1

2

Wydano za zgodą Rektora

Materiały pomocnicze do zajęć

z przedmiotu „geologia i geomorfologia”

dla studentów kierunku ochrona środowiska

nierecenzowane

W procesie wydawniczym pominięto

etap opracowania językowego.

Wersja elektroniczna materiałów

została przygotowana przez Autora.

geologia

geomorfologia

Wszelkie prawa zastrzeżone.

śaden fragment publikacji nie może być powielany

w jakiejkolwiek formie.

ISBN 978-83-7199-806-5

Oficyna Wydawnicza Politechniki Rzeszowskiej

al. Powstańców Warszawy 12, 35-959 Rzeszów

e-mail: [e-mail]

3

SPIS TREŚCI


Wstęp ................................................................................................................................

5

1. Geosfera Ziemi .............................................................................................................

6

2. Elementy mineralogii i petrologii ................................................................................

7

3. Geologiczne procesy kształtujące powierzchnię Ziemi ...............................................

39

3.1. Procesy endogeniczne ........................................................................................

39

3.2. Procesy egzogeniczne ........................................................................................

42

4. Budowa geologiczna Polski z ujęciem Podkarpacia ....................................................

57

5. Rodzaje map geologicznych .........................................................................................

62

Materiał źródłowy ............................................................................................................

64

4

5

WSTĘP

Materiały dydaktyczne pt.” Zarys geologii i geomorfologii” opracowano z myślą o

studentach I roku Ochrony Środowiska, Wydziału Budownictwa i Inżynierii Środowiska

Politechniki Rzeszowskiej. Niniejsze opracowanie ma na celu przybliżenie przyszłym

inżynierom ochrony środowiska podstawowej wiedzy z zakresu geologii i geomorfologii,

wymaganej na studiach technicznych. Zarówno geologia jak i geomorfologia należą do nauk

zajmujących się badaniem Ziemi. Najogólniej geologia zajmuje się budową i dziejami Ziemi

oraz procesami geologicznymi, jakie zachodzą w jej wnętrzu i na jej powierzchni. W trakcie

rozwoju geologia uległa podziałowi na nauki podstawowe i stosowane.

Do nauk podstawowych w geologii zaliczamy m.in.:

- geologię dynamiczną, która zajmuje się ruchami i zmianami dynamicznymi skorupy

ziemskiej oraz procesami egzo- i endogenicznymi zachodzącymi w jej obrębie.

- geologię historyczną, badającą zmiany jakim podlegała ziemia w ciągu długich jej dziejów.

Ustala kolejność powstania utworów skalnych oraz ostateczne rozmieszczenie lądów i mórz

w danych epokach geologicznych.

-tektonikę - zajmującą się badaniem zaburzeń w układzie mas skalnych.

Naukami pomocniczymi w geologii są m.in.:

-petrografia, zajmującą się badaniem skał,

-mineralogia, badającą powstawanie minerałów, ich własności fizyczne oraz chemiczne,

-geochemia – nauka o rozmieszczeniu i krążeniu pierwiastków chemicznych w skorupie

ziemskiej.

Do geologii stosowanej, mającej praktyczne znaczenie zaliczamy:

- geologię inżynierską, która zajmuje się mi.in. określaniem warunków gruntowych w miejscu

projektowanych obiektów budowlanych,

- hydrogeologię, naukę o wodach podziemnych.

Geomorfologia jest zaś nauką o formach i formowaniu powierzchni Ziemi. Jej

zadaniem jest badanie rzeźby lądów i den morskich; zajmuje się pochodzeniem i wiekiem

form, procesami rzeźbotwórczymi i prawami rozwoju rzeźby.

6

1.

GEOSFERY ZIEMI

Kula ziemska ma budowę strefową. Najbardziej zewnętrzna warstwa nosi nazwę

skorupy ziemskiej. Pod nią leży strefa zwana płaszczem, a poniżej płaszcza znajduje się

wewnętrzna strefa Ziemi, czyli jądro.

Skorupa ziemska

Jest w stałym stanie skupienia i nie wszędzie jest jednakowa. Badania

fal sejsmicznych pozwoliły ustalić, że na obszarach kontynentów wynosi około 30 km, a pod

łańcuchami górskimi wzrasta do 70 km. Znacznie cieńsza jest pod dnem oceanów gdzie

osiąga zaledwie kilkanaście km. W obrębie skorupy ziemskiej rozróżniamy skorupę

kontynentalną oraz oceaniczna.

Skorupa kontynentalna (lżejsza, zbudowana głownie ze skał kwaśnych) ma budowę

trójwarstwową

Skorupa oceaniczna (cięższa, zbudowana głównie ze skał zasadowych)

Litosfera - Skorupa ziemska (po nieciągłość Moho) oraz część płaszcza górnego
(astenosfery)

Płaszcz Ziemi

– jest dużo grubszy od skorupy ziemskiej, zbudowany z materii w stanie

stałym, różniącej się jednak gęstością od skał litosfery. Najwyższą częścią płaszcza Ziemi jest

Astenosfera. Jest ona półplastyczna. Zaczyna się na głębokości od kilku km (pod grzbietami

śródoceanicznymi) do 80 i 100 km a nawet czasem 200 km pod tarczami (starymi

kontynentami). Płaszcz w górnej części zbudowany jest z, Cr, Fe, Si, Mg a dolna część

zawiera jeszcze Ni. W górnym płaszczu ziemi występują perydotyty, czyli skały magmowe

głębinowe, skrajnie melanokratyczne o zawartości krzemionki poniżej 45 %, bogate w

oliwiny

Jądro

–występuje poniżej nieciągłości Gutenberga, czyli poniżej 2900 km. Informacje

dotyczące budowy tej części ziemi pochodzą jedynie z prędkości przebiegu fal sejsmicznych.

Jego budowa nie jest jednorodna. Jądro zewnętrzne jest w formie cieczy, zbudowane ze

stopionego Ni i Fe. Jądro wewnętrzne natomiast występuje w formie ciała stałego o składzie

Fe i Ni

7

2.

ELEMENTY MINERALOGII I PETROGRAFII

Podstawowe definicje

Minerał to pierwiastek lub grupa pierwiastków powstałych w wyniku naturalnych procesów

geologicznych. Główny budulec skały. Może występować w formie krystalicznej bądź

amorficznej. Minerały wykazują konkretne cechy fizyczne, mechaniczne i optyczne na

podstawie, których jesteśmy wstanie je od siebie odróżnić. Są to miedzy innymi połysk,

barwa, twardość, przełom, łupliwość.

Skała: zespół złożony z jednego bądź wielu minerałów, powstały wskutek działania procesów

geologicznych

lub

kosmologicznych.

Skała

może

być

skonsolidowana

lub

nieskonsolidowana. Definicja ta nie obejmuje gleby. Ze względu na warunki tworzenia

wyróżnia się skały magmowe, osadowe i metamorficzne. Zaś ze względu na skład mineralny

skały mono-i polimineralne.

Własności minerałów

Budowa wewnętrzna minerałów

Atomy lub jony pierwiastków wchodzących w skład danego minerału są w nim ułożone w

sposób uporządkowany i prawidłowy. Takie prawidłowe ułożenie atomów i jonów nazywamy

siecią krystaliczną lub siecią przestrzenną. Minerały o takiej budowie wewnętrznej tworzą

kryształy. Przykładami takich minerałów są np.: halit NaCl, kwarc SiO

2

, kalcyt CaCO

3

, piryt

PbS

2

. Niektóre z nich nie wykazują jednak prawidłowości w budowie wewnętrznej, ich atomy

ułożone są bezładnie. Minerały takie nie tworzą kryształów i z tego względu określa się je

jako ciała bezpostaciowe jak np.: opal SiO

2

x nH

2

O.

Elementy symetrii kryształu i układy krystalograficzne

Przejawem obecności sieci krystalicznej w minerale jest wyodrębnienie w krysztale

powtarzających się takich samych elementów geometrycznych (ścian, krawędzi,

wierzchołków). Elementy ograniczające kryształy możemy scharakteryzować za pomocą

elementów symetrii kryształów, tj. płaszczyzn symetrii, osi symetrii i środka symetrii.

Płaszczyzna symetrii (symbol P) jest to płaszczyzna, która dzieli kryształ na dwie równe

części, mające się do siebie jak przedmiot do swojego odbicia zwierciadlanego. Niektóre

kryształy wykazują kilka płaszczyzn symetrii (maksymalnie dziewięć fig.), ale istnieją też

takie, które nie mają ich w ogóle.

8

Oś symetrii (symbol L

n

) jest prostą przechodzącą przez środek kryształu wokół której

kryształ obrócony o 360

0

przyjmuje n krotną ilość tego samego elementu. Znane są osie

dwukrotne (L

2

), trójkrotne (L

3

), czterokrotne (L

4

) i sześciokrotne (L

6

).W krysztale może

występować więcej niż jedna oś o określonej krotności (np.:3L

2

) a także osie symetrii o

różnej krotności (np.: 3L

4

, 4L

3

). Istnieją również kryształy nie mające osi symetrii.

Centrum symetrii (symbol C) jest to punk wewnątrz kryształu taki, że gdy przeprowadzimy

przez niego dowolną prostą przetnie nam ona dwa takie same elementy powierzchniowe w

krysztale. Centrum symetrii w krysztale wyróżniamy tylko jedno, istnieją kryształy nie

posiadające centrum symetrii. Wystarczającym warunkiem istnienia centrum symetrii w

krysztale jest obecność dwóch równoległych do siebie płaszczyzn.

Układy krystalograficzne

Charakteryzując typ sieci przestrzennej rozpatruje się najmniejszy element jej budowy

ograniczony 8 węzłami zwany komórką elementarną. Kryształy wykazujące ten sam typ sieci

przestrzennej zalicza się do tego samego układu krystalograficznego. Komórka elementarna

jest charakteryzowana na podstawie odległości pomiędzy węzłami na trzech osiach

krystalograficznych tj. X,Y,Z oraz kątami pomiędzy tymi osiami. Odległość pomiędzy

najbliższymi węzłami sieci oznacza się małymi literami (a na osi X, b na osi Y, c na osi Z).

Kąty oznacz się –α pomiędzy osiami Y i Z, β – pomiędzy osiami X i Z oraz γ – pomiędzy

osiami X i Y. Na podstawie wartości odcinków a,b i c oraz katów α,β,γ czyli tzw. parametrów

sieci wyróżniono 7 układów krystalograficznych. Wyróżniamy układy: trójskośny,

jednoskośny, rombowy, trygonalny, tetragonalny, heksagonalny i regularny .Charakterystykę

poszczególnych układów krystalograficznych przedstawia tabela 1.

Tabela 1. Charakterystyka układów krystalograficznych

Układ

krystalograficzny

Stałe sieciowe

Symetria

minimum

Symetria

maksimum

Kąty

międzyosiowe

Odcinki

jednostkowe

trójskośny

α ≠ β≠ γ≠ 90

O

a≠ b≠ c

-

C

jednoskośny

α = γ = 90

O

≠ β

a≠ b≠ c

L

2

lub P

L

2

PC

rombowy

α = β≠=γ= 90

O

a= b≠ c

3L

2

lub

L

2

2P

3L

2

3PC

trygonalny

α = β= 90

O

γ=120

o

a= b= c

L

3

L

3

3L

2

4PC

9

trygonalny

(romboedryczny)

α =β= γ≠ 90

O

a= b≠ c

tetragonalny

α = β=γ= 90

O

a= b≠ c

L

4

L

4

4L

2

5PC

heksagonalny

α = β= 90

O

γ=120

o

a= b≠ c

L

6

L

6

6L

2

7PC

regularny

α =β= γ= 90

O

a= b= c

4L

3

4L

3

3L

4

6L

2

9PC

Własności fizyczne

Minerały są związkami posiadającymi swoje charakterystyczne własności fizyczne

wektorowe i skalarne oraz chemiczne. Własności fizyczne umożliwiają nam określenie cech

diagnostycznych minerału bez korzystania ze skomplikowanych badań analitycznych. Do

najważniejszych z nich należą: twardość, łupliwość, przełam, barwa, rysa, połysk,

przeźroczystość.

Twardość minerałów jest to opór, który stawia powierzchnia minerału przy próbie jej

zarysowania. Ale nie jest to wytrzymałość na uderzenie Twardość określamy za pomaca tzw.

skali Mohsa, która przedstawia 10 minerałów wzorcowych uszeregowanych w kolejności od

najmiększych do najtwardszych:

1 - Talk Mg

2

(OH)

2

[SiO

10

]

2 – Gips CaSOx2H

2

O

3 – Kalcyt CaCO

3

4 – Fluoryt CaF

2

5 – Apatyt Ca

5

(Cl, F, OH)[PO

4

]

3

6 – Ortoklaz K[AlSi

3

O

8

]

7 – Kwarc SiO

2

8 – Topaz Al

2

(F,OH)

2

[SiO

4

]

9 – Korund Al

2

O

3

10. Diament C

Posługując się minerałami tej skali, lub innymi minerałami o znanej twardości przyjmuje się

zależność , że dwa minerały mają jednakową twardość , jeśli się wzajemnie rysują

Łupliwość jest to zdolność minerałów do pękania wzdłuż równoległych płaszczyzn tzw.

płaszczyzn łupliwości pod wpływem uderzenia lub nacisku. Minerały mogą wykazywać

łupliwość wzdłuż jednego kierunku, jak np. łyszczyki, wzdłuż dwóch, jak np. ortoklaz,

piroksen i trzech kierunkach, jak np. kalcyt, halit. Ze względu na charakter uzyskiwanych

płaszczyzn wyróżniamy następujące rodzaje łupliwości:

10

•

doskonałą – charakterystyczna dla minerałów obudowie blaszkowej, które

wykazują zdolności do dzielenie się na bardzo cienkie blaszki o dużych

powierzchniach , np. łyszczyki;

•

bardzo dobrą – maja ją głównie minerały, które z łatwością można dzielić na

fragmenty ograniczone prawidłowymi, gładkimi ścianami, pokrywającymi się

najczęściej ze ścianami kryształów macierzystych, np: kalcyt, halit, galena;

•

wyraźną – minerały rozpadają się wzdłuż określonych i gładkich płaszczyzn

oprócz których powstają drobne, przypadkowe powierzchnie przełamu. Takim

stopniem łupliwości charakteryzują się takie minerały jak amfibole, pirokseny;

•

niewyraźną – łupliwość tą zaznacza się mniejszą liczbą płaszczyzn łupliwości w

stosunku do przypadkowo powstałych przełamów.

Przełam jest to możliwość pękania minerału w czasie uderzenia wzdłuż nierównych,

przypadkowych powierzchni, tzw. powierzchni przełamu. W zależności od charakteru

powierzchni wyróżniamy następujące typy przełamu:

•

przełam muszlowy – cechuje się współśrodkowymi wgłębieniami na wzór rzeźby

wewnętrznej muszli (np: kwarc, obsydian;)

•

przełam nierówny – odznacza się chropowatą, nierówną powierzchnią

•

przełam zadziorowaty, haczykowaty – spotykany w chalcedonie i metalach

rodzimych

•

przełam ziemisty – charakterystyczny dla mikrokrystalicznych skupień mineralnych.

Barwa minerału zależy od tego, jakiej długości fale odbijają się od jego powierzchni po

pochłonięciu (absorpcji) fali innej długości. Ze względu na barwę minerały dzielimy na:

•

minerały barwne (idiochromatyczne), mające stałą charakterystyczna dla siebie

barwę, np: piryt – mosiężną , grafit – czarną, malachit – zieloną, itd.

•

minerały zabarwione (allochromatyczne), nie posiadające swojej charakterystycznej

barwy. Ich zabarwienie wynika rozproszonych domieszek barwiących. Różnobarwne

odmiany kwarcu są przykładem minerałów zabarwionych.

•

minerały bezbarwne (achromatyczne) to te, które pochłaniają światło o wszystkich

długościach fali lub pochłaniają je tylko w nieznacznym stopniu, np: bezbarwny

kwarc (kryształ górski)

•

minerały pseudochromatyczne posiadające zabarwienie wynikające ze zjawiska

interferencji światła, spowodowanym warstewkową budową lub obecnością obcych

wrostków mineralnych, np: labrador (plagioklaz) wykazuje migotliwość barw

11

niebieskich i zielonych spowodowaną obecnością blaszkowatych wrostków ilmenitu

wzdłuż powierzchni łupliwości.

