Archive

Archive for Marzec 2010

działalność wiatru

13/03/2010 Komentarze wyłączone

Wiatr jest to poziomy ruch powietrza w określonym kierunku. Powstaje w wyniku różnicy ciśnienia atmosferycznego. Wiatr to zjawisko atmosferyczne powszechnie występujące przy powierzchni Ziemi. Jest on przede wszystkim czynnikiem transportu, a jego siła nośna zależy od prędkości. Słaby wiatr przenosi drobny pył, silniejszy ziarna piasku, a nawet większe okruchy skalne. Transport materiału skalnego przez wiatr może jedynie odbywać się, gdy materiał ten :
-jest dostatecznie rozdrobniony,
-jest suchy i nie zamarznięty,
-nie jest pokryty zwartą roślinnością

Warunki takie występują na nadmorskich plażach i wydmach, w obszarach pokrytych przez wydmy śródlądowe, w wysokich górach oraz na pustyniach, półpustyniach i stepach.

Działalność wiatru uwarunkowana jest przez wietrzenie fizyczne, które dostarcza drobnych cząsteczek mineralnych. Bez nich bowiem rzeźbotwórcza działalność wiatru byłaby niemożliwa. Sam wiatr uderzając o skałę, nie wywołuje żadnego skutku. Niosąc natomiast okruchy skalne, działa niszcząco i budująco.

Obszarami, na których wiatr jest głównym czynnikiem rzeźbotwórczym są pustynie i półpustynie.

Krajobraz pustynny
Krajobraz pustynny

Działalność wiatru może być trojakiego rodzaju :
• Niszcząca – polegająca na wywiewaniu (deflacja) albo zdzieraniu, nadgryzaniu, szlifowaniu i polerowaniu (korazja).
• Transportująca – przejawiająca się w przenoszeniu okruchów skalnych, często o znacznych rozmiarach.
• Akumulacyjna – związana z gromadzeniem transportowanego materiału.

Niszcząca działalność wiatru :
• Deflacja
Deflacja, czyli wywiewanie materiału, powoduje obniżenie powierzchni terenu, odsłaniając jednocześnie niezwietrzałą jeszcze, litą skałę. Na terenie, gdzie przeważa deflacyjna działalność wiatru, tworzą się różnego kształtu misy deflacyjne i tzw. góry świadki (ostańce). Warunkiem powstania tych form jest różna budowa geologiczna. Na obszarach zbudowanych ze skał o różnej odporności na wietrzenie przebiega ona w różny sposób – wietrzenie mechaniczne i deflacja szybciej niszczą skały mało odporne, wolniej skały twarde, odporniejsze. Góry świadki świadczą zatem o pierwotnej powierzchni terenu i o ilości wywianego materiału skalnego.
• Korazja
Transportowane wiatrem cząstki skalne różnej wielkości uderzają o skały stanowiące przeszkodę na ich drodze, szlifując je i polerując – jest to proces korazji. Najwięcej najcięższych cząstek skalnych unosi wiatr tuz nad ziemią – w tych rejonach korazja jest najsilniejsza, a niszczone przez materiał skalny podnóża gór świadków przybierają fantastyczne kształty – w postaci grzybów skalnych.

grzyb skalny
Grzyb skalny

powstawanie i obalenie grzyba skalnego

Budująca działalność wiatru
• Akumulacja
Malejąca siła wiatru lub napotkane po drodze przeszkody powodują osadzanie transportowanego materiału – akumulację. Im dalej od terenów wywiewania, tym osadzany materiał jest drobniejszy. Na obszarach suchych deflacja powoduje tworzenie się pustyń kamienistych (hamada) lub żwirowych (serir). Pustynie piaszczyste (ergi) tworzą się na obszarach akumulacji piasku. Przykładami tych pustyń są :
– hamada – znaczna część Sahary i Tybetu, część gór Skalistych.
– serir – również znaczna część Sahary, część pustyń w Australii.
– erg – Wielki Erg Zachodni i Wschodni na Saharze, pustynie australijskie (Wiktorii i Piaszczysta), Kara-Kum, Kyzył -Kum, Atacama.

Najczęstsze są pustynie o charakterze mieszanym, żwirowo-piaszczyste. Na pustyniach piaszczystych wiatr z akumulowanego piasku tworzy wydmy. Nawet najmniejsza przeszkoda powoduje zatrzymanie piasku przesypywanego przez wiatr i usypywanie wydm.
Mają one różne rozmiary oraz różną prędkość przesuwania się (wędrówka wydm). Zależy to od siły wiatru, ilości i spoistości piasku.

przemieszczanie się wydm

W zależności od kształtu i stopnia ruchliwości wyróżnia się różne typy wydm na Ziemi. Na pustyniach piaszczystych, gdzie poziom wód gruntowych leży bardzo głęboko, a roślinność jest skąpa, twórz a się wydmy zwane barachanami. Mają one kształt sierpa. Barachany zwrócone są wypukłą częścią pod wiatr, a ramiona ich skierowane są zgodnie z kierunkiem wiatru. Wąskie ramiona przemieszczają się szybciej niż część centralna wydmy. Barachany często łączą się ze sobą, tworząc długie piaszczyste wały, które noszą nazwę wydm zwałowych. Ciągną się one nieraz setki kilometrów. Typowymi barachanami są niskie i mające do 15 m wysokości. Pola tych wydm występują między innymi na pustyniach : Gobi i Saharze.

Barachany
Barachany

W dolinach rzecznych oraz na obszarach pokrytych piaskami w klimacie umiarkowanym występują często wydmy paraboliczne. Ramiona tych wydm porasta niekiedy roślinność, powodująca, że ich część środkowa przemieszcza się szybciej. Wydmy paraboliczne przypominają literę U. Większość wydm śródlądowych w Polsce należy do typu parabolicznego, jest porośnięta roślinnością i unieruchomiona. Największe czynne wydmy w Polsce występują w okolicach Łeby nad Morzem Bałtyckim i objęte są ochroną na terenie Słowińskiego Parku Narodowego.

 wydma paraboliczna
Wydma paraboliczna

Oprócz wydm parabolicznych i barachanów wyróżniamy następujące rodzaje wydm :

-wydma wałowa podłużna – występuje również na obszarach suchych. Powstaje przez połącznie się barachanów. Barachany są wydłużone jeden za drugim. Tworzy się w ten sposób podłużny wał równoległy w kierunku wiatru.

Wydmy podłużne.
Wydmy podłużne
-wydma wałowa poprzeczna – ma kształt walu prostopadłego do kierunku wiania wiatru. Moę powstać wtedy, gdy barachany lub wydmy paraboliczne łączą się ze sobą ramionami.

Wydmy poprzeczne
Wydmy poprzeczne

-wydma gwieździsta – pagórki o nieregularnych kształtach. Występują w obszarach, gdzie występują wiatry różnych kierunków.

Wydmy gwieździste
Wydmy gwieździste

W wyniku akumulacji eolicznej powstają również pokrywy lessowe.
Less jest zwięzłą skałą osadową okruchową, zbudowaną z pyłu (głównie kwarcowego). Pył ten wytworzył się na przedpolu lodowca, gdzie miało miejsce intensywne wietrzenie mrozowe. Zawsze na obszarach zlodowaconych powstają wyże termiczne, od których wieją wiatry. Wiatr porywa cząsteczki pyłu i osadza je w pewnej odległości od lodowca. Pokrywy lessowe mogą powstawać również wskutek osadzania przez wiatr pyłów pustynnych.

