tworzący bądź cienką warstwę a częściej silnie wydłużoną soczewkę
o strukturze masywnej.
typ warstwowania 2. Gruboziarnisty piasek i żwirek, dość dobrze wysegregowany tworzący soczewkowe, faliste
struktury warstwowe oraz przekątne i płaskie równoległe warstwy lamin.
Typ 3. Piasek gruboziarnisty, słabo wysortowany, z grubymi laminami lub laminacją niewyraźną albo o
strukturze masywnej.
Typ 4. Piasek średnio i drobnoziarnisty z domieszką grubego, tworzący pojedyncze zestawy lamin przekątnych z
upadem lamin od 15 do 33 stopni, wśród tabularnych zestawów przekątnych niskokątowych i poziomych.
typ 5. piaski średnio i drobnoziarniste z płaską, równoległą laminacją poziomą lub niskokątową laminacją
przekątną.
Typ 6. piasek średnio i drobnoziarnisty naprzemianlegle warstwowany z piaskiem bardzo drobnoziarnistym i
pyłem, z laminacją płaską, falistą lub soczewkową.
W piaskach pokrywowych obok struktur związanych z niestatecznym warstwowaniem gęstościowym występują
także inne rodzaje struktur postsedymentacyjnych. Do najczęściej spotykanych należą struktury szczelinowe, a
zwłaszcza spowodowane kontrakcją termiczną. We współczesnej strefie peryglacjalnej w eolicznych piaskach
pokrywowych w wyniku procesów kontrakcji tworzą się zarówno kliny lodowe, jak i kliny piaszczyste. W
Polsce w piaskach pokrywowych obserwuje się zarówno struktury szczelinowe powstałe po wytopieniu klinów
lodowych, ale także wypełnienia wtórnego sezonowego i kliny z pierwotnym wypełnieniem piaszczystym. Do
rzadziej rozpoznawanych struktur peryglacjalnych należą struktury wymarzania kamieni.
Piaski pokrywowe współcześnie poddawane są procesom zacierania ich pierwotnej struktury. Ze względu na to,
że piaski pokrywowe najczęściej znajdują się bezpośrednio przy powierzchni terenu, rozwijające się systemy
korzeniowe powodują niszczenie pierwotnych struktur w stropowej części pokryw. W niektórych miejscach
systemy korzeniowe sięgają do spągu piasków pokrywowych. Mniejszą rolę w zacieraniu tych struktur
odgrywają zwierzęta ryjące pod ziemią.
Piaski pokrywowe obok cechy wspólnej – warstwowania równoległego, horyzontalnego lub niskokątowego –
wykazują także różnice uzasadniające wyróżnienie w ich obrębie facji. Podstawowa różnica odnosi się do składu
granulometrycznego, który warunkuje także odmienności cech strukturalnych. W Polsce proponowane jest
wydzielenie dwóch zasadniczych facji w piaskach pokrywowych: piasków warstwowanych horyzontalnie lub
niskokątowo (E
PH
) i naprzemianlegle warstwowanych piasków i pyłów (E
Pπ
)
Pierwsza facja złożona jest z piasków średnio i drobnoziarnistych z wyraźnym udziałem piasków
gruboziarnistym, z niewielką domieszką żwirów drobnych a minimalną średnich. Dominującą strukturą
warstwową jest płaska równoległa laminacja pozioma oraz niskokątowa laminacja przekątna, dobrze lub dość
dobrze widoczna w przypadku lamin grubszych od 2mm, trudniejsza odczytania gry występują laminy cieńsze.
Warstwowanie to powstaje w czasie depozycji eolicznej materiału piaszczystego na płaskich lub słabo
urozmaiconych, gładkich lub częściej riplemarkowych powierzchniach piasków pokrywowych. W związku z tą
akumulację tworzy się głównie riplemarkowe podkrytyczne warstwowanie translacyjno-wstępujące, rzadziej
laminacja nazywana płaską.
Drugą z wyróżnionych facji piasków pokrywowych stanowią naprzemianległe warstwowane piaski i pyły.
Warstwy tych utworów są horyzontalne lub słabo nachylone. Nie obserwowano naprzemianległych lamin
piaszczystych i pylastych przekątnych z nachyleniami >15 stopni. Rzadko widoczne jest warstwowanie płaskie,
najczęściej jest faliste lub soczewkowe. Lateralna rozciągłość warstw jest duża. Pylaste warstwy zapewne
pochodzą z depozycji materiału zawiesinowego na rozległych płaskich lub słabo rozmaiconych powierzchniach.
Występowanie tych warstw na powierzchniach różnych form terenu, także wypukłych wskazuje na eoliczną
genezę pyłu. Pył ten pochodzi z krótkotrwałego transportu zawiesinowego i stosunkowo niewielkiej odległości.