Rysa jest to barwa minerału sproszkowanego. Proszek uzyskujemy poprzez roztarcie

minerału lub też zarysowanie go ostrzem. W przypadku minerałów niezbyt twardych rysę

uzyskujemy poprzez zarysowanie powierzchni porcelanowej, niewypolerowanej płytki

badanym minerałem. Za pomocą rysy możemy odróżnić minerał barwny od zabarwionego.

Minerały barwne mają rysę barwną, zabarwione i bezbarwne cechuje zaś rysa bezbarwna lub

szara.

Inne własności fizyczne

Poza wymienionymi powyżej własnościami fizycznymi, minerały cechują się jeszcze

innymi cechami przydatnymi przy ich rozpoznawaniu. Należy tu wymienić m. in; sprężystość

(np.: muskowit), kruchość (np.: turmalin), smak (np.: hali), magnetyzm (np.: magnetyt),

giętkość (np.: gips), zapach (np.: ozokeryt), pewne cechy optyczne – opalizacja (np.: opal),

iryzacja (np.: niektóre skalenie) czy dwójłomność (np.; kalcyt).

Pokrój i skupienia minerałów

Pokrój minerału jest to jego charakterystyczny kształt. W zależności od morfologii możemy

wyróżnić następujące pokroje kryształów: izometryczny, tabliczkowy, blaszkowy, słupkowy,

pręcikowy, igiełkowy i włóknisty.

Minerały w formie pojedynczych kryształów występują w przyrodzie bardzo rzadko.

Najczęściej tworzą skupienia mineralne czyli występują w formie grup krystalicznych bądź

ziarnistych. Wśród skupień mineralnych w zależności od wykształcenia i ugrupowania

kryształów lub ziarn, wyróżnia się: skupienia krystaliczne, skupienia ziarniste i skupienia

naciekowe.

Skupienia krystaliczne stanowią grupy kryształów o charakterystycznych pokrojach

osadzonych blisko siebie na wspólnym podłożu np.: ścianie szczeliny. Należą do nich m in.

szczotki krystaliczne kwarcu lub kalcytu. Szczotki krystaliczne utworzone w owalnych

wnękach noszą nazwę geody lub druzy.

Skupienia ziarniste są utworzone z mniejszych lub większych ziarn nie mających własnych

zarysów krystalograficznych, lecz ograniczonych przypadkowymi powierzchniami. W

zależności od kształtu osobników tworzących skupienia ziarniste wyróżniamy: skupienia

słupkowe np.: hornblendy, pręcikowe, igiełkowe np.: aktynolitu, , blaszkowe, łuseczkowe np.:

12

biotyt, muskowit. Do rzadszych skupień tego rodzaju należą skupienia promieniste,

sferolityczne i rozetowate.

Skupienia ziarn nierozpoznawalnych makroskopowo określa się jako skupienia zbite lub

ziarniste. Te ostanie możemy rozetrzeć w palcach.

Skupienia naciekowe powstają w wyniku krążenia roztworów mineralnych w skałach lub ich

odparowaniu. W śród tego typu skupień wyróżnia si ę:

•

stalaktyty i stalagmity, będące soplowatymi formami w jaskiniach. Połączenie

stalaktytu i stalagmitu w jedną całość prowadzi do utworzenia się słupa naciekowego.

•

skupienia nerkowate i groniaste zbudowane są ze współśrodkowo narosłych warstw

ułożonych promieniście np.: markasytu, malachitu i innych.

•

skupienia dendrytyczne, czyli formy krzaczastosiatkowe rozwinięte wśród bardzo

wąskich szczelin, przypominająca odciski roślin np.: dendryty manganowe

•

naskorupienia lub naloty są to cienkie warstewki mineralne tworzące się na wcześniej

powstałych minerałach np.: naskorupienia pirytu na barycie

•

wykwity powstają na skutek odparowania roztworów wodnych podsiąkających

włosowato z podłoża, spotykany szczególnie w obszarach pustynnych, np. wykwity

soli kamiennej

•

konkrecje to kuliste lub elipsoidalne skupienia mineralne w powstające w wyniku

krystalizacji roztworów. Krystalizacja zachodzi od środka do zewnątrz pustki skalnej.

Z ważniejszych konkrecji występujących w przyrodzie możemy wyróżnić: buły

krzemienne w wapieniach (tzw. krzemienie), sferosyderyty w marglach i kukiełki

kalcytowe w lessie

•

sekrecje są to utwory sferyczne, tworzące się w pustkach skalnych w wyniku

rytmicznego narastania substancji mineralnej od ścianek do środka pustki, np.

sekrecje agatowe

13

SKAŁY MAGMOWE

Skały magmowe powstają w wyniku krystalizacji stopu krzemionkowego. W

zależności od tego w jakich partiach litosfery magma krystalizuje, możemy je podzielić

na:

1.

głębinowe (plutoniczne, abisalne) gdy krystalizacja magmy zachodzi w głębi skorupy

ziemskiej

2.

wylewne (wulkaniczne), zastyganie odbywa się na powierzchni ziemi

3.

żyłowe inaczej subabisalne tworzące się w warunkach pośrednich, krystalizujące w

szczelinach skalanych.

Magma

Magma jest to ognisty stop powstały w naturalny sposób w głębokich partiach

litosfery. Magma, w której rozpuszczone są różnorodne substancje (minerały) nie krzepnie w

określonej temperaturze lecz w pewnym zakresie temperatur. W czasie krystalizacji rozpada

się na poszczególne składniki. Zjawisko to nazywa się dyferencjacją magmy

(różnicowaniem) i może przebiegać w kilku etapach:

•

likwacja (odmieszanie) – polega na odmieszaniu się, w skutek działania siły ciężkości

składników stanu pierwotnego i utworów oddzielnych faz cieplnych o różnym składzie

chemicznym i gęstości np.: magmy gabrowej od granitowej lub stopu siarczkowego od

krzemianowego.

•

dyferencjacja wywołana składnikami lotnymi – krystalizacja rozpoczyna się na

peryferiach zbiornika, gdzie panuje temperatura niższa i posuwa się w głąb zbiornika.

Przy spadku temperatury i ciśnienia następuje wydzielanie się składników lotnych które

wędrują ku zewnętrznym, chłodniejszym partiom zbiornika magmowego. Banieczki

gazów przyczepione do kryształów mogą przemieszczać minerały ku stropowi. Do

zróżnicowania się magmy mogą także przyczyniać się prądy konwekcyjne, które

powodują przemieszczanie się rozgrzanych drobin w partie chłodniejsze zbiornika

magmowego.

•

asymilacja – jest to wchłanianie (rozpuszczanie) przez magmę skał otaczających zbiornik

magmowy. Magma różnicuje się w ten sposób, że jaj składniki wzbogacają się w

składniki z których zbudowane są skały otaczające.

•

frakcjonalna krystalizacja magmy – wydzielanie się kryształów za stopu magmowego

w czasie krzepnięcia wskutek obniżania temperatury. Przebieg procesów spowodowanych

frakcjonalną krystalizacją magmy zależy od szybkości krzepnięcia magmy. Minerał

14

wykrystalizowuje i jeżeli jest lżejszy - wędruje do góry, jeśli cięższy - do dołu (jest to

dyferencjacja grawitacyjna, dotyczy ona również płynnej magmy, która rozdziela się na

frakcje różniące się gęstością). Przebieg krystalizacji frakcjonalnej można zobrazować za

pomocą tzw. szeregów reakcyjnych (Bowena), przedstawiających wytrącania ze stopów

minerałów w miarę spadku temperatury. Przy powolnym i niezakłóconym spadku

temperatury magmy o składzie bazaltowym krystalizacja, będzie przebiegać zgodnie z

szeregami Bowena (tab.2)

.

W pierwszym etapie krystalizacji będą tworzyć się

jednocześnie oliwiny oraz anortyty. W kolejnym etapie powstaną odpowiednio pirokseny

i bytownit. Przy dalszej krystalizacji piroksen może zostać zastąpiony przez amfibol, a

bytownit przez labrador. W końcowym etapie krystalizacji będzie krystalizował kwarc. W

trakcie stygnięcia i krystalizacji magmy stop magmowy o składzie bazaltowym będzie

ewoluował poprzez obojętny do kwaśnego (ryolitowego), przy czym w obrębie komory

magmowej gromadzić się będą skały opowiadające genetycznie magmom z których będą

krystalizować.

Tabela 2. Kolejność powstawania skała i minerałów według szeregu reakcyjnego Bowena

Schemat szeregów reakcyjnych Bowena

Rodzaj skał

oliwiny anortyt

Mg-pirokseny bytownit

Ca-Mg-pirokseny labrador

hornblenda andezyn

biotyt oligoklaz

skalenie alkaliczne

kwarc +muskowit

Skały ultramaficzne

Skały obojętne

Skały kwaśne

15

Procesy pomagmowe – procesy zachodzące w obrębie zbiornika magmowego po etapie

ortomagmowym nazywamy procesami pomagmowymi. Obejmują one kolejno trzy stadia:

•

stadium pegmatytowe zachodzące w temperaturze między 600 a 500ºC. Zasadniczą

rolę skałotwórczą odgrywają resztki magmowe (rozrzedzone krzemiany). Powstają

pegmatyty.

•

stadium pneumatolityczne (500-400ºC), gdzie przy znacznym udziale gazów silnie

sprężonych magma przenika wydzielone już minerały i zbiorniki magmowe. Powstają:

turmalin, topaz, beryl.

•

stadium hydrotermalne (temperatura magmy poniżej 400ºC). Powstają inne minerały

z bardzo dobrze wykształconymi kryształami. W tym etapie następuje oddzielenie

gorących zmineralizowanych wód i tzw. resztek pomagmowych, które krążąc

szczelinami i porami w skałach utworzonych z zastygłej już magmy, powodują

przemiany chemiczne okolicznych skał a także dalej stygnąc tworzą wartościowe

złoża np. kwarcu, złóż metali i innych minerałów.

Klasyfikacja skał magmowych ze względu na zawartość SiO

2

Skały kwaśne – przesycone krzemionką o jej zawartości powyżej 65 %

Skały obojętne (pośrednie)– wysycane krzemionka zawartość SiO

2

od 53 – 65%

Skały zasadowe (bazyty)– z niedoborem krzemionki 54 – 44 %

Skały ultrazasadowe (ultrabazyty) – poniżej 44% SiO

2

Minerały główne skał magmowych

Grupa SiO

2

Krzemionka SiO

2

występuje w skałach magmowych w kliku postaciach

krystalograficznych, a więc tworzy w myśl definicji minerału klika odrębnych minerałów. Do

głównych odmian polimorficznych minerałów tej grupy zaliczamy: kwarc, trydymit i

cristobalit. Każdy z nich ma dwie odmiany nisko- i wysokotemperaturową . Odmiany

niskotemperaturowe oznaczane są często sygnaturą β, wysokotemperaturowa jako α.

Kwarc alfa (wysokotemperaturowy) powstaje w temperaturze wyższej od 573

o

C w układzie

heksagonalny. Kwarc beta (niskotemperaturowy) krystalizuje w temperaturze niższej od 573

o

C i występuje w układzie trygonalnym. Własności fizyczne obu odmian kwarcu są bardzo

podobne lub identyczne, dlatego są omówione łącznie.

16

Własności: twardość 7, połysk na ścianach kryształu szklisty, na powierzchniach przełamu

tłusty. Brak łupliwości, mają tylko przełam. Przełam dla kwarcu β jest muszlowy, w kwarcu α

muszlowy lub nierówny. Pokrój kwarcu α jest izometryczny, zaś kwarc β –słupowy. Obie

odmiany kwarcu w zasadzie są bezbarwne, choć obecność różnych domieszek może wywołać

formy intensywnie zabarwione. Zwykle traktuje się je jako odmiany o osobnych nazwach

mineralogicznych. Odmianę bezbarwną nazywa się kryształem górskim, białą – kwarcem

mlecznym, żółtą – cytrynem, fioletową – ametystem, intensywnie czarną – morionem.

Odmiany te nie są skałotwórcze, lecz zwykle tworzą szczotki krystaliczne w szczelinach

skalnych.

Inne cechy. Kwarc jest minerałem bardzo odpornym chemicznie – w wodzie i kwasach nie

rozpuszcza się, a atakuje go jedynie HF oraz roztwory alkaliczne.

Grupa skaleni

Skalenie należą do najbardziej rozpowszechnionych minerałów skał skorupy

ziemskiej, a zwłaszcza skał magmowych. Pod względem chemicznym są to glinokrzemiany

potasowe i sodowo – wapniowe. Skalenie potasowo – sodowe nazywa się skaleniami

alkalicznymi z których najpospolitszym jest ortoklaz KAlSi

3

O

8

. Skalenie sodowo – wapniowe

czyli plagioklazy są mieszaniną albitu NaAlSi

3

O

8

i anortytu CaAl

2

Si

2

O

8

, które mogą

mieszać się w dowolnych stosunkach. Wszystkie skalenie mają pewne cechy wspólne. W

stanie czystym są bezbarwne, bywają jednak zabarwione najczęściej na jasne kolory tj: biały,

białoszary, różowy, kremowożółty. Cechuje je doskonała łupliwość w dwóch kierunkach

prostopadłych lub prawie prostopadłych do siebie. Twardość według skali Mohsa 6. Połysk

szklisty zarwano na powierzchni ścian jak i płaszczyznach przełamu. Pokrój kryształów jest

zwykle grubotabliczkowy. Łatwo ulegają wietrzeniu chemicznemu, wskutek czego łatwo

rozkładają się w obecności H

2

O

i CO

2

.

Makroskopowe odróżnienie skalenia alkalicznych od plagioklazów na ogół jest bardzo

trudne. Ich dokładna identyfikacja jest jedynie możliwa na podstawie badań

mikroskopowych.

Skaleniowce

Grupa skaleniowców należy do glinokrzemianów przestrzennych zbliżonych pod

względem chemicznym do skaleni. Różnią się one od skaleni mniejszą zawartością SiO

2.

Najważniejsze odmiany skaleniowców to:

17

Leucyt KAlSi

2

O

6

– krystalizuje w układzie regularnym, twardość 6, barwa biała lub szara,

brak łupliwości

Nefelin NaAlSiO

4

– krystalizują w układzie heksagonalnym, twardość 5,5-6, bezbarwny lub

zabarwiony, łupliwość trudno dostrzegalna

Sodalit Na

8

[Cl

2

Al

6

Si

6

O

24

]-krystalizuje w układzie regularnym, Przyjmuje barwy niebieskie w

różnych odcieniach a także bywa szary, różowy, zielony, biały. Łupliwość jest słabo

widoczna. Nigdy nie występuje w paragenezie z kwarcem.

Grupa mik

Miki (łyszczyki) są to uwodnione glinokrzemiany o strukturze warstwowej wielu

metali - głównie potasu, glinu, żelaza i magnezu. Istotną rolę skałotwórczą odgrywają tylko

dwie miki: biotyt (mika ciemna) o wzorze K(Mg,Fe)

3

(OH,F)

2

[AlSi

3

O

10

] i muskowit (mika

jasna) KAl

2

(OH,F)

2

[AlSi

3

O

10

]. Mimo dużych różnic w ich składzie chemicznym posiadają

one wiele wspólnych własności fizycznych. Pokrój kryształów jest płytkowy, przeważnie

cienkopłytkowy. Łupliwość jest doskonała w jednym kierunku. Twardość wg. skali Mohsa

od 2 – 3, w zależności od składu chemicznego. Znaczna sprężystość. Biotyt jest minerałem

przeźroczystym

lub

półprzeźroczystym

o

barwie

czarnej,

ciemnobrunatnej

lub

ciemnozielonej. Połysk ma szklisty lub metaliczny. Jest mało odporny na wietrzenie

chemiczne. Muskowit zaś w cienkich blaszkach jest przeźroczysty i bezbarwny, w grubszych

natomiast białawo srebrzysty. Na płaszczyznach łupliwości ma silny połysk srebrzysto

perłowy.