Kategorie:Uncategorized

działalność lodowców

13/03/2010 Komentarze wyłączone

Lodowce na Ziemi wiążą się ściśle z warunkami klimatycznymi oraz rzeźbą terenu. Najczęściej powstają tam, gdzie znajdują się zagłębienia terenu, a przyrost masy śnieżnej przewyższa szybkość topnienia i sublimacji. W górach warunki takie występują powyżej tzw. Granicy wieloletniego śniegu, a więc tam, gdzie więcej śniegu spadnie niż topnieje i paruje w ciągu roku. Śnieg stopniowo przeobraża się w firn, następnie w lód firnowy i lód lodowcowy.


Pole firnowe lodowca górskiego w Kordylierach oraz powierzchnia lądolodu na Grenlandii

Klasyczny lodowice górski składa się z dwóch części: pola firnowego, gdzie gromadzi się śnieg i lód, oraz jęzora lodowcowego, którym następuje odpływ lodu do obszaru topnienia. Prędkość ruchu lodowca jest zróżnicowana. Podobnie jak w rzece, największa szybkość występuje w środkowej części, a zmniejsza się przy brzegach wskutek tarcia o skały. Pokonując progi skalne lodowice tworzy lodospady. Ruch lodowca jest powolny i niezauważalny dla obserwatora.

Lodowce górskie i lądolody wykonują pracę niszczącą, transportującą i budującą. Ich rzeźbotwórcza rola polega na niszczeniu powierzchni Ziemi i tworzeniu form erozyjnych oraz osadzaniu transportowanego materiału i budowaniu form akumulacyjnych.

Lądolód i formy polodowcowe

Lądolód i formy polodowcowe

Niszcząca działalność lodowców górskich i lądolodów
Grubość lodowców górskich jest zróżnicowana i waha się os kilkudziesięciu do paruset metrów. Jeszcze grubsze są lądolody. Przeciętna grubość czaszy lodowej Antarktydy wynosi 1600 m, a maksymalna około 4500 m. Przesuwający się po podłożu lodowiec niszczy je, wygładza nierówności w dnie doliny oraz żłobi rysy.

W obszarach górskich dawniej zlodowaconych spotykamy dziś porysowane powierzchnie skalne oraz zaokrąglone i wygładzone kształty – stok od strony nasuwającego się niegdyś lodowca jest łagodny, natomiast przeciwny stromy.

Dolina Pięciu Stawów Polskich
Dolina Pięciu Stawów Polskich stanowi górny fragment Doliny Roztoki i usytuowana jest w polodowcowym kotle powyżej górnej granicy lasów. Krajobraz doliny urozmaicają jeziora, wśród których znajduje się pięć największych i najbardziej znanych, zwanych Stawami: Przednim, Małym, Wielkim, Czarnym I Zadnim.

Największymi formami powstałymi wskutek erozyjnej działalności lodowców górskich są kary lodowcowe, zwane cyrkami lodowcowymi, oraz doliny lodowcowe.

Kary występują w górnej części doliny lodowcowej i mają kształt niszy otoczonej z trzech stron stromymi ścianami skalnymi. W dnach cyrków powszechnie występują jeziora, zwane cyrkowymi, na przykład Czarny Staw nad Morskim Okiem w Tatrach.

Poniżej cyrków ciągną się wydłużone formy terenu, zwane dolinami lodowcowymi. W czasie zlodowacenia były one wypełnione przez lód tworzący jęzor lodowcowy. Dno takiej doliny jest prawie płaskie, zbocza strome. Jej przekrój poprzeczny przypomina literę U, w przeciwieństwie do dolin rzecznych, których przekrój ma kształt litery V.

Polodowcowa dolina U-kształtna Isterdalen (Norwegia)
Polodowcowa dolina U-kształtna Isterdalen (Norwegia)

Specyficznymi dolinami polodowcowymi są fiordy, czyli długie, wąskie i głębokie zatoki morskie występujące w obszarach niegdyś zlodowaconych. Fiordy powstały wskutek pogłębienia przez jęzory lodowcowe dolin rzecznych, które istniały przed zlodowaceniem. Po stopieniu się lądolodu plejstoceńskiego poziom oceanu światowego podniósł się, co spowodowało zalanie fiordów wodą. Formy te występują między innymi w Norwegii, na Grenlandii, na zachodnich wybrzeżach Ameryki Północnej oraz w Nowej Zelandii.

W plejstocenie znaczne obszary Europy pokrył lądolód skandynawski. W swym maksymalnym zasięgu zajmował on około 5 mln km2. Przesuwając się kilkakrotnie z Gór Skandynawskich na południe, wykonał ogromną pracę niszczącą. Zdarł kilkadziesiąt metrów skał z obszaru Skandynawii i przetransportował ten materiał na południe, między innymi do Polski. Efektem erozyjnej działalności lądolodu skandynawskiego jest przede wszystkim niecka Morza Bałtyckiego.

Na obszarze północnej polski występują rynny lodowcowe. Są to miejscami głębokie, długie i wąskie zagłębienia powstałe wskutek erozyjnej działalności wód płynących pod lądolodem lub na jego przedpolu. Najniższe części rynien są wypełnione przeważnie wodą, tworząc jeziora rynnowe. Przykładami takich jezior są Gopło na Pojezierzu Kujawskim oraz Ostrzyckie i Radomskie Na Pojezierzu Kaszubskim.

Na przedpolu lądolodu wody pochodzące z jego topnienia łączyły się z rzekami spływającymi z południ, czyli z obszarów niepokrytych lodem. W ten sposób powstały potężne rzeki, które płynęły mniej więcej równolegle do czoła lądolodu w kierunku zachodnim i północnozachodnim. Rzeki te wyerodowały szerokie doliny, zwane pradolinami. Ich dnem płyną dziś niektóre rzeki na przykład Wisła między Toruniem a Bydgoszczą oraz Warta między Kołem i Śremem.

Budująca działalność lodowców górskich i lądolodów
Lodowce górskie, podobnie jak lądolody, transportują różnorodny materiał skalny. Materiał ten, niesiony w lodowcu lub na jego powierzchni, nazywamy moreną.

Lodowce górskie tworzą charakterystyczne akumulacyjne formy rzeźby. Przed czołem topniejącego lodowca tworzy się wał zbudowany z głazów i gruzu skalnego, zwany moreną czołową. Wzdłuż boków jęzora lodowcowego, w obrębie zboczy doliny lodowcowej. Gromadzi się materiał wytapiany z lodowca oraz odpadający z górnych części zboczy doliny. Po stopieniu lodowca pozostaje wąski wał ciągnący się wzdłuż zboczy doliny, zwany moreną boczną.


Rozmieszczenie materiału morenowego w lodowcu górskim

Innymi formami akumulacyjnymi utworzonymi przez wody pochodzące z topnienia lądolodu są ozy i kemy. Pierwsze z wymienionych to wydłużone i kręte formy pagórkowate zbudowane z piasków i żwirów. Powstają w szczelinach i tunelach lodowych. Mogą osiągnąć długość kilkuset kilometrów, na przykład ozy na Pojezierzu Fińskim.
Wykorzystywane są one jako naturalne groble, którymi biegną drogi i linie kolejowe. Kemy są to pagórki często o nieregularnych kształtach, zbudowanych z warstwowych piasków i żwirów. Powstają najczęściej w szczelinach między bryłami martwego lodu.