Dla akumulacji pyłu niezbędna była powierzchnia terenu wilgotna lub pokryta roślinnością. Jednak te same
cechy powierzchni terenu stanowią przeszkodę w swobodnym przemieszczaniu materiału trakcyjnego przez
wiatr. W związku z tym trudno objaśnić tworzenie się rozległych cienkich warstw piaszczystych pomiędzy
warstwami pylastymi.
LESSY
Less to najpospolitszy osad powstały na drodze eolicznej depozycji pyłów. W dużej mierze
skład jest przypadkowy i zależny od składu skały macierzystej. Zwykle w składzie lessu w
największych ilościach występują ziarna o średnicy 0,05-0,01 mm, jest to ok. 40 do nawet
70%. Lessy deluwialne i aluwialne zawierają więcej frakcji piaszczystej, a w lessach
zwietrzałych jest zwiększona domieszka frakcji iłowej.
Skład lessów różni się w zależności od miejsca pochodzenia materiału. W polskich lessach
dominuje kwarc (60-80%), jest także muskowit i inne hydrołyszczki (łącznie do 20%) oraz
skalenie (zwykle do 10%, czasem 20%) i kalcyt (kilka-kilkanaście procent), są też domieszki
minerałów ciężkich np. cyrkonów, granatów, epidotów, rutylu, amfiboli. Ta zawartość
również różni się w zależności od frakcji. Na powierzchni spękań i w obrębie porów w lessie
występują często białe nagromadzenia węglanu wapnia, a w obrębie masy lessowej – kukiełki
lessowe (czyli konkrecje węglanu wapnia wyługowanego z innych miejsc tej skały).
0,02 – 0,04 mm to średnia frakcja lessów, wskazuje to na to, że główna masa tych utworów
pochodzi z lokalnego transportu. Występowanie lessów wiąże się z określonymi warunkami
klimatycznymi. Lessy występują w dwóch rodzajach prowincji: na równinach (np. Europy
wschodniej, chin, am,płn, argentyny) oraz w pobliżu obszarów górskich np. azji środkowej
czy europy południowej. Obecnie występują na obszarach, na których dalej się tworzą (np.
azja środkowa) lub na obszarach na których akumulacja lessowa nie zachodzi, a podlegają
one degradacji.
Zawsze występują lub występowały w pobliżu obszarów o suchym powietrzu (np. pustynie
środkowoazjatyckie). Takie obszary w plejstocenie występowały w strefie peryglacjalnej.
Warunki tam panujące sprzyjały produkcji materiału pyłowego , klimat i brak roślinności
umożliwiały porywanie materiału pyłowego i wywiewanie go. Następnie ten materiał jest
transportowany na różne odległości w zależności od frakcji i siły wiatru. Akumulacja lessu
odbywa się w strefach, w których występują wilgotniejsze masy powietrza. Akumulacji
sprzyja występowanie roślinności trawiastej pokrywającej step.
W obszarach wierzchniowych pokrywa lessowa zwykle jest jednolita i masywna. W stanie
suchym lub wilgotnym jest twardy i tworzy strome ściany lub słupy ostańcowe, a nasączony
wodą może płynąc pod własnym ciężarem.
W polsce lessy wystepują na wyżynach: lubelskiej, sandomierskiej i krakowskiej, a także na
przedpolu karpat i sudetów. Miąższość dochodzi do 38 m, natomiast tempo depozycji
oszacowane na 0,06- 0,5 mm rocznie, chociaż należy pamiętać, że nie jest to jednostajny
proces. Rozmieszczenie lessów w polsce wykazuje wyspowy charakter.
Obecnie rozmieszczenie wysp (płatów lessowych) odpowiada w dużej mierze ich położeniu w
trakcie akumulacji. Wyspy lessowe występują na obszarach, na których deniwelacje podłoża
co najmniej 3krotnie przekraczają miąższość lessu (na ogół to 20-30m). Morfologię każdej
wyspy podkreslają bardzo wyraźne granice, nazywane krawędziami lessowymi.
Oprócz wysp lessowych i krawędzi, które można uznać za makroformy rzeźby lessowej,
napotyka się również formy mniejsze.
Np. miseczkowate zagłębienia bezodpływowe występujące na prawie poziomych lub
poziomych powierzchniach = tarasy nadzalewowe i powierzchnie wierzchowinowe. Powstają
wskutek stopniowego powiększania tych pierwotnych obniżeń w powierzchni płatów
lessowych, które mają większe zlewnie. Wody deszczowe powodują wypłukiwanie węglanów
z lessu. Less w dnach takich obniżeń jest odwapniony i zgliniony czyli półprzepuszczalny –
takie zagłębienia noszą nazwę wymoków. Są one typowe dla stepów strefy umiarkowanej. W
polsce rzadziej występują, a jak już są to raczej małe.