Grupa piroksenów

Pirokseny to krzemiany i glinokrzemiany łańcuchowe. Minerały te charakteryzuje

duża zmienność w składzie chemicznym oraz różnorodność w postaci kryształów. Niektóre

krystalizują w układzie rombowym i są to ortopirokseny, inne zaś krystalizujące w układzie

jednoskośnym należą do klinopiroksenów.

Do przedstawicieli ortopiroksenów ważnych skałotwórczo należą: enstatyt MgSiO

3

,

bronzyt (Mg,Fe)SiO

3

, hipersten (Fe,Mg)SiO

3

.

Pokrój kryształów w tych minerałach jest słupkowy, łupliwość pod kątem 88

0

, twardość

według skali Mohsa 5-6, barwy różne:

enstatyt – blado zielone, żółte

bronzyt – złoto brunatne

hipersten – brunatno zielone, brunatno czarne

18

Chemicznie nie są odporne na procesy wietrzenia.

Pośród klinopiroksenów wyróżniamy:

a)

Grupę diopsydu CaMg (SiO

3

)

2

i hedenbergitu Ca Fe (SiO

3

)

2

Minerały te

charakteryzują się połyskiem szklistym , łupliwością wg ścian słupa, twardością 5-6,

barwą zieloną i brunatną

b)

Grupa augitu wśród piroksenów stanowi najbardziej rozpowszechnioną grupę

minerałów skałotwórczych i zróżnicowaną pod względem chemicznym. W większości

przeważa w nich magnez nad żelazem. Wyróżnia się kilka typów augitu np.; augit

tytanowy, augit diopsydowy, augit zwyczajny.

Kryształy augitu mają pokrój krótkosłupkowy lub bardzo grubotabliczkowy, nieraz

prawie izometryczny. Łupliwość jest doskonała pod kątem 87

0

. Twardość w

zależności od składu chemicznego waha jest w przedziale 5,5-6,5 . Połysk ma szklisty,

barwy zielono czarne, czarno brunatne, niekiedy szaro zielone i żółte

c)

Pirokseny alkaliczne przedstawicielem których jest między innymi egiryn i akmit .

Kryształy egirynu mają tępe zakończenie i są koloru zielonego, akmitu zaś

zakończone są ostro i mają kolor brunatny. Chemicznie są one odporne na wietrzenie,

charakteryzują się doskonałą łupliwością, twardością 6 – 6,5 oraz połyskiem szklistym

Grupa amfiboli

Amfibole to krzemiany i glinokrzemiany, których podstawowym elementem

strukturalnym są wstęgowe aniony krzemotlenowe i glionotlenowe. Amfibole mogą

krystalizować w układzie rombowym (ortoamfibole) lub jednoskośnym (klinoamfibole).

Makroskopowe rozróżnienie poszczególnych amfiboli rzadko jest możliwe. Z występujących

w skałach magmowych największe znaczenie ma hornblenda krystalizująca w układzie

jednoskośnym. Pokrój kryształów ma słupowy, długosłupowy rzadziej krótkosłupowy.

Łupliwość doskonała pod kątem 124

0

. Barwa hornblendy jest najczęściej czarna,

zielonoczarna lub brunatnoczarna. Połysk ma szklisty, twardość 5,5 wg skali Mohsa.

Grupa oliwinów

Oliwiny to krzemiany wyspowe dwuwartościowych kationów tworzące szereg

izomorficzny o skrajnych członach forsteryt – fajalit. Znaczeni skałotwórcze mają oliwiny

właściwe zawierające 90-70 % czystego oliwinu magnezowego.

Własności oliwinów właściwych (Chryzolitów). Krystalizują w układzie rombowym. Pokrój

kryształów jest grubotabliczkowy, krutkosłupkowy lub prawie izometryczny. Ich barwa jest

19

oliwkowozielona niekiedy z żółtym odcieniem. Połysk szklisty. Łupliwości jest słaba prawie

niedostrzegalna. Twardość ich wynosi 6,5-7. Są to minerały mało odporne na czynniki

wietrzenia łatwo przechodzą w serpentyn.

Minerały poboczne i akcesoryczne skał magmowych

Granaty to krzemiany wyspowe krystalizujące w układzie regularnym, brak łupliwości,

twardość 6,5-7.

Cyrkon ZrSiO

4

- krystalizuje w układzie tetragonalnym. Bezbarwny czasem zabarwiony na

żółto, brunatno, czerwono lub zielonawo. Łupliwość słabo widoczna. Twardość 7,5, kruchy.

Rutyl TiO

2 –

krystalizacja w układzie tetragonalnym, twardość 6-6,5, brunatny, czarny lub

żółtawy

Tytanit CaTi [SiO

5

] – krystalizuje w układzie jednoskośnym, twardość 5 – 5,5. śółty,

brunatny, czerwonawy, zielonawy lub prawie czarny. Wyraźna łupliwość

Turmaliny – grupa borokrzemianów o podobnych postaciach (słupki, pręciki, igły) i

różnorodnych barwach najczęściej czarnych, brunatnych i czerwonych. łupliwość jest

niewyraźna, twardość 7-7,5

Apatyt 3Ca

3

(PO

4

)

2

xCa(F,Cl)

2

– krystalizujący w układzie heksagonalnym, łupliwość

niewyraźna, twardość 5, barwy zielone, brunatne, czerwone.

Piryt FeS

2

– krystalizuje w układzie regularnym, łupliwość niewyraźna, twardość 5, połysk

metaliczny

Hematyt Fe

2

O

3-

krystalizuje w układzie trygonalnym, brak łupliwość, twardość 5,5 – 6,5,

rysa wiśniowa

Magnetyt Fe

3

O

4

– krystalizuje w układzie regularnym, twardość 5, żelazistoczarny niekiedy

z niebieskimi nalotami, rysa czarna, nieprzeźroczysty, magnetyczny

Ilmenit FeTiO

3 –

krystalizuje w układzie trygonalnym, łupliwości niewyraźna, przełom

muszlowy, twardość 5-6, połysk metaliczny, żelazistoczarny

Struktury i tekstury skał magmowych

W makroskopowym rozpoznawaniu skał bardzo pomocna w identyfikacji petrograficznej

jest znajomość terminów struktura i tekstura skały. Struktura skał jest to opis wykształcenia

składników skały. Składa się na niego określenie takich cech jak:

•

stopień wykrystalizowania składników w skale

•

wielkość poszczególnych składników

•

stopień prawidłowości ich wykształcenia

20

Tekstura skał jest to opis rozmieszczenia i wypełnienia składników w przestrzeni skalnej.

Pojęciem tym obejmujemy cechy uporządkowania składników skały i stopień wypełnienia

przez nie przestrzeni w skale.

Charakterystyka skał magmowych

Do rozpoznawania makroskopowego skał magmowych często stosowane są

uproszczone klasyfikacje. W opracowaniu podane są krótkie opisy jedynie typowych

przedstawicieli skał magmowych. Opisy uwzględniają podstawowe cechy tych skał tj. skład

mineralny, strukturę i teksturę skały, ich genezę oraz miejsce występowania w Polsce.

Skały kwaśne

Klasa granitu i ryolitu

Do grupy skał kwaśnych (przesyconych krzemionką) należą skały klasy granitu i

ryolitu określane ogólnym terminem granitoidów. Zarówno w skałach głębinowych jak i ich

odpowiednikach w skałach wylewnych kwarc jest głównym minerałem skałotwórczym.

Oprócz kwarcu , skalenie alkaiczne (ortoklaz) oraz miki, rzadziej spotykane są amfibole i

pirokseny. Do grupy skał głębinowych kwaśnych zaliczamy: tonality, granodioryty i

granity. Są skałami najczęściej barwy jasnej, biało – szare, biało – różowo – szare lub

różowo - szare. O wielkości kryształów rozpoznawalnych gołym okiem (struktura jest

jawnokrystaliczna) i silnie do siebie przylegających (tekstura zbita).

W przypadku skał kwaśnych wylewnych wyróżniamy grupę porfirów kwarcowych, w

których mamy m.in. dacyt, ryodacyt i ryolit. Ich barwy są zielonawe oraz czerwonawe lub

brunatne, zależne od stopnia utlenienia Fe. Fenokryształy mogą być reprezentowane przez

skalenie (ortoklaz, sanidyn), kwarc, i/lub biotyt oraz hornblendę. Tło skalne najczęściej jest

drobno lub mikrokrystaliczne, zbudowane z masy kwarcowo – skaleniowej.

Kwaśne skały żyłowe

Grubokrystaliczne granity wykazują tendencje do przechodzenia w bardzo grubokrystaliczne

skały nazywane pegmatytami. Składają się one ze skaleni (zwłaszcza alkalicznych) i kwarcu,

rzadziej zawierają miki.

21

Występowanie skał magmowych kwaśnych w Polsce

Tatary, Dolny Śląsk (masywy: Strzelina - śulowa, Strzegom-Sobótka, Karkonoski,

Łużycki). Wylewne kwaśne porfiry: rejon podkrakowski tj., Miękinia, Zalas, na Dolnym

Śląsku - intruzje strefy Niemczy, masyw Kłodzko – Złotostocki.

Północna część Polski rejon Suwałk (podłoże krystaliczne nawiercane), oraz liczne głazy

narzutowe najczęściej granitowe (polodowcowe) w środkowej i północnej części Polski.

Pegmatyty w formie intruzji liczne na Dolnym Śląsku np.: w masywie Strzegom – Sobótka

Skały obojętne

Klasa sjenitu i trachitu

Sjenity zbudowane są w przewadze ze skaleni alkalicznych ( ortoklaz lub/i mikroklin, często

pertyty) i podrzędnie plagioklazów. Pozostałe minerały to biotyt, hornblenda, czasami augit,

akcesorycznie może spotykany być kwarc. Skały te mają struktury jawnokrystaliczne często

porfirowate.

Wulkaniczne odpowiedniki sjenitów – trachity mają jako fenokryształy głównie skalenie

alkaliczne. Fenokryształami mogą być też biotyt, amfibole i pirokseny. Struktura jest

trachitowa – ciasto skalne to listewki lub wydłużone mikrolity skaleni ułożone fluidalnie,

opływające fenokryształy. Trachity są najczęściej jasnoszare, czerwone lub brunatne.

Występowanie

Sjenity: Przedborowa, Kośmin

Klasa diorytu i andezytu

Dioryty – skały plutoniczne, szare w różnych odcieniach, zbudowane z plagioklazów,

piroksenów jednoskośnych (augit) i rombowy hipersten, zielonej i brązowej hornblendy

czasem biotytu. W pojedynczych ziarnach mogą występować ortoklaz, kwarc. Struktury są

średniokrystaliczne, tekstury zbite nieuporządkowan.

Andezyty – skały wulkaniczne – szare, rzadko ciemnoszaro lub szaroróżowe z wyraźnymi

fenokryształami jasnoszarych plagioklazów oraz ciemno szarych lub czarnych piroksenów i

amfiboli. Tło andezytów makroskopowo trudne o rozpoznania jest skrytokrystaliczne lub

drobno, – średniokrystaliczne. Struktury tych skał są nierównoziarniste: porfirowe. Tekstury

andezytów są przeważnie zbite rzadko porowate lub migdałowcowe

Występowanie

Dioryty: Dolny Śląsk – intruzja strefy Niemczy, masyw kłodzko - złotostocki

Andezyty – Góra Wżar (PPS)

22

Skały zasadowe

Klasa gabra i bazaltu

Typowe skały grupy gabra są zbudowane głównie z silnie wapniowych plagioklazów w

ilości (35-100%) oraz minerałów: piroksenów i/lub amfiboli, minerałów nieprzezroczystych,

biotytu. Głębinowe skały mają struktury grubo i średniokrystaliczne, tekstury zbite,

bezkierunkowe. Gabro oliwinowe (plagioklaz i piroksen, podrzędnie oliwin), troktolit

(plagioklaz i oliwin podrzędnie piroksen) – skały te nawet po lekkim zwietrzeniu wykazują

obecność charakterystycznych czerwonych plamek iddingsytu, będącego mieszaniną

wodorotlenków Fe i mi. ilastych – są makroskopowo określane polskim terminem

pstrągowca.

Wulkaniczne skały klasy gabra - bazalty są najczęściej skałami o strukturze drobno- bądź

skrytokrystalicznej i zbitej teksturze. Górne partie potoków lawowych są zwykle porowate.

Zbudowane są głównie z silnie wapniowych plagioklazów i piroksenów oraz tlenków Fe – Ti

(magnetytu, ilmenitu), apatytu czasem brunatnego szkliwa. Może im towarzyszyć oliwin,

amfibol, biotyt. W bazaltach morze występować kwarc, ale jako minerał wtórny powstały

przez rekrystalizacje szkliwa

Termin melafir - został zdyskredytowany, określał on nazwę stosowaną do opisu tzw. starych

bazaltów, czyli paleozoicznych skał wylewnych odpowiadających składem bazaltom. Skały te

mają najczęściej tekstury porowate lub migdałowcowe często fluidalne oraz barwę szarą bądź

brunatnoczerwoną. Wypełnieniami pełcherzyków są najczęściej kalcyt, opal, chalcedon,

spotyka się tez chloryty. Takie wypełnienia, czyli migdały mają typowe obłe kształty.

Struktury są często porfirowe

Występowanie

Gabra – masyw Ślęży, masyw gabrowo – diabazowy Nowej Rudy, gabra Świerklańca, masyw

gabrowo – serpentynitowy Grochowej – Broszowic, gabra Lewina Kłodzkiego

Bazalty – Strzegom (intruzje)

Melafiry – rejon Krzeszowic (podkrakowski) – Regulice, Brodło, Dolny Śląsk

Skały ultrazasadowe

Perydotyty

Skały głębinowe, zbudowane w różnych proporcjach z oliwinów i piroksenów. W

perydotytach oliwiny występują w ilościach 40-100%, prawie monomineralną odmianą

(>90% oliwinu) jest dunit.

Występowanie

23

Skrajnie melanokratyczne występują w intruzji na południe od Augustowa zdarzają się

również wśród głazów narzutowych w utworach lodowcowych.

Szkliwa wulkaniczne

Skały o strukturach szklistych lub szklisto porfirowych zwą się obsydianami, ich

barwa może być czerwona, zielona lub czarna (smołowiec).

Okruchy szkliwa mogą być zbite lub porowate – z różnej ilości pęcherzykami. Gąbczaste

przeźroczyste szkliwo makroskopowo koloru białego, szarego, brunatnego powstaje

przeważnie z kwaśnej magmy o dużej lepkości, jest nazywane pumeksem. Dzięki obfitości

pęcherzyków gazowych okruchy pumeksu mogą unosić się w wodzie.

Gospodarcze znaczenie skał magmowych

Skały magmowe często stanowią złoża kamieni budowlanych i drogowych. Podatnymi na

obróbkę kamieniarską z odpowiednią wytrzymałością i odpornością na działanie czynników

atmosferycznych odznaczają się przede wszystkim: granity, dioryty, sjenity niektóre gabra a z

wulkanicznych: bazalty, andezyty i porfiry. Mają one szerokie zastosowanie jako kamień

ozdobny, kamień rzeźbiarski. Naturalne szkliwa wulkaniczne - obsydiany mają zastosowanie

jako kamień jubilerski. Najlepsze kruszywa uzyskuje się z bazaltów, diabazów, melafirów,

porfirów.

24

SKAŁY OSADOWE

Skały osadowe to luźny lub zwięzły utwór geologiczny powstały na powierzchni skorupy

ziemskiej lub w strefie przypowierzchniowej, z nagromadzonych substancji mineralnych, ew.

rzadziej organicznych albo też ich mieszaniny. Poniżej została przedstawiona ogólna

charakterystyka najważniejszych typów skała osadowych.