Na polskich nizinach możemy prześledzić efekty akumulacyjnej działalności lądolodu skandynawskiego. Zawarty w lądolodzie materiał skalny osadzany jest podczas topnienia lodu. W czasie stagnacji czoła lądolodu, usypywane są wały i wzgórza moren czołowych. Ciągną się one dziesiątkami kilometrów, naśladując przebieg dawnej krawędzi lądolodu. Wysokości względne tych form wahają się od kilkunastu do kilkudziesięciu metrów. W Polsce najwyższym wzniesieniem morenowym jest Wieżyca Na Pojezierzu Kaszubskim, która ma 329 m n. p. m.

W czasie cofania się lądolodu na jego przedpolu odsłania się równina moreny dennej. Budujący ją materiał moreny stanowi bezładną mieszaninę iłów, piasków, żwirów, głazów i nosi nazwę gliny morenowej(zwałowej). W materiale morenowym występują czasem bryły lodu. Po ich wytopieniu powstają zagłębienia wytopiskowe. Mają one często okrągłe kształty, a dno ich wypełnia woda, tworząc jeziora.

Wody pochodzące z topniejącego lądolodu wynoszą na przedpole moren czołowych piaski i żwiry, budując z nich płaską powierzchnię, zwaną sandrem.

W strefie akumulacji lodowcowej spotyka się także drumliny. Są to niewielkie wzgórza o obłym kształcie, zbudowane z piasków i żwirów, czasem także gliny morenowej. Występują grupowo, tworząc tzw. pola drumlinowe na przykład w rejonie Golubia-Dobrzynia na Pojezierzu Chełmińskim.

Z akumulacyjną działalnością lądolodu wiążą się także liczne głazy narzutowe. Pochodzą one najczęściej z Gór Skandynawskich i z dna Bałtyku. Ważą czasem setki ton i mają kilkanaście metrów obwodu.

Głaz narzutowy o wysokości około 2 m na wyspie Olandii (Szwecja)
Głaz narzutowy o wysokości około 2 m na wyspie Olandii (Szwecja)

Działalność lądolodu w plejstocenie spowodowała powstanie w północnej Polsce charakterystycznej rzeźby, zwanej polodowcową. Tworzą ją głównie formy akumulacyjne: wały moren czołowych, równiny sandrowe, ozy, kemy i drumliny. W obrębie pokryw moreny dennej utworzyły się płaskie i faliste równiny moreny dennej. W wielu miejscach powstały niewielkie zagłębienia wytopiskowe. Wśród form erozyjnych spotkamy rynny lodowcowe oraz pradoliny.

Kategorie:Uncategorized

działalność lodowców i lądolodów

13/03/2010 Komentarze wyłączone

Działalność Lodowców i lądolodów
Lodowce na Ziemi wiążą się ściśle z warunkami klimatycznymi oraz rzeźbą terenu. Najczęściej powstają tam, gdzie znajdują się zagłębienia terenu, a przyrost masy śnieżnej przewyższa szybkość topnienia i sublimacji. W górach warunki takie występują powyżej tzw. Granicy wieloletniego śniegu, a więc tam, gdzie więcej śniegu spadnie niż topnieje i paruje w ciągu roku. Śnieg stopniowo przeobraża się w firn, następnie w lód firnowy i lód lodowcowy.

Pole firnowe lodowca górskiego w Kordylierach Powierzchnia lądolodu na Grenlandii
Klasyczny lodowice górski składa się z dwóch części: pola firnowego, gdzie gromadzi się śnieg i lód, oraz jęzora lodowcowego, którym następuje odpływ lodu do obszaru topnienia. Prędkość ruchu lodowca jest zróżnicowana. Podobnie jak w rzece, największa szybkość występuje w środkowej części, a zmniejsza się przy brzegach wskutek tarcia o skały. Pokonując progi skalne lodowice tworzy lodospady. Ruch lodowca jest powolny i niezauważalny dla obserwatora.
Lodowce górskie i lądolody wykonują pracę niszczącą, transportującą i budującą. Ich rzeźbotwórcza rola polega na niszczeniu powierzchni Ziemi i tworzeniu form erozyjnych oraz osadzaniu transportowanego materiału i budowaniu form akumulacyjnych.

Lądolód i formy polodowcowe
Niszcząca działalność lodowców górskich i lądolodów
Grubość lodowców górskich jest zróżnicowana i waha się os kilkudziesięciu do paruset metrów. Jeszcze grubsze są lądolody. Przeciętna grubość czaszy lodowej Antarktydy wynosi 1600 m, a maksymalna około 4500 m. Przesuwający się po podłożu lodowiec niszczy je, wygładza nierówności w dnie doliny oraz żłobi rysy.
W obszarach górskich dawniej zlodowaconych spotykamy dziś porysowane powierzchnie skalne oraz zaokrąglone i wygładzone kształty – stok od strony nasuwającego się niegdyś lodowca jest łagodny, natomiast przeciwny stromy.

Dolina Pięciu Stawów Polskich stanowi górny fragment Doliny Roztoki i usytuowana jest w polodowcowym kotle powyżej górnej granicy lasów. Krajobraz doliny urozmaicają jeziora, wśród których znajduje się pięć największych i najbardziej znanych, zwanych Stawami: Przednim, Małym, Wielkim, Czarnym I Zadnim.
Największymi formami powstałymi wskutek erozyjnej działalności lodowców górskich są kary lodowcowe, zwane cyrkami lodowcowymi, oraz doliny lodowcowe.
Kary występują w górnej części doliny lodowcowej i mają kształt niszy otoczonej z trzech stron stromymi ścianami skalnymi. W dnach cyrków powszechnie występują jeziora, zwane cyrkowymi, na przykład Czarny Staw nad Morskim Okiem w Tatrach.
Poniżej cyrków ciągną się wydłużone formy terenu, zwane dolinami lodowcowymi. W czasie zlodowacenia były one wypełnione przez lód tworzący jęzor lodowcowy. Dno takiej doliny jest prawie płaskie, zbocza strome. Jej przekrój poprzeczny przypomina literę U, w przeciwieństwie do dolin rzecznych, których przekrój ma kształt litery V.