Krawędziom wyższych tarasów nadzalewowych towarzyszą niekiedy zbudowane z lessów
wały przykorytowe. Wznoszą się one nawet do kilku metrów ponad powierzchnię tarasów, a
ich szerokośc może sięgać nawet kilkuset metrów. W wielu miejscach uległy one zniszczeniu
wskutek późnoglacjalnej i holoceńskiej erozji bocznej rzek. W polsce największe takie wały
można zobaczyć na zachodnim brzegu Sanu w rejonie przemyśla.
Delle to nieckowate doliny denudacyjne o wypukło-wklęsłych zboczach o niezbyt dużym
spadku. Tworzą rozgałęziony system dolinek, a widoczne przewarstwienia i laminacja
świadczą o ablacji i niwacji jako istotnych czynnikach morfogenetycznych. Na ich stokach
powstają dendrytyczne systemy bruzd denudacyjnych wskutek spłukiwania.
Suche doliny erozyjno-akumulacyjne występują na powierzchniach pochylonych i często są
wcięte w dna delli. Są dość wąskie, ale mają wyraźnie zaakcentowane stoki. Takie doliny to
efekt współdziałania erozji liniowej i procesów zboczowych.
Rozcięcia erozyjne typu wąwozów również występują na stokach. Powstały głównie wskutek
rolniczego użytkowania gruntu po wylesieniu i w wyniku erozji przez wodę. W polsce sieć
takich wąwozów jest gęstsza niż w innych lessowych obszarach europy, ponieważ te polskie
mają mniej frakcji iłowej i węglanów, dzięki temu mogą łatwiej ulegać erozji wodnej. W
miarę postępującej denudacji stoków wąwozy podlegają przekształceniu w parowy.
OSADY INTERGLACJALNE - TORFY, BAGNA, JEZIORA
Torfy
Osady Interglacjalne - z "Czwartorzęd" - Leszka Lindnera
Gytie i dy
Muły okrzemkowe
Ewaporaty
Osady wapienne
Osady żelaza
Osady krzemionkowe
Osady mineralne i Osady piaszczysto-żwirowe
Muły i iły jeziorne
Jeziora strefy peryglacjalnej
Strefa kontaktu lodowcowego
Bibliografia:
Jaroszewski, W., Marks, L., Radomski, A., 1985: Słownik geologii dynamicznej.
Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.
Lindner, L., 1992: Czwartorzęd: osady, metody badań, stratygrafia. Wydawnictwo
PAE, Warszawa.
Mojski, J., E., 2005: Ziemie polskie w czwartorzędzie : zarys morfogenezy.
Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
Andrzej Marcinkiewicz: Atlas form i typów rzeźby terenu Polski. Warszawa: Zarząd
Topograficzny Sztabu Generalnego, 1960.
Zarys petrologii węgla / Krystyna Kruszewska, Sonia Dybova-Jachowicz. - Katowice :
Uniwersytet Śląski, 1997.
Czwartorzęd : osady, metody badań, stratygrafia / red. nauk. Leszek Lindner ; aut.
Zbigniew Lamparski [et al.]. - Warszawa : Wydaw. PAE, 1992.
Wykłady dr inż. Dominika JURY
Wykłady dr Zbigniewa Mirkowskiego
http://pl.wikipedia.org/wiki/Ewaporat
Gradziński R., 1986. Zarys sedymentologii. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.
Lindner L., 1992. Czwartorzęd: osady, metody badań, stratygrafia. Wydawnictwo
PAE, Warszawa.
Lindner, L. Czwartorzęd. Osady, metody badań, stratygrafia., Wydawnictwo PAE,
Warszawa 1992
Mojski, J.E. Ziemie Polski w czwartorzędzie: zarys morfogenezy, Państwowy Instytut
Geologiczny, Warszawa 2005
Źródła internetowe:
http://www.landforms.eu/cairngorms/solifluction.htm
http://www.staff.amu.edu.pl/~paleolim/SLETT/slett%201%201/02_ru.pdf
http://pl.wikipedia.org/wiki/Jezioro
http://sciaga.pl/tekst/13261-14-osady_czwartorzedowe_w_polsce
http://www.gis-mokradla.info/html/index.php?page=zroznicowanie
http://www.laspolski.pl/Z_zagranicy_102014,strona-2556.html
http://zadane.pl/zadanie/2748653
http://karnet.up.wroc.pl/~weber/psamity.html
Gradziński R, Kostecka A., Radomski A., Unrug R. 1986 „Zarys sedymentologii”,
Wyd. Geologiczne, Warszawa
Kozłowski S., 1986 „Surowce skalne Polski” Wyd. Geologiczne, Warszawa
Mycielska-Dowgiałło E. (red.) 1998 “Struktury sedymentacyjne i
postsedymentacyjne w osadach czwartorzędowych i ich wartość interpretacyjna”,
Warszawa