Klasyfikację skał osadowych

przeprowadza się na podstawie ich genezy przy uwzględnieniu składu mineralnego. Według

tego kryterium pośród skał osadowych wyróżniamy:

- skały okruchowe (klastyczne)

- ilaste

- pochodzenia chemicznego (chemogeniczne) i organicznego (organogeniczne)

Minerały skał osadowych

Minerały skał osadowych ze względu na pochodzenie możemy podzielić na :

a) minerały allogeniczne

Powstają poza środowiskiem tworzenia się danej skały osadowej, a do basenu

sedymentacyjnego dostają się w wyniku mechanicznego wietrzenia i erozji skał starszych

(magmowych, osadowych, metamorficznych) i transportu produktów tych procesów przez

ruchy masowe, rzeki, lodowce i wiatr. Dominującymi minerałami allogenicznymi są np:

kwarc, muskowit, minerały ciężkie.

b) minerały autogeniczne (autigeniczne)

Powstają w obrębie środowiska tworzenia się skały osadowej, jako wynik procesów

chemicznych

lub

biochemicznych

(synsedymentacyjnych,

diagenetycznych

lub

epigenetycznych). Do najważniejszych minerałów autogenicznych należą: opal, kwarc

autigeniczny, chalcedon, minerały ilaste.

Niektóre minerały w skałach osadowych mogą występować zarówno jako allo- jak i

autogeniczne. Odnosi się to przede wszystkim do kwarcu, który nieraz w tej samej skale

występuje w postaci allogenicznych ziarn oraz autogenicznego spoiwa.

Zestawienie głównych minerałów skałotwórczych skał osadowych przedstawia tabela 3.

25

Tabela 3. Charakterystyka głównych minerałów skałotwórczych skał osadowych

Minerały

Właściwości fizyczne

Występowanie

Barwa

Pokrój

Twardość

Połysk

Łupliwość

w

ęg

la

n

o

w

e

Kalcyt CaCO

3

bezbarwny,

żółta, biała

,szara

izometryczny,

słupkowy

3

szklisty

doskonała

wapienie, margle,

opoki, dolomity

Dolomit

Ca,Mg (CO

3

)

2

biała, szara,

żółta

izometryczny

3,5-4

szklisty

doskonała

dolomity,

wapienie

Syderyt

FeCO

3

żółta,

brunatna

izometryczny

,słupkowy

3,5-4

szklisty

doskonała

syderyty

il

as

te

Kaolinit

Al

4

(OH)

8

[Si

4

O

10

]

biała, żółtawa

blaszkowy

(mikrokryształy)

2

matowy

doskonała

kaoliny, iły i gliny

kaolinitowe, łupki

ogniotrwałe

Illit

KAl

2

(OH)

2

[(Si,Al)

4

O

10

]

xnH

2

O

biała, zielona,

brunata

blaszkowy

(mikrokryształy)

1-2

perłowy

doskonała

iły i gliny illitowe

Glaukonit

K(Al.,Fe,Mg)

2

(OH)

2

[(Si, Al)

4

O

10

]

zielona

blaszkowy

(mikrokryształy)

2

tłusty,

matowy

doskonała

minerał poboczny

w piaskowcach i

piaskach

k

rz

em

io

n

k

o

w

e

Chalcedon

SiO

2

bezbarwny,

często

zabarwiony

bezpostaciowy

6-6,5

tłusty,

matowy

brak

krzemienie,

rogowce, opoki

Opal

SiO

2

xnH

2

O

bezbarwny,

mleczny

bezpostaciowy

5,5-6

tłusty

brak

diatomity,

radiolaryty,

spongiolit

g

ip

so

w

o

-s

o

ln

e

Gips

CaSO

4

x2H

2

O

bezbarwny,

biała, szara,

żółtawa

tabliczkowy,

słupkowy

2

szklisty,

jedwabisty

doskonała

gipsy

Anhydryt

CaSO

4

bezbarwny,

biała, szara,

niebieskawa

tabliczkowy

3-3,5

szklisty

doskonała

anhydryty

Halit

NaCl

bezbarwny

lub

zabarwiony

izometryczny

2

szklisty,

tłusty

doskonała

sole kamienne

że

la

za

Getyt

FeOOH

żółtawa,

brunatna,

czarna

słupkowy

5-5,5

tłusty

bardzo

dobra

żelaziaki brunatne

SKAŁY OKRUCHOWE

Osadowe skały okruchowe są w ponad 50 % zbudowane z okruchów skalanych,

powstałych na ogół poza zbiornikiem sedymentacyjnym, a następnie do niego

przetransportowanych.

Klasyfikację skała okruchowych przedstawia tabela.4

26

Tabela 4. Ogólny podział skał osadowych okruchowych

Skały piroklastyczne (epiklastyczne)

Skały z pogranicza skał magmowych wylewnych i osadowych okruchowych. Utworzone

z materiału piroklastycznego powstałego w trakcie eksplozji wulkanicznej. Przeważającymi

składnikami tych skał jest materiał allogeniczny powstały w wyniku rozdrobnienia skał

macierzystych. Podział skał piroklastycznych przedstawia tabela 4.

Skały piroklastyczne zwięzłe:

•

Tufy – zbudowane tylko z materiału piroklastycznego, powstałe w wyniku

konsolidacji tefry. Tufy są skałami zwięzłymi często makroskopowo podobnymi do

skał wylewnych lecz zwykle bardziej od nich porowate, a wiec lżejsze. Ich tekstura

jest bezładna. Składnikami stanowiącymi w tufach substancję cementującą piroklasty

są minerały węglanowe, minerały grupy krzemionki, minerały ilaste, związki Fe i

inne. Sedymentacja tufów odbywa się na lądzie. Znane występowanie tej skały to

Filipowice (na zachód od Krakowa), a nazwa skały to tuf filipowicki.

Grupa skał

Frakcja

Skały piroklastyczne

Skały okruchowe

luźna

zwięzła

luźna

zwięzła

Grubookruchowe

(psefity)

Psefitowa (żwirowa)

>2mm

bloki wulkaniczne

brekcje i

aglomeraty

wulkaniczne

głazowiska,

blokowiska

bomby wulkaniczne

lapille

gruz

brekcja

żwir

zlepieniec

Średniokruchowe

(psammity)

Psamitowa

(piaskowa)

2,0-0,0625 mm

popioły

(piaski wulkaniczne)

Tufy i tufity

piasek

piaskowiec

Drobookruchowe

(aleuryty i pelity)

Aleurytowa (pyłowa)

0,0625-0,002 mm

i

pelitowa (iłowa)

<0,002mm

pyły wulkaniczne

pył

muł

ił

pyłowiec

mułowiec

iłowiec

27

•

Tufity – zawierają obok materiału piroklastycznego materiał osadowy (ilasty,

węglanowy, szczątki organiczne), powstają w środowisku wodnym. Spotykane w

Karpatach

Skały okruchowe zwięzłe

•

Brekcja (druzgoty) – zwięzła skała, powstała w wyniku konsolidacji gruzu. Tekstura

brekcji jest bezładna, może być tez zbita lub porowata. Powstają zarówno w wyniku

procesów osadowych jak i magmowych (brekcje plutoniczne, lawowe, kominowe i

inne) czy metamorficznych (brekcje tektoniczne)

•

Zlepieńce (konglomeraty) – powstają w wyniku diagenezy żwirów. Spojone mogą

być lepiszczem np.; żelazistym, węglanowym lub detrytycznym. Zlepieńce mogą mieć

rozmaity skład petrograficzny. Znane odmiany polimiktyczne tych skała to :

zlepieniec zygmuntowski – wieku permskiego, zbudowany z dewońskich wapieni

scementowanych spoiwem węglanowym lub węglanowo - żelazistym, występuje w

okolicy Kielc (wieś Zygmuntówka ).

zlepieniec myślachowicki – wiek dolnopermski, znany z okolic Krakowa, zbudowany z

otoczaków wapieni dewońskich i karbońskich scementowanych spoiwem węglanowym.

•

Piaskowce (uproszczona klasyfikacja wg. Krynina )

Piaskowce kwarcowe - o zdecydowanej przewadze kwarcu wśród ziaren szkieletu (>90%

kwarcu).

Arkoza (piaskowiec arkozowy, skaleniowy) – zasobne w skalenie alkaliczne (ponad 25 %

ortoklazu). Znana - arkoza kwaczalska występująca w okolicy Krakowa, powstała na

lądzie w warunkach klimatu suchego.

Szarogłazy (piaskowce szarogłazowe, lityczne) – w szkielecie ziarnowym dominują

okruchy skalne i minerały blaszkowe. Występują mi. in. w Karpatach fliszowych, górach

Bardzkich (struktura bardzka), Zagłębiu Wałbrzyskim (niecka śródsudecka).

•

Less – geneza eoliczna. Stanowi je najdrobniejszy materiał wywiewany z utworów

lodowcowych, pustynnych i zdeponowany winnym miejscu. Skład mineralny lessów:

(60-70% obj.) to pył kwarcowy spojony węglanem wapnia (10-15% obj.), ponadto

miki i minerały ilaste (20 – 40% obj.) oraz dwutlenki żelaza, które nadają tym skałom

brunatnożółtawe zabarwienie. Ziarniste składniki lessów są zazwyczaj dobrze

wysortowane. Duża makroporowatość. Występowanie: Wyżyna Lubelska, Wyżyna

Małopolska, Pogórza Karpackie (Jarosław, Przeworsk, Przemyśl)

28

Skały okruchowe luźne

•

Gruzy i żwiry – niescementowane skały grubookruchowe zawierające ziarna większe

od 2 mm. Gruzy zbudowane są z okruchów ostrokrawędzistych. Najczęściej są to

utwory rezydualne lub powstałe w warunkach denudacyjnych. Przykładem gruzów

mogą być piargi powstałe u wylotów żlebów. świry w przeciwieństwie do gruzu

zbudowane są z okruchów obtoczonych. Ich geneza jest najczęściej związana z

działalnością lodowców lub wód płynących.

Przy charakteryzowaniu tych utworów uwzględniamy takie cechy jak: wielkość,

kulistość ziarn, stopień obtoczenia, stopień wysortowania oraz skład petrograficzny.

•

Piaski – luźne skały średniookruchowe. Z uwagi na skład ziarnowy szkieletu można

wyróżnić: piaski kwarcowe (zasobne w kwarc), szarogłazowe (okruchy skał),

skaleniowe. W nazwach piasków uwzględnia się często obecności podwyższonej

zawartości minerałów ciężkich, np.: piaski diamentonośne, granatonośne, złotonośne,

cyrkononośne i inne. Charakterystycznym składnikiem niektórych piasków może być

glaukonit (piaski glaukonitowe). W zależności od środowiska sedymentacji wyróżnia

się piaski: lądowe – wydmowe (eoliczne), rzeczne (fluwialne), rzeczno-lodowcowe

(fluwioglacjalne), lodowcowe (glacjalne), deltowe, jeziorne i inne oraz morskie.

•

Muły – drobnoziarniste skały powstałe w środowisku wodnym. Od piasków różnią

się one drobniejszą frakcją. W ich składzie mineralnym dominuje kwarc, ponadto

występują skalenie, minerały ilaste, wodorotlenki Fe, glaukonit. Odmiany

pochodzenia organicznego zawierają kalcyt.

SKAŁY ILASTE

Skały te zbudowane są w ponad 50% z minerałów ilastych; kaolinitu, montmorillonitu i

illitu. Mogą być produktem wietrzenia fizycznego bądź chemicznego i przytransportowane z

lądu do zbiornika sedymentacyjnego, lub być produktami in situ, na etapie wietrzenia lub

diagenezy. Głównymi przedstawicielami tych skał są iły i iłołupki, powstałe na skutek

sprasowania (złupkowacenia) iłów. Ił jest nazwą ogólną dla osadów spoistych i zwykle

plastycznych, zbudowany z transportowanego materiału pelitowego.

Skały ilaste zasobne w minerały grupy kaolinitu: kaolinit i haloizyt główne minerały tych

skał. W skałach kaolinitowych mogą występować ponadto minerały grupy SiO

2

, miki,

gibbsyt, illit, smektyt, hematyt, piryt, anataz, rutyl ilmenit i rzadziej minerały ciężkie.

29

•

Kaoliny (zawartość kaolinitu 20 – 30 wag.) powstają w wyniku wietrzenia skał

zasobnych w glinokrzemiany oraz w wyniku procesów hydrotermalnych.

Makroskopowo są to zwykle skały białe, czasami żółtawe lub zielonkawe.

•

Iły kaolinitowe (słodkowodne skały powstałe w jeziorach), zawartość kaolinitu

wynosi ok. 80% wag. , są odmiany plastyczne i nie plastyczna

Odmiany nie plastyczne

•

Gliny kaolinowe

•

Piaskowce kaolinitowe

•

Tonsteiny (łupki ogniotrwałe) powstałe w wyniku przemian materiału

piroklastycznego. Tworzą się w wyniku wietrzenia subaeralnego w środowisku

bagiennym. Zwykle bary jasnoszarej, rzadziej kremowej. Skały zwięzłe, twarde, nie

rozmakają w wodzie.

Skały ilaste zasobne w illit

•

Iły illitowe

•

Łupki zasobne w illit

Skały ilaste zasobne w montmorillonit

•

Bentonity skały powstałe w wyniku wietrzenia podmorskiego (halmyrolizy) materiału

piroklastycznego. Od skał otaczających na ogół wyróżniają się one jaśniejszym

zabarwieniem. Mogą mieć zabarwienie od czarnych po białe, ale najczęściej są jasno

szare z niebieskawym lub zielonym odcieniem a także beżowe. Spotykane są odmiany

bezstrukturalne oraz laminowane. Skład mineralny poza minerałami z grupy smektytu

zawiera: illit i kaolinit, ponadto cristobalit lub/i kwarc, skalenie, biotyt, minerały

ciężkie a niekiedy pirokseny i amfibole. W stanie suchym są to skały kruche, przy

uderzeniu rozpadają się na okruchy ostrokrawędziste, przełam muszlowy, połysk

woskowy. PĘCZNIEJĄCE przy kontakcie z wodą. Występowanie: w osadach

miocenu południowej Polski i Karpatach fliszowych

SKAŁY POCHODZENIA CHEMICZNEGO I ORGANICZNEGO

Skały w których ponad 50 % przeważa materiał autigeniczny, powstały w skutek

procesów fizykochemicznych lub biogenicznych na miejscu, na etapie sedymentacji i

diagenezy

30

skały krzemionkowe

Głównymi składnikami tych skał są minerały z grupy SiO

2:

opal, chalcedon oraz kwarc

autigeniczny. Wyróżniamy wśród nich odmiany pochodzenia organicznego oraz chemicznego

Skały krzemionkowe pochodzenia organicznego

•

Ziemia okrzemkowa – zbudowana z okrzemek, nie jest zwięzła (rozcieralna) i

pylasta

•

Diatomit – skała zbudowana z okrzemek, charakteryzuje się większą zwięzłością.

Trzeciorzędowe diatomity znane są z fliszu karpackiego (Futoma, Błażowa)

•

Radiolaryt – zbudowany z radiolarii, głębokomorskich, jednokomórkowych

organizmów o opalowych szkieletach

•

Spongiolit – zbudowany z igieł gąbek spojonych lepiszczem krzemionkowym

Skały krzemionkowe pochodzenia chemicznego

o

Krystalizujące z roztworu bogatego w krzemionkę. Związane z wypływem

pomagmowych wód juwenilnych

•

Martwica krzemionkowa

•

Gejzeryt

•

Limnokwarcyt

o

Powstałe w procesach wietrzeniowych

•

Opoka lekka – odwapniona ziemia krzemionkowa, węglan wapnia został

rozpuszczony i odprowadzony, porowata, lekka, utrzymuje się na powierzchni

wody

o

Skały o genezie w przewadze diagenetycznej i epigenetycznej

•

Krzemienie – utwory konkrecyjne (zaokrąglone), występują w obrębie innych

skał- granica pomiędzy skałą otaczającą jest wyraźna i ostra. Występowanie m.in.

Krzemionki Opatowskie

•

Czerty – utwór konkrecyjny, granica pomiędzy skałą otaczającą jest rozmyta

•

Rogowce – tworzy warstwy o niewielkiej grubości. Znany głównie z Karpat

fliszowych oraz lokalnie z gór Świętokrzyskich

•

Lidyty – skały tworzące warstwy o barwie czarnej

•

Jaspisy – o kolorowych barwach (zielone, niebieskie, czarne)

31

skały węglanowe

Do grupy skał węglanowych zaliczamy te skały osadowe, które zawierają ponad 50%

minerałów węglanowych.