Polodowcowa dolina U-kształtna Isterdalen (Norwegia)
Specyficznymi dolinami polodowcowymi są fiordy, czyli długie, wąskie i głębokie zatoki morskie występujące w obszarach niegdyś zlodowaconych. Fiordy powstały wskutek pogłębienia przez jęzory lodowcowe dolin rzecznych, które istniały przed zlodowaceniem. Po stopieniu się lądolodu plejstoceńskiego poziom oceanu światowego podniósł się, co spowodowało zalanie fiordów wodą. Formy te występują między innymi w Norwegii, na Grenlandii, na zachodnich wybrzeżach Ameryki Północnej oraz w Nowej Zelandii.
W plejstocenie znaczne obszary Europy pokrył lądolód skandynawski. W swym maksymalnym zasięgu zajmował on około 5 mln km2. Przesuwając się kilkakrotnie z Gór Skandynawskich na południe, wykonał ogromną pracę niszczącą. Zdarł kilkadziesiąt metrów skał z obszaru Skandynawii i przetransportował ten materiał na południe, między innymi do Polski. Efektem erozyjnej działalności lądolodu skandynawskiego jest przede wszystkim niecka Morza Bałtyckiego.
Na obszarze północnej polski występują rynny lodowcowe. Są to miejscami głębokie, długie i wąskie zagłębienia powstałe wskutek erozyjnej działalności wód płynących pod lądolodem lub na jego przedpolu. Najniższe części rynien są wypełnione przeważnie wodą, tworząc jeziora rynnowe. Przykładami takich jezior są Gopło na Pojezierzu Kujawskim oraz Ostrzyckie i Radomskie Na Pojezierzu Kaszubskim.
Na przedpolu lądolodu wody pochodzące z jego topnienia łączyły się z rzekami spływającymi z południ, czyli z obszarów niepokrytych lodem. W ten sposób powstały potężne rzeki, które płynęły mniej więcej równolegle do czoła lądolodu w kierunku zachodnim i północnozachodnim. Rzeki te wyerodowały szerokie doliny, zwane pradolinami. Ich dnem płyną dziś niektóre rzeki na przykład Wisła między Toruniem a Bydgoszczą oraz Warta między Kołem i Śremem.
Budująca działalność lodowców górskich i lądolodów
Lodowce górskie, podobnie jak lądolody, transportują różnorodny materiał skalny. Materiał ten, niesiony w lodowcu lub na jego powierzchni, nazywamy moreną.
Lodowce górskie tworzą charakterystyczne akumulacyjne formy rzeźby. Przed czołem topniejącego lodowca tworzy się wał zbudowany z głazów i gruzu skalnego, zwany moreną czołową. Wzdłuż boków jęzora lodowcowego, w obrębie zboczy doliny lodowcowej. Gromadzi się materiał wytapiany z lodowca oraz odpadający z górnych części zboczy doliny. Po stopieniu lodowca pozostaje wąski wał ciągnący się wzdłuż zboczy doliny, zwany moreną boczną.

Rozmieszczenie materiału morenowego w lodowcu górskim
Innymi formami akumulacyjnymi utworzonymi przez wody pochodzące z topnienia lądolodu są ozy i kemy. Pierwsze z wymienionych to wydłużone i kręte formy pagórkowate zbudowane z piasków i żwirów. Powstają w szczelinach i tunelach lodowych. Mogą osiągnąć długość kilkuset kilometrów, na przykład ozy na Pojezierzu Fińskim. Wykorzystywane są one jako naturalne groble, którymi biegną drogi i linie kolejowe. Kemy są to pagórki często o nieregularnych kształtach, zbudowanych z warstwowych piasków i żwirów. Powstają najczęściej w szczelinach między bryłami martwego lodu.
Na polskich nizinach możemy prześledzić efekty akumulacyjnej działalności lądolodu skandynawskiego. Zawarty w lądolodzie materiał skalny osadzany jest podczas topnienia lodu. W czasie stagnacji czoła lądolodu, usypywane są wały i wzgórza moren czołowych. Ciągną się one dziesiątkami kilometrów, naśladując przebieg dawnej krawędzi lądolodu. Wysokości względne tych form wahają się od kilkunastu do kilkudziesięciu metrów. W Polsce najwyższym wzniesieniem morenowym jest Wieżyca Na Pojezierzu Kaszubskim, która ma 329 m n. p. m.
W czasie cofania się lądolodu na jego przedpolu odsłania się równina moreny dennej. Budujący ją materiał moreny stanowi bezładną mieszaninę iłów, piasków, żwirów, głazów i nosi nazwę gliny morenowej(zwałowej). W materiale morenowym występują czasem bryły lodu. Po ich wytopieniu powstają zagłębienia wytopiskowe. Mają one często okrągłe kształty, a dno ich wypełnia woda, tworząc jeziora.
Wody pochodzące z topniejącego lądolodu wynoszą na przedpole moren czołowych piaski i żwiry, budując z nich płaską powierzchnię, zwaną sandrem.
W strefie akumulacji lodowcowej spotyka się także drumliny. Są to niewielkie wzgórza o obłym kształcie, zbudowane z piasków i żwirów, czasem także gliny morenowej. Występują grupowo, tworząc tzw. pola drumlinowe na przykład w rejonie Golubia-Dobrzynia na Pojezierzu Chełmińskim.
Z akumulacyjną działalnością lądolodu wiążą się także liczne głazy narzutowe. Pochodzą one najczęściej z Gór Skandynawskich i z dna Bałtyku. Ważą czasem setki ton i mają kilkanaście metrów obwodu.

Głaz narzutowy o wysokości około 2 m na wyspie Olandii (Szwecja)
Działalność lądolodu w plejstocenie spowodowała powstanie w północnej Polsce charakterystycznej rzeźby, zwanej polodowcową. Tworzą ją głównie formy akumulacyjne: wały moren czołowych, równiny sandrowe, ozy, kemy i drumliny. W obrębie pokryw moreny dennej utworzyły się płaskie i faliste równiny moreny dennej. W wielu miejscach powstały niewielkie zagłębienia wytopiskowe. Wśród form erozyjnych spotkamy rynny lodowcowe oraz pradoliny.

Kategorie:Uncategorized

działalność wód płynących

13/03/2010 Komentarze wyłączone

Wody płynące są jednym z najważniejszych czynników rzeźbotwórczych na powierzchni Ziemi. Z wyjątkiem regionów podbiegunowych, pustyń oraz części obszarów bezodpływowych, ukształtowanie powierzchni Ziemi jest w przeważającej mierze wynikiem działalności wód płynących, głównie rzek.

Woda na lądach pochodzi przede wszystkim z opadów. Dlatego jej rzeźbotwórcza rola rozpoczyna się wtedy, kiedy dociera ona do powierzchni Ziemi.

Wody pochodzące z opadów wsiąkają w glebę lub spływają po powierzchni terenu. Po obfitych opadach następuje spływ powierzchniowy oaz spłukiwanie przez wodę zewnętrznej warstwy gleby (erozja gleby). Woda może także spływać strugami, żłobiąc teren wzdłuż linii spływów. W ten sposób powstają bruzdy i rozcięcia, a czasem nawet sporych rozmiarów wąwozy charakterystyczne dla obszarów zbudowanych z lessów.

Wody deszczowe działają okresowo i krótkotrwale. Znacznie potężniejszym czynnikiem rzeźbotwórczym niż wody opadowe są rzeki. W ciągu roku spływa z powierzchni lądów około 37 000 km3 wody. Działalność rzek polega na niszczeniu powierzchni Ziemi oraz transporcie i akumulacji niesionego materiału. Rzeźba terenu powstała w wyniku działania rzek nosi nazwę rzeźby fluwialnej. Tworzą ją głównie doliny rzeczne. Są to wklęsł formy terenu utworzone wskutek erozyjnej działalności rzek. Elementami doliny rzecznej są jej dno oraz zbocza. Dno doliny rozciągnięte jest korytem, w którym płynie rzeka. Przylegająca do koryta część dna doliny zalewana przez wody w czasie wezbrań rzeki nosi nazwę łożyska rzeki. Dolina ograniczona jest zboczami, czyli powierzchniami nachylonymi, rozciągającymi się między dnem a krawędzią wierzchowiny. W części źródliskowej rzeki znajduje się tzw. Zamknięcie doliny, natomiast kończy się ona ujściem w miejscu, gdzie rzeka uchodzi do innej rzeki, jeziora lub morza.

procesylitosfery.wordpress.com/2010/03/13/dzialalnosc-wod-plynacych/

Dolina rzeczna i jej elementy

Kształt doliny rzecznej zależy w dużym stopniu od budowy geologicznej podłoża, w szczególności odporności i ułożenia warstw skalnych. Biorąc pod uwagę profil poprzeczny doliny rzecznej, wyróżnia się dwa typy dolin rzecznych :
• Wciosowe, nazywane często V-kształtnymi o wąskim dnie i stromych zboczach.
• Płaskodenne o stromych zboczach i płaskim dnie.

Niektóre doliny rzeczne mają profil nieckowaty. Powstaje on najczęściej wskutek złagodzenia zboczy dolin płaskodennych przez procesy denudacyjne.

W większości rzek wyróżniamy bieg górny, środkowy i dolny. Różnica między nimi polega na spadku rzeki. W górnym biegu spadek rzeki jest przeważnie największy i płynie ona najszybciej. Dolina ma strome zbocza, a w jej dnie występują liczne progi, na których tworzą się czasem wodospady. Przeważa tu erozja wgłębna, prowadząca do pogłębiania doliny. W środkowym biegu rzeka płynie znacznie wolniej. Dominuje w nim erozja boczna, prowadząca do poszerzenia doliny. Stopniowo bieg środkowy przechodzi w bied dolny, w którym spadek rzeki jest niewielki. W tym odcinku rzeki przeważa akumulacja, czyli gromadzenie materiału niesionego przez rzekę.

Szybkość przemieszczania się wody w rzece nie jest jednakowa, najszybciej płynie w nurcie. W dolnym i środkowym biegu rzeki nurt często przesuwa się z jednego do drugiego brzegu. Wskutek tego bieg rzeki staje się coraz bardziej kręty, następnie tworzy ona zakola i meandry. Brzegi koryta w obrębie meandru są różnie wykształcone. Zewnętrzny jest stromy, gyż zachodzi podcinanie brzegu przez rzekę (erozja boczna), wewnętrzny jest przeważnie płaski, gdyż następuje akumulacja osadów. Często w czasie wiosennej powodzi lub innego przyboru wody następuje wyprostowanie biegu rzeki poprzez odcięcie meandru, z którego powstaje starorzecze.

Powstanie meandru i starorzecza
Powstanie meandru i starorzecza

Woda w rzece płynie zgodnie z siła grawitacji – z miejsc wyżej leżących do miejsc leżących niżej. Rzeka nie może więc w nieskończości pogłębiac swojego koryta. Najniższy poziom , jaki może osiągnąć erozja wgłębna w korycie rzecznym, określa tzw. Podstawa (baza) erozyjna. Głównymi bazami erozyjnymi rzek są poziom oceanu światowego oraz poziom dna obniżenia bezodpływowego (dla rzek obszaru bezodpływowego). Jeśli nastąpi zmiana głównej bazy erozyjnej, na przykład wskutek ruchów górotwórczych, ruchów lądotwórczych czy w wyniku zlodowaceń, rzeka może głębiej rozciąć dolinę. Pozostaną wtedy fragmenty starej doliny w postaci powierzchni płaskich o różnej szerokości, ciągnące się wzdłóż doliny. Formy takie nazywamy terasami rzecznymi.

Powstanie teras rzecznych w wyniku zmian bazy erozyjnej.
Powstanie terasów rzecznych w wyniku zmian bazy erozyjnej

Nie wszystkie rzeki mają wyraźne ukształtowane trzy odcinki biegu. Niektóre wypływają z gór i aż do ujścia mają duży spadek, a więc mają tylko bieg górny. Przykładem mogą być krótkie rzeki andyjskie uchodzące do Oceanu Spokojnego. Są też rzeki, które biorą początek na nizinach i od źródeł aż do ujścia zachowują charakter biegu dolnego, na przykład niektóre rzeki Niziny Wschodnioeuropejskiej.

Krzywa spadku rzeki
Krzywa spadku rzeki


Przełom Kwisty w pobliżu Osiecznicy koło Bolesławca na Dolnym Śląsku. Powstał w wyniku rozcinania przez rzekę wypiętrzającego się terenu.

Rzeki płynące w obszarach o zróżnicowanej budowie geologicznej, na przykład w górach lub na wyzynach, muszą przedzierać się przez przeszkody w postaci twardego podłoża lub pasma górskiego, które ulega wypiętrzeniu. W tych miejscach doliny rzecznej są znacznie węższe niż w innych, a ich zbocza bardziej strome. Takie odcinki rzeki nazywamy przełomami rzecznymi.

W dolnym biegu rzeki jej siła nośna najczęściej znacznie się osłabia. Dominującym procesem w dnie doliny jest akumulacja. W miejscach, gdzie prąd rzeki jest słabszy, tworzą się w korycie wydłużone piaszczyste i żwirowe nasypy, które podczas niskich stanów wody wystają nad jej powierzchnię.

Stozek napływowy przy ujściu Wiszni do Wisłoka na terenie Magurskiego Parku Narodowego. Froma ta powstaje ze spłukiwania materiału skalnego i osadzaniu się go w miejscach, gdzie spada siła nośna wody.
Typową formą akumulacji rzecznej są stożki napływowe. Powstają one najczęsciej tam, gdzie siła nośna rzeki ulega osłabieniu, wskutek czego część niesionego przez nią materiału jest osadzana. Takim miejscem jest wylot wąskiej doliny na przedpole gór lub ujścia bocznych dolin do wąskiej doliny głównej.

Specyficznym rodzajem stożka napływowego jest delta.Powstaje ona przy ujściu rzeki do jeziora lub spokojnej i płytkiej zatoki morskiej. Jest to nagromadzenie osadów piaszczystych, iglastych i mułu o wachlarzowym kształcie. Delty powstają tam, gdzie rzeki przynoszą więcej materiału, niż może być usunięte przez fale i prądy przybrzeżne.

Rzeki uchodzą do mórz i jezior nie tylko deltą, ale także lejkiem ujściowym, zwanym estuarium. Ten rodzaj ujścia powstaje w miejscach, gdzie działalność wód morskich lub jeziorna nie pozwala na akumulację osadów rzecznych. Zostają one uprzatnięte głównie przez silne prądy pływowe. Przykładami estuariów są ujścia Łaby, Tamizy, Loary, Konga i Rzeki Św. Wawrzyńca.

Przekrój przez deltę
Przekrój przez deltę

W obrębie delty wyróżnia się część nadwodną, zwaną deltą właściwą, oraz część podwodną, na ogół znacznie większą, wychodzącą daleko w morze. W zależności od charakteru ujścia deltowego wyróżnia się :

• Delty proste, mające kształt stożka rozprzestrzeniającego się symetrycznie w stosunku do jednoramiennego ujścia (na przykład delty Ebro i Donu).
• Delty złożone, wieloramienne i rozwijające się wielokierunkowo (na przykład delty Nilu, Gangesu i Brahmaputry).