Wapienie – powstają na drodze chemicznej (w wyniku reakcji chemicznych takich jak

wytrącanie) lub organicznej (materiałem budującym ten rodzaj skał są szczątki organiczne

zbudowane z węglanu wapnia). Minerałami skałotwórczymi są kalcyt, aragonit.

Wapienia pochodzenia chemicznego są skałami o lokalnym występowaniu. Powstają w

rejonach np.: gorących źródeł. Część wapieni powstaje również na skutek wytrącenia węglanu

wapnia z wody morskiej. Do tej grupy skał zaliczamy:

•

Wapienie masywne – zbudowane z drobnokrystalicznego kalcytu wytrąconego z

wody morskiej.

•

Wapienie oolitowe – zbudowane z owalnych lub kulistych form poniżej 2 mm o

budowie koncentryczno – promienistej. Tworzą się w spokojnych przybrzeżnych

warunkach jeziornych lub morskich

•

Martwica wapienna (nawara) – powstaje podczas wypływu wód zasobnych w Ca. Na

roślinach wytrąca się węglan wapnia - aragonit. Jest skałą porowatą często ze śladami

dobrze zachowanych szczątków roślin porastających obszary wokół źródeł. Starszą

odmianą martwicy wapiennej jest trawertyn. Jest skałą zwięzłą i porowatą.

Wapienie pochodzenia organicznego –stanowią duża grupę skał. Nazwy pochodzą od nazw

organizmów je budujących np.: muszlowce, wapienie rafowe, wapienie otwornicowe,

wapienie krynoidowe (zbudowane z liliowców)

•

Kreda pisząca powstała w środowisku morskim zbudowana z kokolitów (odmiana

glonów wapiennych) i pyłu kalcytowego, który pełni funkcje spoiwa.

•

Kreda jeziorna (wapień jeziorny). Zbudowana jest ze szczątków organizmów

słodkowodnych (mięczaków) oraz pyłu węglanowego.

Dolomity – są skałami tylko pochodzenia chemicznego. Podstawowym składnikiem tych skał

jest dwuwęglan wapnia i magnezu – dolomit. Mogą również zawierać niewielką domieszkę

kalcytu. Dolomity dzielą się na:

•

pierwotne – utworzone w wyniku pierwotnego wytrącenia z wód morskich lub

jeziornych. Tworzą pokłady o dość jednolitym wykształceniu litologicznym i niekiedy

o wrażanym uławiceniu. Są zazwyczaj drobnokrystaliczne. Mają teksturę masywną

niekiedy równoległą.

32

•

wtórne – powstają w wyniku metasomatycznych przemian wapieni i margli.

Metasomatoza zachodzi pod wpływem wód krążących w szczelinach, zasobnych w

magnez. Polega na częściowym wyparciu węglanu wapnia i zastąpieniu go przez

węglan magnezu. Przeobrażenie często powoduje zmniejszenie objętości dlatego

dolomity wtórne są często porowate oraz grubokrystaliczne.

Grupa skał przejściowych

Opoki – są utworami pośrednimi pomiędzy skałami węglanowymi a krzemionkowymi. Są

zasobne w skrytokrystaliczną krzemionkę rozproszoną wśród składników węglanowych.

Margle- są skałami pośrednimi pomiędzy skałami węglanowymi a ilastymi. Zbudowane są

głownie z kalcytu (od 50 do 70% wg Czermińskiego, od 33 do 67 % wg Smulikowskiego),

któremu towarzyszą mniejsze ilości dolomitu, syderytu i minerały ilaste. Cechą

charakterystyczną tych skał jest silna reakcja z 10 % HCl, podczas której wytrącają się

minerały ilaste tworzące tzw. błotko

Gezy- skała przejściowa pomiędzy skałą krzemionkową a okruchowa. Jej podstawowym

składnikiem jest; detrytyczny kwarc i organogeniczna krzemionka. Gezy wieku kredowego

występują w obrębie fliszu karpackiego oraz w rejonie świętokrzyskim

Skały solno-gipsowe (ewaporaty)

Ewaporaty – nazwa pochodzi od ewaporacji czyli odparowania. Skały pochodzenia

chemicznego, wytracone z wody morskiej wskutek silnego parowania.

Gips – skała monomineralna zbudowana z gipsu. Odmiany wielkokrystaliczne i

drobnokrystaliczne (alabaster)

Anhydryt – najczęściej powstaje przez odwodnienie gipsu w warunkach podwyższonego

ciśnienia i temperatury

Sole kamienne (halityty) – monomineralna skała zbudowana z halitu

Skały alitowe

Powstają na drodze chemicznej w wyniku wietrzenia alitowego - laterytowego w

klimacie gorącym wilgotnym. Są to skały wzbogacone w tlenki i wodorotlenki Al – gibbsyt,

diaspor, bemit, hydrargilit oraz wodorotlenki Fe – goethyt, lepidokrokoit

33

Skały:

Boksyt – barwa brunatna, kremowa lub szara składa się głównie z wodorotlenków Al, obok

których występować mogą kaolinit, kwarc, hematyt i getyt

Lateryt – charakterystyczne zabarwienie pochodzące od ich głównych składników:

czerwone, czerwonobrunatne lub żółtawe. Utwory typowe dla strefy tropikalnej.

Terra rossa – czerwona ziemia tworzy się poprzez wietrzenie laterytowe skał węglanowych,

utwór najczęściej spotykany. Podobnie jak lateryt, składa się głównie z wodorotlenków Al i

Fe, które nadają jej intensywną czerwoną barwę. W Polsce utwory te występują w Górach

Świętokrzyskich

Skały żelaziste

Jest to grupa skał wzbogacona w tlenki i sole żelaza. Zawartość żelaza niezbędna do

zakwalifikowania skały do tej grupy wynosi 15%. Do skał żelazistych należą miedzy innymi:

śelaziak brunatny (limonit) zbudowany głównie z getytu i lepidokrokitu oraz minerałów

ilastych i kwarc. Tworzy się w środowiskach podmokłych, bagnistych, jeziornych oraz w

przybrzeżnych strefach mórz.

Rudy darniowe i bagienne osady tworzące się zwykle w glebach pod podmokłymi łąkami i

na bagnach w strefie klimatu umiarkowanego. Są to utwory wykształcone w postaci konkrecji

lub warstw o barwie brunatnej i ziemistym wyglądzie.

Skały fosforanowe

Głównymi składnikami tych skał są fosforany wapnia typu apatytu oraz bezpostaciowa

substancja – kolofan a także związki fosforu.

Utwory wiwianitowe – osady charakterystyczne dla torfowisk i bagnisk.

Guano – skałę tą tworzą organiczne związki fosforu. Materiałem do ich powstania są

odchody głównie ptaków i nietoperzy

Fosforyt – najważniejsze skały tej grupy. Powstają w środowisku morskim w wyniku

procesów chemicznych i biochemicznych. Tworzą konkrecje wśród piaskowców i wapieni.

Skały manganowe

Zawierają związki manganu zwykle tlenki i węglany. Tworzą warstewki, soczewki i

konkrecje wśród innych skał osadowych.

Skały zeolitowe

Tworzą się najczęściej w strefie hipergenicznej i związane są genetycznie ze skałami

piroklastycznymi, które podlegały przemianom pod wpływem wód hydrotermalnych

34

Skały zasobne w klinoptilolit – barwy jasnej z odcieniem białym, szarym, zielonym lub

różowym, w zależności od obecności chlorytu, montmorillonitu i in.

Skały zasobne w mordenit, zeolit ten tworzy charakterystyczne skupienia włókniste i

promieniste.

Zastosowania skał osadowych

Skały osadowe mają bardzo szerokie zastosowania. Tufy są wykorzystywane

bezpośrednio jako materiały budowlane. Cenne dla budownictwa są zwłaszcza odmiany

odznaczające się porowatością ( lekkość, własności termoizolacyjne) oraz podatność na

wiązanie z cementem i wapnem. Świeżo wydobyte ze złoża tufy są słabo zwięzłe, poddawane

obróbce kamieniarskiej, później nabierają znacznej wytrzymałość. Porowate odmiany tych

skał to kruszywa lekkie

Gruzy i żwiry – budownictwo i drogownictwo. Większe z spośród nich mogą być użyte na

fundamenty, podmurówki, ogrodzenia, mury oporowe i inne, zaś mniejsze są szeroko

stosowane jako naturalne kruszywa do betonów nawierzchni drogowych, kolejowych i

innych. Drobnoziarniste żwirki kwarcowe o wysokim stopniu kulistości ziaren, są używane

jako materiały filtracyjne do oczyszczania wód i ścieków.

Brekcje, zlepieńce – materiał budowlany – ozdobny kamień architektoniczny.

Piaski - budownictwo ( wyrób zapraw budowlanych, beton), przemysł szklarski (piaski

szklarskie) i ceramiczny m.in. do produkcji porcelany, fajansu, krzemionkowych materiałów

ogniotrwałych, cegieł silikatowych, pustaków, dachówki).

Piaskowce – wykorzystywane jako kamień konstrukcyjny, materiał okładzinowy,

architektoniczny, rzeźbiarski. Piaskowce charakteryzujące się ostrokrawędzistymi ziarnami są

wykorzystywane jako materiały ścierne.

Pyły (mułki) kwarcowe stosuje się w ceramice, w przemyśle materiałów ściernych.

Lessy zasobne w substancje ilastą służą do wyrobu cegły budowlanej oraz klinkieru

drogowego i budowlanego.

35

SKAŁY METAMORFICZ (PRZEOBRAśONE)

Metamorfizm – zespół procesów fizyko – chemicznych, prowadzących do zmiany składu

mineralnego i strukturalno – teksturalnego skały.

Minerały skałotwórcze skał metamorficznych

W skałach metamorficznych spotykamy minerały będące również minerałami

głównymi w skałach magmowych i osadowych. Należy do nich m in. kwarc, skalenie oraz

minerały z grupy mik. Ponadto występują minerały z grupy chlorytów np.: serpentyny,

chryzotyle, talk; z grupy amfiboli np.: aktynolit, glaukofan; z grupy piroksenów: augit,

diopsyd. Z krzemianów wyspowych pospolicie spotykane są takie minerały jak sillimanit,

andaluzyt, cyjanit (dysten). Z grupy granatów spotka się staurolit, kordieryt a z grupy epidotu

wyróżniamy np.: epidot, zoizyt.

Struktury i tekstury skał metamorficznych

Większość minerałów skał metamorficznych występują w postaci blastów, czyli

wtórnych kryształów, powstałych w wyniku przemian metamorficznych. W skałach

metamorficznych możemy wyróżnić struktury:

•

granoblastyczne, gdzie blasty mają w przewadze pokrój izometryczny

•

lepidoblastyczne, gdzie pokrój blastów jest płytkowy lub blaszkowy

•

nematoblastyczne – blasty mają pokrój silnie wydłużony

Tekstury w skałach metamorficznych można podzielić zaś na:

•

masywne

•

kierunkowe

Przegląd ważniejszych skał metamorficznych

Fyllity i łupki

To słabo przeobrażone skały ilaste i mułowcowe. Fyllity odznaczają się szeregiem

cech pośrednich między skałami ilasto – mułowcowymi a typowymi łupkami krystalicznymi.

Ich barwa jest generalnie ciemno szara, często jednak bywają zabarwione obecnością

charakterystycznych minerałów np: serycytu i muskowitu (jedwabisto – srebrzyście

połyskujące), chlorytu (szarozielone), rozproszonego hematytu (czerwone). Fyllity odznaczaj

się wyraźną foliacją. Skała łupie się na cienkie płytki. Tzw. łupki dachówkowe (odmiana

łupków fyllitowych) niegdyś stosowane do wyrobu dachówek. Foliacja jest podkreślona

36

przez na przemian ległe ułożenie warstewek kwarcu i minerałów blaszkowych. Struktura

flitów jest drobnoblastyczna. Skład mineralny: serycyt, chloryt i kwarc. Minerały poboczne

to: węglany (kalcyt, dolomit), skalenie (albit, mikroklin) lub biotyt.

Łupki grafitowe – facjalnie pokrewne fyllitom. Intensywnie czarne ze względu na

rozproszony w nich grafit. (Brudzą palce). Pod względem tekstury i składu mineralnego

podobne do fyllitów.

Łupki krystaliczne – duża i zróżnicowana z uwagi na skład mineralny grupa skał. Wszystkie

skały z tej grupy łatwo pękają na cienkie i stosunkowo zwięzłe płytki. Makroskopowo

widoczne jest zróżnicowanie składu mineralnego w na przemian ległych ciemnych i jasnych

warstewkach. Przykłady najczęściej spotykanych odmian łupków krystalicznych:

Łupki chlorytowe - Minerałem dominującym jest w tych skałach chloryt nadający im

ciemnozielone zabarwienie. Słabo zwięzłe, niekiedy plastyczne. Na zwietrzałych

powierzchniach często rdzawobrunatne. Obok chlorytu występuje kwarc, albit i epidot

rzadziej węglany, biotyt, aktynolit. Powstają w wyniku metamorfizmu żelazistych osadów

ilasto – mułowcowych.

Łupki talkowe – bladozielonkawe, niekiedy srebrzyste (zawierające serycyt), tłuste w

dotyku, słabo zwięzłe z wyraźną tekstura łupkową. Obok dominującego talku mogą zawierać,

chloryt, aktynolit, serpentyn, magnezyt i dolomit, niekiedy miki. Powstają z przeobrażenia

skał ultrazasadowych.

Łupki mikowe - Ich barwa jest niejednolita, najczęściej srebrzystoszara, Wyraźna laminacja

kwarcowo (jasnoszara) mikowa (ciemniejsza). Obok dominującego w składzie mineralnym

kwarcu i mik spotykamy chloryty, skalenie, granaty.

Kwarcyty - skały jasne, niemal białe, szare lub różowe , niekiedy smużyste. Dominującym

składnikiem jest w nich kwarc, ponadto można spotkać muskowit, skalenie, chloryt.

Kwarcyty powstają ze skał osadowych bogatych w krzemionkę co sprawia, że są to

najtwardsze skały na ziemi. Są skałami masywnymi.

Marmury barwa biała , jasnoszara , różowa, zielona czasem bywają ciemne nawet czarne.

Marmury powstają w wyniku metamorfizmu regionalnego lub termicznego wapieni i

dolomitów w szerokim zakresie ciśnień i temperatur. Dominującymi składnikami marmurów

są kalcyt lub dolomit.

37

Gnejsy są zazwyczaj skałami jasnymi, niekiedy różowo – czarnymi. Makroskopowo są

średnio lub gruboblastyczne, niekiedy porfirowate. Skały te wykazują wyraźną łupkowatość ,

często teksturę oczkową lub słojową, rzadziej ołówkową. Charakterystyczna jest laminacja

wyznaczona przez warstwy mikowe (cieńsze i ciemniejsze) oraz warstwy skaleniowo –

kwarcowe o zróżnicowanej grubości, często z oczkami lub słojami większych skalni. Główne

minerały to skalenie i kwarc, ponadto morze występować biotyt, hornblenda (zwłaszcza w

odmianach ołówkowych), muskowit, chloryt, piroksen. Gnejsy mogą utworzyć się zarówno

ze skała osadowych (paragnejsy) jak i skał magmowych (ortognejsy).

Zieleńce to skały barwy szaro- lub ciemnozielonej, masywne lub złupkowacone. Główne

minerały to epidot, chloryt, albit, aktynolit. Minerały poboczne i akcesoryczne w tych skałach

to kwarc, biotyt, węglany, magnetyt, apatyt, tytanit. Makroskopowo są drobnoblastyczne.

Najczęściej powstają jako produkt metamorfizmu wylewnych skał zasadowych typu bazaltów

i ich tufów. Mogą również powstawać w wyniku metamorfizmu skał gabrowych i diabazów,

bądź skał osadowych typu margli.

Amfibolity to skały najczęściej barwy ciemnozielonej, ciemnoszarej a niekiedy prawie

czarnej. Ich struktura jest drobno lub średnioblastyczna, tekstura masywna, często

uporządkowana, podkreślona ułożeniem słupków hornblendy. Główne minerały tych skał to

amfibole i plagioklazy. Pobocznie mogą występować kwarc, biotyt, epidot, pirokseny, granat.