Znaczenie rzek dla człowieka :
Rzeki wywarły duży wpływ na życie i gospodarkę człowieka. Za ich pośrednictwem następuje przenoszenie wody na znacze odległości. Rzeki mogą więc pełnić funkcje odwadniające i nawadniające pewne obszary Ziemi, co ma duże znaczenie dla rozwoju rolnictwa. Przy ujściu niektórych dużych rzek do morza następuje proces akumulacji osadów i tworzą się delty. W ten sposób rzeki przyczyniają się do powiększenia lądu.
Na obszarach suchych i półpustynnych, przez które przepływają duże rzeki, na przykład Nil w Egipcie cz Eufrat i Tygrys w Iraku doliny rzeczne są miejscami działalności gospodarczej – głównie rolnictwa. Wodę z rzek wykorzystuje się także do nawadniania obszarów pustynnych.
Rzeki transportują piaski i żwiry i osadzają je w swoich dolinach. Powstają w ten sposób złoża cennych surowców budowlanych. Złoża piasków i żwirów rzecznych mają przewagę nad innymi, na przykład wodno-lodowcowymi lub wydmowymi, ponieważ ciągle się tworzą, a więc są odnawialne.
Działalność erozyjna rzek spowodowała utworzenie w górach głębokich dolin rzecznych. Niektóre z nich przecinają pasmo górskie. Istnienie tych form ułatwia człowiekowi budowę szlaków komunikacyjnych. Ważne linie kolejowe i drogi biegną często dolinami rzecznymi.
Od dawna w dolinach dużych rzek, a zwłaszcza na wysokich terenach, buduje się osady ludzkie. Nad rzekami powstały wielkie miasta. Ludzie korzystają z rzek jako taniego źródła energii, budując elektrownie wodne. Rzeki są także ważnymi drogami komunikacyjnymi oraz źródłem wody pitnej.
Woda jest również niezbędnym surowcem do rozwoju przemysłu. Zakłady przemysłowe zużywają w procesach produkcyjnych duże ilości wody. Dlatego też często lokalizuje się je nad rzekami.
Podane wyżej przykłady świadczą dobitnie o dużym znaczenie rzek w życiu i gospodarce człowieka.
Wody płynące stanowią istotny czynnik podnoszący atrakcyjność turystyczną krajobrazu. Turystów przyciągają wielkie rzeki, źródła, malownicze odcinki dolin i wodospady. Duże znaczenie ma także możliwość wypoczynku, rekreacji i uprawiania sportów wodnych.

Kategorie:Uncategorized

działalność wiatru

13/03/2010 Komentarze wyłączone

Wiatr jest to poziomy ruch powietrza w określonym kierunku. Powstaje w wyniku różnicy ciśnienia atmosferycznego. Wiatr to zjawisko atmosferyczne powszechnie występujące przy powierzchni Ziemi. Jest on przede wszystkim czynnikiem transportu, a jego siła nośna zależy od prędkości. Słaby wiatr przenosi drobny pył, silniejszy ziarna piasku, a nawet większe okruchy skalne. Transport materiału skalnego przez wiatr może jedynie odbywać się, gdy materiał ten :
-jest dostatecznie rozdrobniony,
-jest suchy i nie zamarznięty,
-nie jest pokryty zwartą roślinnością
Warunki takie występują na nadmorskich plażach i wydmach, w obszarach pokrytych przez wydmy śródlądowe, w wysokich górach oraz na pustyniach, półpustyniach i stepach.
Działalność wiatru uwarunkowana jest przez wietrzenie fizyczne, które dostarcza drobnych cząsteczek mineralnych. Bez nich bowiem rzeźbotwórcza działalność wiatru byłaby niemożliwa. Sam wiatr uderzając o skałę, nie wywołuje żadnego skutku. Niosąc natomiast okruchy skalne, działa niszcząco i budująco.
Obszarami, na których wiatr jest głównym czynnikiem rzeźbotwórczym są pustynie i półpustynie.

Krajobraz pustynny
Działalność wiatru może być trojakiego rodzaju :
• Niszcząca – polegająca na wywiewaniu (deflacja) albo zdzieraniu, nadgryzaniu, szlifowaniu i polerowaniu (korazja).
• Transportująca – przejawiająca się w przenoszeniu okruchów skalnych, często o znacznych rozmiarach.
• Akumulacyjna – związana z gromadzeniem transportowanego materiału.

Niszcząca działalność wiatru :
• Deflacja
Deflacja, czyli wywiewanie materiału, powoduje obniżenie powierzchni terenu, odsłaniając jednocześnie niezwietrzałą jeszcze, litą skałę. Na terenie, gdzie przeważa deflacyjna działalność wiatru, tworzą się różnego kształtu misy deflacyjne i tzw. góry świadki (ostańce). Warunkiem powstania tych form jest różna budowa geologiczna. Na obszarach zbudowanych ze skał o różnej odporności na wietrzenie przebiega ona w różny sposób – wietrzenie mechaniczne i deflacja szybciej niszczą skały mało odporne, wolniej skały twarde, odporniejsze. Góry świadki świadczą zatem o pierwotnej powierzchni terenu i o ilości wywianego materiału skalnego.
• Korazja
Transportowane wiatrem cząstki skalne różnej wielkości uderzają o skały stanowiące przeszkodę na ich drodze, szlifując je i polerując – jest to proces korazji. Najwięcej najcięższych cząstek skalnych unosi wiatr tuz nad ziemią – w tych rejonach korazja jest najsilniejsza, a niszczone przez materiał skalny podnóża gór świadków przybierają fantastyczne kształty – w postaci grzybów skalnych.

Grzyb skalny

Budująca działalność wiatru :
• Akumulacja
Malejąca siła wiatru lub napotkane po drodze przeszkody powodują osadzanie transportowanego materiału – akumulację. Im dalej od terenów wywiewania, tym osadzany materiał jest drobniejszy. Na obszarach suchych deflacja powoduje tworzenie się pustyń kamienistych (hamada) lub żwirowych (serir). Pustynie piaszczyste (ergi) tworzą się na obszarach akumulacji piasku. Przykładami tych pustyń są :
– hamada – znaczna część Sahary i Tybetu, część gór Skalistych.
– serir – również znaczna część Sahary, część pustyń w Australii.
– erg – Wielki Erg Zachodni i Wschodni na Saharze, pustynie australijskie (Wiktorii i Piaszczysta), Kara-Kum, Kyzył -Kum, Atacama.

Najczęstsze są pustynie o charakterze mieszanym, żwirowo-piaszczyste. Na pustyniach piaszczystych wiatr z akumulowanego piasku tworzy wydmy. Nawet najmniejsza przeszkoda powoduje zatrzymanie piasku przesypywanego przez wiatr i usypywanie wydm.
Mają one różne rozmiary oraz różną prędkość przesuwania się (wędrówka wydm). Zależy to od siły wiatru, ilości i spoistości piasku.

W zależności od kształtu i stopnia ruchliwości wyróżnia się różne typy wydm na Ziemi. Na pustyniach piaszczystych, gdzie poziom wód gruntowych lezy bardzo głęboko, a roślinność jest skąpa, tworz a się wydmy zwane barachami. Mają one kształt sierpa. Barachany zwrócone są wypukłą częścią pod wiatr, a ramiona ich skierowane są zd\godnie z kierunkiem wiatru. Wąskie ramiona przemieszczają się szybciej niż część centralna wydmy. Barachany często łaczą się ze sobą, tworząc długie piaszczyste wały, które noszą nazwę wydm zwałowych. Ciągną się one nieraz setki kilometrów. Typowymi barachami są niskie i mające do 15 m wysokości. Pola tych wydm występują między innymi na pustyniach : Gobi i Saharze.

Barachany

W dolinach rzecznych oraz na obszarach pokrytych piaskami w klimacie umiarkowanym występują często wydmy paraboliczne. Ramiona tych wydm porasta niekiedy roślinność, powodująca, że ich część środkowa przemieszcza się szybciej. Wydmy paraboliczne przypominają literę U. Większość wydm śródlądowych w Polsce należy do typu parabolicznego, jest porośnięta roślinnością i unieruchomiona. Największe czynne wydmy w Polsce występują w okolicach Łeby nad Morzem Bałtyckim i objęte są ochroną na terenie Słowińskiego Parku Narodowego.

Wydma paraboliczna

Oprócz wydm parabolicznych i barachanów wyróżniamy następujące rodzaje wydm :
-wydma wałowa podłużna – występuje również na obszarach suchych. Powstaje przez połącznie się barachanów. Barachany są wydłużone jeden za drugim. Tworzy się w ten sposób podłużny wał równoległy w kierunku wiatru.

Wydmy podłużne
-wydma wałowa poprzeczna – ma kształt walu prostopadłego do kierunku wiania wiatru. Moę powstać wtedy, gdy barachany lub wydmy paraboliczne łączą się ze sobą ramionami.

Wydmy poprzeczne
-wydma gwieździsta – pagórki o nieregularnych kształtach. Występują w obszarach, gdzie występują wiatry różnych kierunków.

Wydmy gwieździste

W wyniku akumulacji eolicznej powstają również pokrywy lessowe.
Less jest zwięzłą skałą osadową okruchową, zbudowaną z pyłu (głównie kwarcowego). Pył ten wytworzył się na przedpolu lodowca, gdzie miało miejsce intensywne wietrzenie mrozowe. Zawsze na obszarach zlodowaconych powstają wyże termiczne, od których wieją wiatry. Wiatr porywa cząsteczki pyłu i osadza je w pewnej odległości od lodowca. Pokrywy lessowe mogą powstawać również wskutek osadzania przez wiatr pyłów pustynnych.

Kategorie:Uncategorized

rzeźbotwórcza działalność wód płynących

13/03/2010 Komentarze wyłączone

Rzeźbotwórcza działalność wód płynących
Wody płynące są jednym z najważniejszych czynników rzeźbotwórczych na powierzchni Ziemi. Z wyjątkiem regionów podbiegunowych, pustyń oraz części obszarów bezodpływowych, ukształtowanie powierzchni Ziemi jest w przeważającej mierze wynikiem działalności wód płynących, głównie rzek.
Woda na lądach pochodzi przede wszystkim z opadów. Dlatego jej rzeźbotwórcza rola rozpoczyna się wtedy, kiedy dociera ona do powierzchni Ziemi.
Wody pochodzące z opadów wsiąkają w glebę lub spływają po powierzchni terenu. Po obfitych opadach następuje spływ powierzchniowy oaz spłukiwanie przez wodę zewnętrznej warstwy gleby (erozja gleby). Woda może także spływać strugami, żłobiąc teren wzdłuż linii spływów. W ten sposób powstają bruzdy i rozcięcia, a czasem nawet sporych rozmiarów wąwozy charakterystyczne dla obszarów zbudowanych z lessów.
Wody deszczowe działają okresowo i krótkotrwale. Znacznie potężniejszym czynnikiem rzeźbotwórczym niż wody opadowe są rzeki. W ciągu roku spływa z powierzchni lądów około 37 000 km3 wody. Działalność rzek polega na niszczeniu powierzchni Ziemi oraz transporcie i akumulacji niesionego materiału. Rzeźba terenu powstała w wyniku działania rzek nosi nazwę rzeźby fluwialnej. Tworzą ją głównie doliny rzeczne. Są to wklęsł formy terenu utworzone wskutek erozyjnej działalności rzek. Elementami doliny rzecznej są jej dno oraz zbocza. Dno doliny rozciągnięte jest korytem, w którym płynie rzeka. Przylegająca do koryta część dna doliny zalewana przez wody w czasie wezbrań rzeki nosi nazwę łożyska rzeki. Dolina ograniczona jest zboczami, czyli powierzchniami nachylonymi, rozciągającymi się między dnem a krawędzią wierzchowiny. W części źródliskowej rzeki znajduje się tzw. Zamknięcie doliny, natomiast kończy się ona ujściem w miejscu, gdzie rzeka uchodzi do innej rzeki, jeziora lub morza.

Dolina rzeczna i jej elementy
Kształt doliny rzecznej zależy w dużym stopniu od budowy geologicznej podłoża, w szczególności odporności i ułożenia warstw skalnych. Biorąc pod uwagę profil poprzeczny doliny rzecznej, wyróżnia się dwa typy dolin rzecznych :
• Wciosowe, nazywane często V-kształtnymi o wąskim dnie i stromych zboczach.
• Płaskodenne o stromych zboczach i płaskim dnie.
Niektóre doliny rzeczne mają profil nieckowaty. Powstaje on najczęściej wskutek złagodzenia zboczy dolin płaskodennych przez procesy denudacyjne.

W większości rzek wyróżniamy bieg górny, środkowy i dolny. Różnica między nimi polega na spadku rzeki. W górnym biegu spadek rzeki jest przeważnie największy i płynie ona najszybciej. Dolina ma strome zbocza, a w jej dnie występują liczne progi, na których tworzą się czasem wodospady. Przeważa tu erozja wgłębna, prowadząca do pogłębiania doliny. W środkowym biegu rzeka płynie znacznie wolniej. Dominuje w nim erozja boczna, prowadząca do poszerzenia doliny. Stopniowo bieg środkowy przechodzi w bied dolny, w którym spadek rzeki jest niewielki. W tym odcinku rzeki przeważa akumulacja, czyli gromadzenie materiału niesionego przez rzekę.
Szybkość przemieszczania się wody w rzece nie jest jednakowa, najszybciej płynie w nurcie. W dolnym i środkowym biegu rzeki nurt często przesuwa się z jednego do drugiego brzegu. Wskutek tego bieg rzeki staje się coraz bardziej kręty, następnie tworzy ona zakola i meandry. Brzegi koryta w obrębie meandru są różnie wykształcone. Zewnętrzny jest stromy, gyż zachodzi podcinanie brzegu przez rzekę (erozja boczna), wewnętrzny jest przeważnie płaski, gdyż następuje akumulacja osadów. Często w czasie wiosennej powodzi lub innego przyboru wody następuje wyprostowanie biegu rzeki poprzez odcięcie meandru, z którego powstaje starorzecze.

Powstanie meandru i starorzecza
Woda w rzece płynie zgodnie z siła grawitacji – z miejsc wyżej leżących do miejsc leżących niżej. Rzeka nie może więc w nieskończoości pogłebiac swojego koryta. Najniższy poziom , jaki może osiągnąć erozja wgłębna w korycie rzecznym, określa tzw. Podstawa (baza) erozyjna. Głównymi bazami erozyjnymi rzek są poziom oceanu światowego oraz poiozm dna obniżenia bezodpływowego (dla rzek obszaru bezodpływowego). Jeśli nastąpi zmiana głównej bazy erozyjnej, na przykład wskutek ruchów górotwórczych, ruchów ladotwórczych czy w wyniku zlodowaceń, rzeka może głębiej rozciąć dolinę. Pozostaną wtedy fragmenty starej doliny w postaci powierzchni płaskich o różnej szerokości, ciągnące się wzdłóż doliny. Fomy takie nazywamy terasami rzecznymi.