Amfibolity są produktami średniego stopnia metamorfizmu skał klasy gabra i bazaltu,

diorytoidów oraz ich tufów i tufitów.

Serpentynity powstają w wyniku przeobrażenia ultrazasadowych skał magmowych. Ich

barwa jest ciemnozielona, zielonoczarna, brunatna znane są również odmiany plamiste.

Struktura tych skał jest drobnoblastyczna, tekstura zaś zbita i bezkierunkowa. Dominującymi

minerałami w tej grupie skał są serpentynity: chryzotyl lub lizardyt. Pospolicie spotykane są

również relikty oliwinów oraz akcesorycznie chromit, magnetyt. Pozostałe minerały

akcesoryczne to magnezyt, pirokseny, talk, chloryt. Proces serpentynizacji zachodzi w temp.

200 – 400 C w obecności H

2

O i CO

2

gdzie minerały serpentynu i magnezytu powstają według

reakcji:

4MgSiO

4

+4H

2

O+2CO

2

=Mg

6

Si

4

O

10

(OH)

8

+2MgCO

3

38

Zastosowania skał metamorficznych

Masywne skały metamorficzne typu np.: amfibolity, serpentynity są wykorzystywane jako

kamień drogowy i budowlany. Skały drobnoblatyczne jak fyllity, łupki chlorytowe i talkowe

są stosowane jako proszki mineralne w charakterze nośników i środków ochrony roślin.

Łupki talkowe i chlorytowe – produkcja materiałów ogniotrwałych oraz izolacyjnych.

Kwarcyt – produkcja materiałów ogniotrwałych, w budownictwie, przemyśle chemicznym

(materiał kwasoodporny) i szklarskim, wytwarzanie materiałów ściernych.

39

3.

GEOLOGICZNE PROCESY KSZTAŁTUJĄCE POWIERZCHNIĘ ZIEMI

Procesy geologiczne to zjawiska lub zespoły zjawisk pod działaniem których skorupa

ziemska i jej powierzchnia ulegają różnym zmianom i przeobrażeniom. W zależności od

źródła energii dzielimy je na procesy endogeniczne (wewnętrzne) wywołane energia z

wnętrza ziemi i egzogeniczne (zewnętrzne) wywołane energią Słońca i Księżyca. Procesy

endogeniczne (plutonizm, wulkanizm, diastrofizm) tworzą zasadnicze rysy rzeźby terenu.

Procesy egzogeniczne dążą zaś do wyrównania istniejących na powierzchni ziemi

nierówności przez swoją niszczącą i budującą działalność czyli denudację. Należą do nich

wietrzenie, erozja , powierzchniowe ruchy masowe oraz akumulacja.

3.1

PROCESY ENDOGENICZNE

Do czynników egzogenicznych kształtujących rzeźbę ternu należą m.in.:



Tektonika;



Sejsmika – trzęsienia ziemi



Wulkanizm – wulkany podmorskie i lądowe;

Tektonika - ruchy pionowe skorupy ziemskiej

Obecnie litosfera zróżnicowana jest na ponad 20 płyt o różnej wielkości.

Najważniejszą cechą płyt litosferycznych jest ich ruch względem siebie. Miejsca gdzie

stykają się płyty tektoniczne znane są jako granice płyt tektonicznych

Granice płyt litosferycznych:

-zbieżne (konwergentne), wzdłuż których płyty zbliżają się do siebie

-rozbieżne (dywergentne), wzdłuż których płyty oddalają się od siebie

-transformujące, wzdłuż których płyty przesuwają się względem siebie w poziomie.

Na granicach różnego typu zachodzą różne procesy tektoniczne, czego konsekwencją jest

zróżnicowanie morfologiczne obserwowane na granicach płyt litosfery.

Model subdukcji na granicach płyt

•

Granice konwergentne typu ocean - kontynent

NP: granica płyty Nazca z płytą południowoamerykańską odbiciem w rzeźbie jest rów

Atakamski łańcuch górski Andów.

strefa ryftu – strefa rozchodzenia płyt

strefa subdukcji – strefa zbieżna, w której jedna z płyt podsuwa się pod drugą

40

W Polsce na granicy Karpat Wewnętrznych i Zewnętrznych (wzdłuż Pienińskiego Pasa

Skałkowego) znajduje się (alpejska) strefa subdukcji

•

Granice konwergentne typu kontynent - kontynent

Przykładem tego typu granic jest tworzenie się Himalai.

•

Granice dywergentne –punkty potrójne

Istotą granic rozbieżnych jest oddalanie się płyt od siebie. Dochodzi wówczas do pękania

skorupy ziemskiej i tworzą się rozpadliny określane jako ryfty (system rowów tektonicznych

ograniczony po obu stronach pęknięciami tektonicznymi o charakterze rozłamów), które są

zarówno

oceaniczne

jak

i

kontynentalne.

Np.:

ryfty

kontynentalne

rowów

wschodnioafrykańskich.

•

Granice przesuwcze (transformujące) – gdy ruch 2 płyt zachodzą równolegle do

granicy między nimi. W tym przypadku litosfera nie jest ani tworzona, ani

pochłaniana. Takimi granicami są uskoki transformacyjne przecinające grzbiety

śródoceaniczne. Czasami sięgają one na obszar litosfery kontynentalnej, jak np. uskok

San Andreas w Kalifornii.

Trzęsienia Ziemi

Trzęsienia Ziemi – to krótkotrwałe drgania skorupy ziemskiej w wyniku nagłych

przesunięć mas skalnych wewnątrz litosfery – spowodowane naprężeniami skał i ich

gwałtownymi rozprężeniami. Trzęsienia ziemi są najczęstsze w rejonach grzbietów

śródoceanicznych, rowów oceanicznych i towarzyszących im łańcuchów wysp i młodych

pasm gór fałdowych.

Główne strefy sejsmiczne Ziemi



wokółpacyficzna (75% trzęsień ziemi)



alpejsko-himalajska



grzbietów śródoceanicznych i ryftów kontynentalnych (np. system rowów

wschodnioafrykańskich, ryft Bajkału i inne),



wewnątrzpłytowe - związane z głębokimi uskokami wewnątrzpłytowymi.

Typy i przyczyny trzęsień Ziemi:



Trzęsienia zapadowe –stanowią ok. 3% naturalnych trzęsień Ziemi

,



Trzęsienia wulkaniczne (ok. 7%)



Trzęsienia tektoniczne – są najczęstszym i najgroźniejszym w skutkach, jest ich ok.

90%.

41

Główne typy rzeźby lądów

Niziny- teren na bezwzględnej wysokości od 0 do 300 m,

•

niziny płaskie (równiny niskie o wysokościach względnych do 10m)

•

niziny faliste (z garbami terenowymi o wysokościach od 10-30m)

•

niziny pagórkowate (z wyodrębnionymi garbami o wysokości do 60m)

Wyżyny – teren położony na wysokości ponad 300 m n.p.m.

Góry – teren o wysokości powyżej 500m n.p.m.

Ze względu na hipsometrie w Polsce wyróżniamy:

•

Góry niskie (ok.500 m n.p.m)

•

Góry średnie (do 1500 m n.p.m.)

•

Góry wysokie (powyżej 1500 m .n.p.m.)

Podział gór ze względu na genezę:

•

Góry o budowie fałdowej

•

Góry zrębowe

•

Góry wulkaniczne

GÓRY FAŁDOWE – deformacje ciągłe



Fałd – wygięcie warstw lub ławic obejmujące dwie sąsiednie formy

GÓRY ZRĘBOWE – deformacje nieciągłe



Zrąb tektoniczny- struktura ograniczona przynajmniej z dwu przeciwległych stron

dyslokacjami i wzdłuż nich wypiętrzona względem otoczenia



Rów tektoniczny (zapadlisko tektoniczne), wydłużona struktura tektoniczna,

ograniczona przynajmniej wzdłuż dłuższych krawędzi dyslokacjami i wzdłuż nich

obniżona względem otoczenia



Uskok (dyslokacja) – struktura tektoniczna powstała w wyniku przemieszczania dwu

części ośrodka skalnego względem siebie wzdłuż dzielącej je powierzchni lub strefy

nieciągłości. Elementy uskoku to skrzydło wiszące i skrzydło zrzucone



Płaszczowina – zespół skał oderwanych od podłoża, przemieszczonych na dużą

odległość i nasunięty na inne skały

GÓRY WULKANICZNE

42

3.2

PROCESY EGZOGENICZNE

WIETRZENIE

Wietrzenie jest procesem przystosowania się skał do warunków fizycznych i

chemicznych panujących na styku litosfery, atmosfery, hydrosfery i biosfery.

Podział wietrzenia

Wietrzenie fizyczne (mechaniczne) jest procesem prowadzącym do rozdrobnienia skał na

drobniejsze fragmenty pod wpływem czynników atmosferycznych. Głównymi czynniki są:

mróz, nasłonecznienie, wiatr.

Wietrzenie chemiczne powoduje zmianę w składzie chemicznym skały. Rozkład skały w

wyniku oddziaływania wody , gazów i substancji organicznych.

Wietrzenie biologiczne jest połączeniem wietrzenia fizycznego i chemicznego. Polega na

rozpadzie i rozkładzie skał przez działalność organizmów żywych np. rozsadzanie skał przez

korzenie roślin, rozpuszczanie skał przez kwasy organiczne itp.

WIETRZENIE FIZYCZNE (mechaniczne)

Wietrzenie mechaniczne zachodzi najbardziej intensywnie w obszarach pozbawionych stałej

pokrywy roślinnej, o częstych zmianach temperatury i wilgotności, a zatem w strefach

polarnych, na pustyniach i półpustyniach oraz w wysokich górach.

Czynniki wietrzenia fizycznego:

•

Nasłonecznienie i zmiany temperatury

•

Działanie mrozu

•

Wzrost kryształów ciał obcych w szczelinach i porach

•

Wielokrotnie uwadnianie i osuszenie ośrodka skalnego

•

Mechaniczne działanie organizmów (zwierzęcych i roślinnych)

Skutki wietrzenia spowodowane nasłonecznieniem



Wietrzenie insolacyjne (termiczne) - polega na rozpadzie skał pod wpływem

gwałtownych zmian temperatury

Rozpad skał na pojedyncze ziarna mineralne nosi nazwę dezintegracji ziarnistej lub

granularnej i jest typowy dla gruboziarnistych skał krystalicznych

Skały w wyniku nagrzewania w górnej części pęcznieją , pod wpływem nagrzewania i spadku

temp wiązania skalne puszczają (szok termiczny).

43



Eksfoljacja – złuszczanie się zewnętrznych partii skał, pękanie skał równoległe do

powierzchni skalnej



Kongelacja (zamróz) – to rozsadzające działanie zamarzającej wody, która zwiększa

objętość. Zamróz występuję w klimacie umiarkowanym, polarnym i w wysokich

górach. W Polsce sięga do głębokości ok.1-1,5 m a w krajach polarnych do głębokości

7 m.

Rozpad blokowy - woda może wnikać w szczeliny, spękania i mikropory, tam zamarzając,

wywiera na ich ściany ogromne ciśnienie; które powoduje poszerzanie się szczelin i

rozpadanie się skał na bloki i coraz drobniejsze okruchy; tak tworzą się m.in. gołoborza i

języki rumowiskowe



Wietrzenie solne



Wietrzenie skał ilastych - Zachodzi na skutek zmiany wilgotności ośrodka skalnego,

efektem jest ich pęcznienie, a następnie – na skutek wyparowywania – kurczenie oraz

powstawanie szczelin i niszczenie zwięzłości skały;

WIETRZENIE CHEMICZNE

Polega na chemicznym rozkładzie skał przy udziale wody atmosferycznej, powierzchniowej

lub gruntowej, zawierającej gazy. Efektem tego procesu jest powstanie nowych związków

chemicznych, minerałów i skał.

Główne procesy wietrzenia chemicznego:

1.

Rozpuszczanie, czyli całkowite lub częściowe przejście jakiegoś minerału w stan

roztworu wodnego. Minerałami najłatwiej rozpuszczającymi się w wodzie są: halit,

gips, kalcyt, dolomit, oliwin, pirokseny i amfibole. Rozpuszczanie najczęściej

widoczne jest w wapieniach zbudowanych z kalcytu

CaCO

3

+ H

2

O+CO

2

Ca(HCO

3

)

2

Ca

2+

+2HCO

-

3

Całość procesów związanych z rozpuszczaniem przez wodę skał węglanowych w obecności

CO

2

nazywamy krasowieniem.

2.

Hydroliza – rozkład minerałów pod wpływem wody na części kwasową i zasadową.

Zwykle jeden produkt zostaje wyługowany, a drugi nierozpuszczalny zostaje na

miejscu. Tworzą się nowe minerały wtórne.

3.

Utlenianie (oksydacja) polega na łączeniu się minerałów z tlenem oraz zmianie

wartościowości w sieci krystalicznej metali. Przykładem są przemiany minerałów

zawierających żelazo. Jeżeli w sieci krystalicznej występują jony żelaza

44

dwuwartościowego i ulegną one utlenieniu do form trójwartościowych, to pozostałe

składniki sieci muszą dostosować się do zaistniałej sytuacji; prowadzi to do osłabienia

struktury kryształu, który ulega rozkruszeniu i rozkładowi. Przykład: czarny magnetyt

(Fe

3

O

4

) przechodzi w czerwony hematyt (

Fe

2

O

3

)

4.

Uwadnianie (hydratacja), polega na przemianie minerału bezwodnego w uwodniony.

Przykład: anhydryt (Ca SO

4

) przechodzi w gips (CaSO

4

x 2H

2

O)

5.

Uwęglanowienie (karbonatyzacja) – polega na przejściu różnych związków w

węglany. Przykład: Mg

2

SiO

4

(oliwin) + 2CO

2

2MgCO

3

(magnezyt) + SiO

2

(krzemionka)

Do karbonatyzacji należą:

- kaolinityzacja, przykładem jest rozpuszczanie skalenia potasowego (ortoklazu) i

utworzenia minerału ilastego tj. kaolinitu, powstały zaś węglan potasu zostaje

całkowicie rozpuszczony i usunięty przez wodę.

K

2

Al

2

Si

6

O

16

(ortoklaz)+CO

2

+2H

2

O H

2

Al

2

Si

5

O

8

(kaolinit)+K

2

CO

3

+4SiO

2

(krzemionka)

- serpentynizacja, proces któremu ulegają krzemiany magnezu.

2MgSiO

4

+CO

2

+H

2

O MgCO

3

(magnezyt) +H

4

Mg

3

SiO

3

(serpentyn)

Objawem wietrzenia krzemianów jest chlorytyzacja, dzięki której krzemiany żelazowo

– magnezowe jak np.: biotyt, augit, przechodzą w chloryt będącym uwodnionym

krzemianem magnezu, żelaza i glinu.

6.

Redukcja – wywołana materią organiczną i działalnością bakterii. Przykład: redukcji

ulega hematyt (Fe

2

O

3

), przechodząc w FeO (tlenek żelaza) a następnie pod wpływem

wody w kwaśny węglan żelaza (Fe(HCO

3

)

2

) po czym pod wpływem CO

2

w syderyt

FeCO

3

Produkty wietrzenia:



Minerały



Skorupa wietrzeniowa (zwietrzelina skalana)



Rumosze ( gołoborza, piargi)



Gliny zwietrzelinowe



Gleby: wzbogacone w materię organiczną

45

Uwarunkowania procesów wietrzenia:



Cechy skały macierzystej



Warunki klimatyczne



Lokalne ukształtowanie terenu



Czas

Znaczenie wietrzenia w geologii i geomorfologii



Tworzenie materiałów do różnych celów (kaolinit – porcelana; zdezintegrowany

granit – podsypka dróg);



Osłabienie wytrzymałości skał i zmniejszenie ich odporności na działanie innych

czynników niszczących (erozja wodna, wiatrowa, glacjalna, ruchy masowe)



Powstanie okruchów skalnych, następnie przenoszonych przez różne czynniki

transportu na różne odległości:



Niszczenie podłoża przez ścieranie



Depozycja i powstawanie osadów (np. less)



Powstawanie form rzeźby terenu.