Powstanie teras rzecznych w wyniku zmian bazy erozyjnej
Nie wszystkie rzeki mają wyraźne ukształtowane trzy odcinki biegu. Niektóre wypływają z gór i aż do ujścia mają duży spadek, a więc mają tylko bieg górny. Przykładem mogą być krótkie rzeki andyjskie uchodzące do Oceanu Spokojnego. Są też rzeki, które biorą początek na nizinach i od źródeł aż do ujścia zachowują charakter biegu dolnego, na przykład niektóre rzeki Niziny Wschodnioeuropejskiej.

Krzywa spadku rzeki
Działalność rzeki Przewaga erozji wgłębnej Przewaga erozji bocznej Przewaga akumulacji
Typowy profil poprzeczny doliny Doliny wciosowe o profilu V-kształtnym
Dolina skrzynkowa , dolina nieckowata Szeroka dolina rzeczna

Spadek duży średni mały
Typowe osady Otoczaki i różnej wielkości odłamki skalne Piaski, żwiry i otoczaki Piaski, muły
Elementy doliny Wąskie dno, strome zbocza, w korycie liczne progi skalne i wodospady Płaskie i szerokie dno, łagodne lub strome zbocza, występują często meandry oraz terasy Płaskie i szerokie dno, najczęściej słabo wykształcone zbocza, występują meandry, starorzecza i terasy

Przełom Kwisty w pobliżu Osiecznicy koło Bolesławca na Dolnym Śląsku. Powstał w wyniku rozcinania przez rzekę wypiętrzającego się terenu.

Rzeki płynące w obszarach o zróżnicowanej budowie geologicznej, na przykład w górach lub na wyzynach, muszą przedzierać się przez przeszkody w postaci twardego podłoża lub pasma górskiego, które ulega wypiętrzeniu. W tych miejscach doliny rzecznej są znacznie węższe niż w innych, a ich zbocza bardziej strome. Takie odcinki rzeki nazywamy przełomami rzecznymi.
W dolnym biegu rzeki jej siła nośna najczęściej znacznie się osłabia. Dominującym procesem w dnie doliny jest akumulacja. W miejscach, gdzie prąd rzeki jest słabszy, tworzą się w korycie wydłużone piaszczyste i żwirowe nasypy, które podczas niskich stanów wody wystają nad jej powierzchnię.

Stozek napływowy przy ujściu Wiszni do Wisłoka na terenie Magurskiego Parku Narodowego. Froma ta powstaje ze spłukiwania materiału skalnego i osadzaniu się go w miejscach, gdzie spada siła nośna wody.
Typową formą akumulacji rzecznej są stożki napływowe. Powstają one najczęsciej tam, gdzie siła nośna rzeki ulega osłabieniu, wskutek czego część niesionego przez nią materiału jest osadzana. Takim miejscem jest wylot wąskiej doliny na przedpole gór lub ujścia bocznych dolin do wąskiej doliny głównej.
Specyficznym rodzajem stożka napływowego jest delta.Powstaje ona przy ujściu rzeki do jeziora lub spokojnej i płytkiej zatoki morskiej. Jest to nagromadzenie osadów piaszczystych, iglastych i mułu o wachlarzowym kształcie. Delty powstają tam, gdzie rzeki przynoszą więcej materiału, niż może być usunięte przez fale i prądy przybrzeżne.
Rzeki uchodzą do mórz i jezior nie tylko deltą, ale także lejkiem ujściowym, zwanym estuarium. Ten rodzaj ujścia powstaje w miejscach, gdzie działalność wód morskich lub jeziorna nie pozwala na akumulację osadów rzecznych. Zostają one uprzatnięte głównie przez silne prądy pływowe. Przykładami estuariów są ujścia Łaby, Tamizy, Loary, Konga i Rzeki Św. Wawrzyńca.

Przekrój przez deltę

W obrębie delty wyróżnia się część nadwodną, zwaną deltą właściwą, oraz część podwodną, na ogół znacznie większą, wychodzącą daleko w morze. W zależności od charakteru ujścia deltowego wyróżnia się :
• Delty proste, mające kształt stożka rozprzestrzeniającego się symetrycznie w stosunku do jednoramiennego ujścia (na przykład delty Ebro i Donu).
• Delty złożone, wieloramienne i rozwijające się wielokierunkowo (na przykład delty Nilu, Gangesu i Brahmaputry).

Znaczenie rzek dla człowieka :
Rzeki wywarły duży wpływ na życei i gospodarkę człowkieka. Za ich pośrednictwem następuje przenoszenie wody na znacze odległości. Rzeki mogą więcpełnić funkcje odwadniające i nawadniające pewne obszary Ziemi, co ma duże znaczenie dla rozwoju rolnictwa. Przy ujściu niektórych duzych rzek do morza następuje proces akumulacji osadów i tworzą się delty. W ten sposób rzeki przyczyniają się do powiększenia lądu.
Na obszarach suchych i półpustynnych, przez które przepływają duże rzeki, na przykład Nil w Egipcie cz Eufrat i Tygrys w Iraku doliny rzeczne są miejscami działalności gospodarczej – głównie rolnictwa. Wodę z rzek wykorzystuje się także do nawadniania obszarów pustynnych.
Rzeki transportują piaski i żwiry i osadzają je w swoich dolinach. Powstają w ten sposób złoża cennych surowców budowlanych. Złoża piasków i żwirów rzecznych mają przewagę nad innymi, na przykład wodnolodowcowymi lub wydmowymi, ponieważ ciągle się tworzą, a więc są odnawialne.
Działalność erozyjna rzek spowodowała utworzenie w górach głębokich dolin rzecznych. Niektóre z nich przecinają pasmo górskie. Istnienie tych form ułatwia człowiekowi budowę szlaków komunikacyjnych. Ważne linie kolejowe i drogi biegną często dolinami rzecznymi.
Od dawna w dolinach dużych rzek, a zwłaszcza na wysokich terenach, buduje się osady ludzkie. Nad rzekami powstały wielkie miasta. Ludzie korzystają z rzek jako taniego źródła energii, budując elektrownie wodne. Rzeki sa także ważnymi drogami komunikacyjnymi oraz źródłem wody pitnej.
Woda jest również niezbednym surowcem do rozwoju przemysłu. Zakłady przemysłowe zużywają w procesach produkcyjnych duże ilości wody. Dlatego też często lokalizuje się je nad rzekami.
Podane wyżej przykłady świadczą dobitnie o dużym znaczenie rzek w życiu i gospodarce człowieka.
Wody płynące stanowią istotny czynnik podnoszący atrakcyjność turystyczną krajobrazu. Turystów przyciągają wielkie rzeki, źródła, malownicze odcinki dolin i wodospady. Duże znaczenie ma także możliwość wypoczynku, rekreacji i uprawiania sportów wodnych.

Kategorie:Uncategorized

Zjawiska krasowe

13/03/2010 Komentarze wyłączone

W Polsce kras występuje w Tatrach, na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej, w Górach Świętokrzyskich i w Sudetach. Najdłuższą jaskinią w Polsce jest Jaskinia Miętusia – o długości 9km, a najdłuższa jaskinia na świecie to Jaskinia Mamutowa w USA – o długości około 500 km.

Kategorie:Uncategorized