POWIERZCHNIOWE RUCHY MASOWE

Powierzchniowymi ruchami masowymi nazywamy przemieszczanie się mas skalnych pod

wpływem siły ciężkości. Siła ciężkości na nachylonym stoku rozkłada się na dwie składowe:

- „stykową” prostopadłą do zbocza

- „ześlizgową” równoległą do zbocza

Pojęcie stoku

Stok– każda nachylona powierzchnia terenu. Nachylenie rzędu 1,5-2

0

przyjmuje się za

minimalne. W geomorfologii pojęciem stok określa się każdą nachyloną powierzchnie terenu,

rozciągająca się pomiędzy wierzchołkiem wzniesienia, osią grzbietu lub spłaszczeniem

grzbietowym a płaską powierzchnią poniżej. Stoki są podstawowymi z punktu widzenia

rzeźby terenu, elementami powierzchni ziemi. Zajmują one znacznie więcej powierzchni niż

np. obszary równinne

46

Klasyfikacja ruchów masowych

Spływy

Istotą spływu jest ruch w którym odkształcenie jest ciągłe, nieodwracalne i prowadzi

do całkowitej zmiany pierwotnej struktury. W zależności od wielkości przenoszonego

materiału skalnego spływy dzielimy np. na: gruzowe, błotne. Spływanie odbywa się przy

udziale dużej ilości wody.

Spełzywanie (pełzniecie gruntu)

Proces bardzo powolny, obejmujący znaczne powierzchnie stokowe zbudowane ze

skał luźnych, uwarunkowany głównie od klimatu. Proces ten jest często inicjowany

pęcznieniem materiału (na przemian nawilgacanie i wysychanie, zamarzanie i rozmarzanie);

cząstki gruntu w obrębie stoku podnoszone procesem pęcznienia, nie wracają na to samo

miejsce. Spełzywanie jest procesem najwolniejszym ze wszystkich ruchów masowych, polega

na odkuciu od podłoża mas gruntu.

Świadectwem spełzywania są: haki zboczowe,

powierzchnia pofalowana

Osuwiska - przemieszczanie mas skalnych w warunkach stałego kontaktu z podłożem,

odbywające się w wzdłuż wyraźnej powierzchni poślizgu, zwanej tez powierzchnią ścięcia.

Najczęstszą przyczyną są zmieniające się w czasie i przestrzeni stosunki wodne na stoku,

zmiana w nachyleniu stoku, jak i brak stabilności tektonicznej obszaru. Proces osuwiskowy

na ogół narasta latem i występuje szybko po przekroczeniu punktu krytycznego.

Klasyfikacja osuwisk ze względu na geometryczny charakter powierzchni ścięcia:



Osuwiska translacyjne (ześlizgowe) - mają planarne powierzchnie ścięcia, na ogół

równoległe do stoku. Powierzchnie poślizgu są powierzchniami strukturalnymi.



Osuwiska rotacyjne (obrotowe, zerwy)- powierzchnia poślizgu jest zakrzywiona i

wklęsła, powstają w jednorodnym ośrodku, pozbawionym wyraźnych powierzchni

strukturalnych.

Podział osuwisk ze względu na stosunek do bodowy geologicznej



Konsekwentne – przy niejednorodnej budowie geologicznej ale strefa poślizgu jest

wzdłuż powierzchni uławicenia



Asekwentne – ruch odbywa się częściowo wzdłuż spękań poprzecznych



Insekwentne- w jednorodnym metriale

Ze względu na budowę morfologii wyróżniamy:

Osuwiska na klifach morskich-powstałe na skutek podcinania brzegu morskiego

Osuwiska dolinne – w lejach źródliskowych

Osuwiska zboczowe, stoki podcięte przez erozje rzeczną

47

Stokowe – nie mające bezpośredniego związku z działalnością rzeki

Przyczyny powstawania osuwiska:

Bezpośrednie:

-

wietrzenie: erozja, nawodnienie gruntu

-wahanie kata nachylenia

Pośrednie: zmiana konsystencji gruntu:

-ubijanie, nasypywanie, zmiana spójności tarcia, ciśnienie spływowe wody, sufozja

Obrywanie – swobodny spadek pojedynczych fragmentów skalnych przy niemal pionowych

ścianach i jest najszybszą formą ruchów masowych.

Osiadanie (subsydencja)- odbywa się wzdłuż pionowej, i ukośnej lub wklęsłej powierzchni

poślizgu a przebiega w ten sposób ze zachowane jest następstwo warstw i struktura utworu

skalnego.

EROZJA WĄWOZOWA

Wąwozy to formy terenu utworzone w wyniku intensywnego spłukiwania na stokach

użytkowanych rolniczo.

Większość wąwozów powstała w ostatnim tysiącleciu w wyniku

intensywnej działalności rolniczej.Wąwozy rozwijają się w podłożu mało odpornym na erozje

liniową, ale równocześnie na tyle wytrzymałym, że mogą się w nim tworzyć i utrzymywać

zbocza o dużym nachyleniu, a nawet pionowe ściany. Szczególnie predysponowane do

rozwoju wąwozów są utwory pyłowe, (lessy) oraz piaszczysto-pylaste (mułkowe) osady

dawnych jezior. Erozja wąwozowa zachodzi także w pokrywach zwietrzelinowych, Polska –

Płaskowyż Nałęczowski, Roztocze, Okolice Sandomierza, Płaskowyż Pruszowicki. Wąwozy

są suchymi dolinami o urwistych zboczach i wąskim nie wyrównanym dnie. Początkowym

stadium rozwoju wąwozów są bruzdy erozyjne

Materiał spłukiwany z górnej części stoku jest osadzony w części dolnej i nosi nazwę

deluwium. Deluwia są osadami drobnoziarnistymi, najczęściej plastyczno -pylastymi

Uwarunkowania procesu sufozji

Proces sufozji polega na wymywaniu cząstek gruntu przez strumienie podziemne

(ang. - piping), niekiedy proces ten określany jest jako erozja tunelowa

.

Tworzące się ten

48

sposób kanały podziemne są zróżnicowane pod względem średnicy od kilku mm do ponad 1

m, a długość złożonych systemów tuneli morze przekraczać 1km. Zjawisko sufozji jest

powszechne w lessach oraz utworach ilastych. Inicjalnymi drogami krążenia wód są

powierzchnie spękań i korytarze drążone przez zwierzynę, skoncentrowany przepływ morze

tez zachodzić wzdłuż korzeni. Ponadto aby sufozja mogła zajść strumień wody musi mieć na

tyle dużą energie, aby mógł erozyjnie oddziaływać na ściany i dno tunelu.

Ważnym aspektem

jest również obecność warstwy nieprzepuszczalnej lub słabiej przepuszczalnej na większej

głębokości. Wymuszają one przepływ warstwowy i powodują koncentracje erozji.

Rozwój dolin stokowych

W rozwoju wąwozów i form pośrednich biorą udział różne procesy rzeźbotwórcze.

Tworzenie się wąwozów jest inicjowane przez erozje, powstałe dno doliny jest wyraźnie

ścięte. Może być ono połączone z dnem doliny rzecznej, gdzie dużą role będzie odgrywała

wówczas erozja denna lub wsteczna, co będzie poprowadziło do pogłębiania koryta i

tworzenia dolin V kształtnych. Wzrost ilości wody epizodycznie płynącej dnem wąwozu

potęguje erozje dna i powoduje pogłębianie formy także w niżej położonych odcinkach. Za

tym postępuje wzrost nachylenia zboczy, na których dochodzi do obrywów , a wąwóz

poszerza się. Obrywy zapewniają trwałość pionowych ścian wąwozu ale oberwany materiał

skalny pozostaje u ich podnóża i w skutek braku stałego odpływu nie może zostać usunięty.

W ten sposób z upływem czasu profil poprzeczny wąwozu ulega złagodzeniu a wąwóz

przybiera cechy parowu. Spełzywanie prowadzi do dalszego zmniejszania nachylenia zboczy.

Zapobieganie erozji wodnej na stoku

Efektem erozji wodnej na obszarach rolniczych jest erozja gleby. Erozja powoduje zdzieranie

najbardziej produktywnej warstwy przypowierzchniowej, bogatej w związki humusowe.

Rozwój natomiast wąwozów i zapadlisk sufozyjnych doprowadza do fragmentacji stoków i

trudności w dostępie do terenu. Dlatego problematyka erozji wodnej na stoku ma znaczenie

praktyczne, w celu powstrzymania erozji przeprowadza się orkę wzdłuż poziomic, tworzy

terasy rolnicze

GEOLOGICZNA DZIAŁALNOŚĆ LODOWCÓW

Erozja lodowcowa (glacjalna) wywołana jest takimi zjawiskami jak:

Abrazja (retorsja) lodowcowa - procesy niszczenia mechanicznego podłoża przez lodowiec,

prowadzą do wyrównania, wygładzania powierzchni

49

•

detersja – abrazyjne wygładzanie

•

detrakcja (wyorywanie)- szlifowanie i rzeźbienie gruboziarnistym osadem

transportowanym w stopie lodu.

Egzaracja (zdzieranie ) lodowcowa to żłobienie skał wskutek usuwania wyrwanego i

startego materiału skalnego

Formy erozyjne polodowcowe:



rysy lodowcowe - rowki w skałach biegnące w kierunku posuwania się lodowca



wygłady – gładkie, wyślizgane powierzchnie



barańce (mutony)- kopulaste wyniosłości podłoża, wygładzone i porysowane przez

lodowiec



żłoby (doliny zlodowacone), wygładzone i porysowane do wysokości lodowca,

podobne do litery U (np.: dolina Białej Wody w Tatrach)



rygle – progi skalne w poprzek doliny, są często pokryte barańcami, utrudniają

odpływ wód i wskutek tego po ustąpieniu lodowca w zaryglowanych częściach dolin

tworzą się jeziora np. dolina pięciu stawów w Tatrach.



doliny wiszące – boczne doliny wiszące nad doliną główną. Widoczne są wtedy gdy

lodowiec opuścił dolinę.



kary (cyrki lodowcowe) – zagłębienia w kształcie nisz otoczonych z 3 stron stromymi

ścianami (Karkonosze). Kilka cyrków lodowcowych tworzy amfiteatr cyrkowy



rynny polodowcowe wytworzone przez wody roztopowe płynące pod lodowcami

(lądolodami) pod ciśnieniem hydrostatycznym (stąd wiele przegłębień w dnach

rynien). Powszechne są na obszarze ostatniego zlodowacenia Europejskiego np.: w

Polsce (Pomorze, Mazury), Szwecja, Finlandia, Niemcy.



fiordy-długie, wąskie, kręte, zwykle głębokie doliny, U-kształtne zatoki morskie. Mają

strome wygładzone stoki. Wiszące dolny boczne (Norwegia, Nowa Zelandia, Szkocja)

Akumulacja lodowcowa

morena boczna – tworzona wzdłuż bocznych krawędzi lodowca, zbudowana jest z rumoszu i

głazów niesionych wzdłuż brzegów lodowca

morena środkowa – tworzona w miejscu połączenia dwóch jęzorów lodowcowych, (Gdy

dwa strumienie lodowca łącza się ze sobą, łączą się tez ich brzeżne pasy moren. Wędrują one

mniej więcej środkiem lodowca i tworzą rodzaj wału biegnącego środkiem doliny.

50

morena denna - W spodzie lodowca gromadzi się materiał częściowo pochodzący z

rumoszu częściowo zaś został oderwany od podłoża. Nagromadzona glina zawierająca żwirki

i głazy w spodzie lodowca to morena denna.

morena czołowa akumulacyjna – tworzona przy czole stagnującego lodowca (lądolodu) z

osadów wytapiających się z czoła lodowca (lądolodu).

morena czołowa spiętrzona (wyciśnięcia) – tworzy się w czasie posuwającego się czoła

lodowca i spiętrzania osadów podłoża i glacjalnych (np. Wzgórza Trzebnickie).

Utwory fluwioglacjalne –wszelkiego rodzaju utwory luźne (głównie piaski i żwiry) powstałe

na powierzchni skorupy ziemskiej wskutek nagromadzenia materiału przez wody

topniejącego lodowca. Maksymalnie mogą mieć miąższość około 20 m. Są one najczęściej

spotykana grupą osadów czwartorzędowych.

Sandry (stożki napływowe)- formy powierzchniowe Ziemi, rozległe piaszczyste lub

żwirowe równiny, wachlarzowego kształtu powstałe w wyniku budującej działalności wód

roztopowych.W Polsce objęte rozległymi kompleksami leśnymi (Puszcza Piska,

Augustowska, Bory Tucholskie itp.).

Oz - wał lub silnie wydłużony pagórek o wysokości najczęściej kilkunastu metrów i długości

nawet kilkudziesięciu kilometrów, wyniesiony wskutek osadzania piasku i żwiru przez wody

płynące pod lodowcem lub w jego szczelinach. Jest długim, wijącym się wałem lub ciągiem

pagórków. Ozy powstają podczas postoju lub cofania się lądolodu w czasie deglacjacji. Ozy

są często spotykaną formą terenu w północnej Polsce.

Kem –forma ukształtowania powierzchni ziemi: garb, pagórek lub stoliwo o wys. od kilku do

kilkunastu metrów i średnicy kilkuset metrów, o kształcie stożka lub z płaskim wierzchołkiem

i stromymi zboczami. Tworzą go warstwowo ułożone piaski, muły i żwiry osadzane w

szczelinach i zagłębieniach.

Till ( kamienista gleba, glina morenowa) – scementowane kopalne moreny

Drumliny- wąskie wzgórza zbudowane z osadów lodowcowych. Wzgórze jest wydłużone w

kierunku ruchu lodu, a stok zwrócony w kierunku przeciwnym do kierunku ruchu lodu i jest

bardziej stromy.

Utwory limnoglacjalne – mułki, często rozwarstwiające się piaskami drobnoziarnistymi. Są

one efektem sedymentacji materiału naniesionego przez potoki fluwioglacjalne do zagłębień

terenu, niewielkich krótkotrwałych zbiorników jeziornych.

Zastoiska (jezioro zaporowe) - powstałe wskutek zatamowania przez czoło lub bok lodowca

odpływu jego wód z topnienia. Osady powstałe w zastoisku mają naprzemienne warstewki

jaśniejsze i ciemniejsze.

51

Warwy – zespół warstewek jasnej i ciemnej powstających na dnie jeziora zastoiskowego.

Warstwy jasne zawierają ziarna grubsze i powstają w okresie letnim, kiedy lodowiec topniał

szybciej i wypływały z niego wody o silniejszym prądzie. Zbiornik wodny nie był przykryty

lodem, toteż osady mogły się utleniać i uzyskać jasne zabarwienie. Warwy ciemne powstały

w zimie z drobniejszego materiału osadzającego się, kiedy powierzchnia zastoiska zamarzała,

a topnienie było bardzo powolne lub zupełnie ustawało. W taki sposób tworzyły się iły

warwowe

Pradoliny – szerokie doliny o płaskim dnie utworzone w czasie cofania się lądolodu na jego

przedpolu, równolegle do jego czoła z wód rzecznych i wód lodowcowych.

Pradoliny w Polsce:

•

Odra – Łaba

•

Barycko – Głogowska

•

Warszawsko-Berlińska,

•

Toruńsko-Eberzwaldzka.

Zlodowacenia plejstoceńskie na terenie Polski

I Zlodowacenie Narwi

- objęło północno – wschodnią część Polski

II Zlodowacenie Południowo – Polskie (Krakowskie lub Sanu)

- dotarło do Sudetów, Karpat i przez Bramę Morawską poza granice Polski. Pozostałościami

po tym zlodowaceniu o największym zasięgu są: głazy narzutowe, resztki moren i żwiry.

III Zlodowacenie Środkowo – Polskie

-sięgało po Sudety, w środkowej Polsce po Wyżyny Kielecką, Sandomierską i Lubelską.

IV Zlodowacenie Północno-Polskie (Bałtyckie)

-objęło nizinę wielkopolsko – kujawską, pas pojezierzy i pas nizin nadmorskich. Na tych

terenach ślady działalności lodowców są świeże. Występują jeziora rynnowe, moreny

czołowe, równiny sandrowe, ozy, kemy.

W plejstocenie (czwartorzęd) zlodowaceniu uległy Tatry i najwyższe części Karkonoszy

(Sudety)

GEOLOGICZNA DZIAŁALNOŚĆ WÓD PŁYNĄCYCH

Geologiczna działalności rzek w znacznym stopniu wpływa na rzeźbę terenu. Rzeka ma

zdolności erodujące, transportujące oraz akumulujące (sedymentacyjne). Zdolność

erodowania rzeki zależy od siły wynikającej z siły ciężkości (ciężaru wody) i oporu

52

stawianego przez tarcie o dno i brzegi koryta. Masa i prędkość rzeki wytwarza energię dzięki

której rzeka wykonuje prace geomorfologiczną. Energia wytwarzana przez rzekę zależy

ponadto od spadku i przekroju poprzecznego koryta.

Erodowanie – to proces niszczący

Akumulacja – jest natomiast procesem twórczym

Erozyjna działalność rzek - polega na żłobieniu powierzchni terenu, na wcinaniu się rzeki w

podłoże i tworzeniu dolin.

•

Powstawanie otoczaków (obtoczonych odłamków skalnych). Otoczaki w miarę

dalszej wędrówki staja się coraz mniejsze, przechodząc w piasek i muł.

•

Rodzaje erozji w dużych rzekach

- wgłębna (denna), polega na pogłębianiu koryta rzecznego. Występuje w rzekach o dużym

spadku. Powstają doliny V kształtne

-wsteczna, ma miejsce gdy woda spadająca z większej wysokości podcina podstawę

wodospadu, co powoduje jego cofanie się w górę rzeki. W wyniku działania erozji wstecznej

początek rzeki cofa się w górę, co prowadzi do przecięcia działu wód lub grzbietu górskiego.

-boczna, w jej efekcie mogą powstawać meandry (zakola) i starorzecza

Procesy erozyjne w korytach rzecznych



Korozja chemiczna (podłoże ze skał rozpuszczalnych)



Abrazja (ścieranie przez transportowanie materiału okruchowego) materiał musi być

twardszy niż dno np. kwarcyt – łupek



Eworsja (żłobienie dna przy ruchu wirowym wody)

Zależność dolin od struktury podłoża

•

Warstwy poziomo ułożone nie wpływają na kształt doliny rzecznej

•

Zaburzenia w ułożeniu skał mogą ułatwiać lub utrudniać erozję

-doliny konsekwentne – tworzą się jako pierwsze, są zgodne z kierunkiem upadu warstw

- doliny obsekwentne – rzeka płynie w kierunku przeciwnym do kierunku upadu warstw

-doliny subsekwentne – rzeka płynie w kierunku równoległym do biegu warstw. Kształt

doliny jest asymetryczny

•

Zjawisko inwersji rzeźby terenu

53

Erozja działająca w strefach antyklinarnych ze względu na obecność skał miękkich powoduje

erozje w synklinach. W antyklinach zostają wycięte doliny a synkliny tworzą pasma wzgórz

np.: antyklina Chęcin, Babia Góra, Gorce

•

Rzeźba resekwentna – rozwija się gdy rzeka płynie w antyklinie, natrafi na twarde

skały i erozja rozwija się na boki w stronę synklin i doliny się tam przesuwają

•

Doliny uskokowe – rozwijają się w liniach uskoków są zwykle dolinami

przełomowymi.

Przykłady dolin:

Gardziel – typowe dla obszarów górskich o dużych różnicach wysokości. Gardziel jest

wyżłobiona w litej skale. Odzwierciedla przewagę erozji dennej nad procesami stokowymi.

Tworzeniu się gardzieli sprzyja duża odporność podłoża:

Jar – nieco szerszy od gardzieli, koryto nie zajmuje całej szerokości dna. Szczególną

odmianą jaru jest kanion czyli dolina o cechach jaru, wycięta w płycie zbudowanej ze skał

osadowych. Różne odporności poszczególnych ławic skalnych powodują różną intensywność

niszczenia skał

Doliny wciosowe – powszechne w obszarach górskich –doliny V – kształtne.

Doliny płaskodenne – gł. rzeki jednokorytowe o pojedynczym nurcie i rzeki wielokorytowe.

Są to często doliny położone na przedpolu lodowca i obszarach nizinnych

Akumulacja rzeczna i jej formy

Akumulacja rzeczna ma miejsce gdy spada prędkość i powstają tzw. aluwia (żwiry, piaski,

muły, iły). Utworami aluwialnymi są:

-mielizny korytowe (łachy) – wysepki na rzece

-wały odsypowe (meandry odsypowe)

-osady piaszczyste z ripplemarkami (zmarszczkami)

-stożki napływowe – tworzą się gdy mała rzeka wpada do większej.

Terasy - spłaszczenia terenu (półki, stopnie) występujące na różnych wysokościach w

dolinie, pochylone w stronę koryta a także zgodnie z biegiem rzeki

54

Rodzaje terasów:

•

erozyjne – wcięte w skałach litych doliny

•

akumulacyjne – są zbudowane z osadów rzecznych takich jak żwiry, piaski i muły

•

erozyjno-akumulacyjne

•

włożone – występują na północnych stokach Karpat i Sudetów. Ich powstanie

związane jest z fazami zlodowaceń. Lodowiec kontynentalny dotarł do Karpat i

Sudetów powodując zatamowanie rzek płynących na północ. Podniosła się podstawa

erozji (baza erozyjna) i rzeki zasypywały swe doliny do kilku dziesięciu metrów. Po

cofnięciu się lodowca (obniżenie podstawy erozyji) rzeka rozcięła erozyjnie

zasypywane doliny (3x)

RZEŹBOTWÓRCZA DZIAŁALNOŚĆ WIATRU

Wiatr dzięki swej zdolności do unoszenia, transportu i akumulacji drobnego materiału takiego

jak pył, piasek może formować powierzchnię Ziemi. Tę rzeźbotwórczą działalność wiatru

nazywamy działalnością eoliczną. Jak każdy czynnik egzogeniczny wpływa on na rzeźbę w

trojaki sposób:

- niszczy

-transportuje materiał który powstał na skutek procesów niszczących

-buduje, osadza materiał który transportował

Erozja eoliczna przyjmuje dwie formy

•

deflacja -wywiewanie cząstek mineralnych, prowadzi do powstawania tzw. niecek

deflacyjnych, rynien, wanien, mis deflacyjnych, bruku deflacyjneg .

•

korazja -zarysowanie, ścieranie i drążenie skał przez uderzanie ziarnami mineralnymi

niesionymi przez wiatr, w wyniku tego procesu powstają grzyby i łuki skalne,

Podatność powierzchni do erozji eolicznej jest funkcją kilku zmiennych:

-wielkości ziaren. Najbardziej podatnymi na wywiewanie jest gruby pył oraz drobny i średni

piasek

-wilgotność podłoża, większa wilgotność zwiększa kohezje i utrudnia w ten sposób

wywiewanie

-stopień porośnięcia przez rośliny. Pokrywa roślinna chroni podłoże przed wywiewaniem

-ukształtowanie powierzchni terenu,

Transport eoliczny

Piasek i pył może być transportowany przez:

55

•

suspensję czyli w stanie zawieszonym (ziarna poniżej 0,2 mm)

•

trakcję, czyli popychanie i toczenie

•

saltację, czyli podrzucanie ziarn i odbijanie od powierzchni (skokami)

Budująca działalność wiatru

Wydmy – wzniesienia (wzgórza, pagórki) utworzone z piasku transportowanego przez wiatr.

Najpospolitsza forma akumulacji eolicznej.

Miejsce tworzenia się wydm:

-obszary o łatwym zwiewaniu np.: pustynie, wybrzeża morskie, szerokie doliny rzeczne.

Aktywne wydmy występują również w klimacie wilgotnym – jeśli została przetrzebiona

pokrywa roślinna, a piasek jest wyeksponowany bezpośrednio na powierzchni. Ciągłe

oddziaływanie na ich powierzchnie wiatru sprawia, że są one tworami dynamicznymi ,

podlegającym zarówno zmianom kształtu jak i położenia.

Wydmy zbudowane są z piasku kwarcowego, piasków wapiennych, czasami gipsowych.

W Polsce obszarami wydmowymi są : Puszcza Kampinoska, Pustynia Błędowska, Słowiński

Park Narodowy

Typy wydm

Barchany (sierpowate) –występują na ergach (pustyniach piaszczystych) przy umiarkowanej

sile wiatru zwrócone są wypukłą częścią pod wiatr a rogi mają skierowane zgodnie z

kierunkiem wiatru. Barchany mają około 30 m wysokości i 500 m długości. Należą do wydm

ruchomych. Rozwijają się przy niewielkiej dostawie piasku

.

Wydmy poprzeczne – tworzą się nad brzegiem morza równolegle do niego a prostopadle do

kierunku wiatru. Mają grzbiety wydłużone. To długie lekko kręte wały.

Wydmy paraboliczne – (wymuszone) łukowe powstają przy przewadze jednego wiatru. Są

to formy aktywne, przemieszczające się w kierunku jednego kierunku wiatru. W planie są

jakby odwróconymi barchanami, ale osiągają znacznie większe rozmiary.

Wydmy podłużne są symetryczne, grzbiet zajmuje pozycje osiowa a stok usypiskowy może

występować na przemian po obu stronach linii grzbietowej. Przyjmuje się, że wydmy

podłużne powstają gdy dwa kierunki wiatru sa dominujące.

Wydmy gwiaździste (piramidalne) - mają kształt wielościennej, nieregularnej piramidy,

powstają gdy wiatr wieje z kilku różnych kierunków. Są to wydmy stałe, na Saharze pełnią

rolę drogowskazów.

Współczesne osady pustyniowe

56

Wydmy rzadko występują pojedynczo. Najczęściej tworzą skupienia, które mogą zajmować

bardzo duże obszary pozbawione zazwyczaj roślinności są to pustynie. Są one zlokalizowane

w strefach międzyzwrotnikowych oraz na wybrzeżach.

Podział pustyń ze względu na budowę:

Ergi – pustynie piaszczyste

Gibber i serir – pustynie żwirowe np.: Pustynia Simpsona w Australii

Hamady – kamieniste (skaliste) np.: Hamada al. Hamra w pn Afryce

Takyry – pustynie ilaste np.: części pustyni Gobi

Lodowe – obszary zlodowacone

Podział pustyń ze względu na genezę



Pustynie zwrotnikowe – ich powstanie wiąże się z cyrkulacją powietrza w strefie

międzyzwrotnikowej



Pustynie śródgórskie – tworzą się za wielkimi pasmami górskimi lub w centralnej

części kontynentów z dala od wybrzeża



Pustynie które powstają na wybrzeżach, na skutek działania zimnych prądów

morskich np.: Pustynia Atakama.

Less to typowy osad akumulacji eolicznej (Opis lessu strona…)

Lessy na Świecie: Mongolia, Turkmenistan, Chiny, Islandia, Alaska, Europa Środkowa

Lessy w Polsce: Przedgórze Karpat, lubelskie, pół-wsch. stoki Gór Świętokrzyskich, wsch.

zbocza Jury Krakowsko – Wieluńskiej, pół. zbocza Sudetów

RZEŹBOTWÓRCZA DZIAŁLONOŚC CZŁOWIEKA

Współcześnie rolę czynnika wiodącego w przekształcaniu rzeźby przejmuje człowiek.
Działalność człowieka wpływa m .in. na:

•

zabudowa stoków;

•

regulacja rzek;

•

eksploatacja kopalin i surowców skalnych;

•

instalacja ciągów transportowych;

•

budowa obiektów użytkowych

57

4.

BUDOWA GEOLOGICZNA POLSKI Z UJĘCIEM PODKARAPACIA

Na terenie Polski możemy wyróżnić 10 jednostek tektonicznych (fig.1):

1. Platforma Wschodnio-europejska:

•

jest najstarszym elementem budowy geologicznej Polski,

•

tworzą ją skały metamorficzne i magmowe przykryte płytą osadową,

•

podlegała ruchom tektonicznym w prekambrze,

•

występuje NE Polsce. Na zachodzie kończy się linią dyslokacyjną (linią T-T) biegnącą

od Kołobrzegu po Przemyśl,

•

na jej obszarze w obrębie Polski wyróżniamy 6 jednostek.

2. Sudety:

•

powstały w orogenezie hercyńskiej ale należy pamiętać, że ich wschodnia część

została po raz pierwszy sfałdowana w orogenezie kaledońskiej,

•

mają budowę zrębową, ruchom tektonicznym podlegały w czasie orogenezy

alpejskiej.

3. Góry Świętokrzyskie – zostały sfałdowane zarówno w orogenezie kaledońskiej jak i

hercyńskiej dlatego zalicza się je do hercynidów.

4. Zapadlisko Śląsko – krakowskie,

•

powstało na przedpolu Sudetów jako zapadlisko podgórskie w czasie orogenezy

hercyńskiej,

•

w jego obrębie występują liczne pokłady węgla kamiennego.

5. Wał kujawsko – pomorski

•

powstał w erze mezozoicznej na skutek sfałdowania osadów zalegających w płytkim,

epikontynentalnym morzu, rozciągającym się w tzw. bruździe polsko – duńskiej

pomiędzy Górami Świętokrzyskimi a Danią,

•

obszar ten znajdował się w suchym i gorącym klimacie co sprzyjało wytrącaniu się

soli i gipsów,

•

sole kamienne występują na obszarze wału w formie diapirów (wysadów solnych) i są

eksploatowane np. w Kłodawie.

6. Niecka Brzeżna

•

powstała w tym samym okresie co Wał kujawsko – pomorski, po jego wschodniej

stronie,

•

graniczy z platformą wschodnio-europejską.

58

7. Niecki: szczecińska, mogileńska, łódzka i miechowska

•

leżą po zachodniej stronie wału i powstały razem z nim w mezozoiku

8. Monoklina Przedsudecka

•

powstała w mezozoiku

9. Karpaty

•

są to młode góry fałdowe, powstałe na skutek ruchów górotwórczych orogenezy

alpejskiej,

•

mają budowę płaszczowinową,

•

powstały na skutek zamykania się geosynkliny oceanu Tetydy, który rozciągał się na

południu Europy

Z geologicznego punktu widzenia dzielą się na 3 jednostki



Tatry – ich część granitowa (Tatry Wysokie) to intruzja magmowa wieku

hercyńskiego. Na ten trzon krystaliczny nasunęły się płaszczowiny: wierchowa i

reglowa, które powstały w orogenezie alpejskiej



Pieniński pas skałkowy



Karpaty fliszowe (czyli Beskidy i Bieszczady).

10. Zapadlisko Przedkarpackie

•

jest zapadliskiem przedgórskim, które powstało na skutek wypiętrzenia się Karpat w

orogenezie alpejskiej

59

Rys.1 Mapa przedstawiająca jednostki tektoniczne Polskie, skala 1:500 000.

JEDNOSTKI GEOLOGICZNE województwa podkarpackiego:

1 – Zewnętrzne Karpaty Fliszowe;

2 – Zapadlisko Przedkarpackie;

3 – Zrąb tektoniczny Roztocza i Wyżyny Lubelskiej;

Karpaty fliszowe zewnętrzne

Osady budujące Karpaty Zewnętrzne tworzyły się od Górnej Jury poprzez całą Kredę,

Paleogen aż do Miocenu, kiedy nastąpiło fałdowanie Karpat. Głównym osadem budującym

Karpaty jest flisz. Flisz powstał z osadów, które odkładały się w coraz płytszej geosynklinie z

nowo wypiętrzonych gór. Składa się on z naprzemienne ległych warstw piaskowców, łupków,

wapieni i margli. Osady te później zostały sfałdowane tworząc płaszczowiny, z których

powstała ta część Karpat

Zapadlisko przedkarapckie

•

leży na północ od Karpat

•

głębokość utworów 3-4 tyś. metrów,

60

•

wiek utworów to miocen - głównie młodszy trzeciorzęd

•

litologia – muły, iły, piaskowce, mułowcowe utwory ilaste.

Zrąb tektoniczny Roztocza

•

jest zbudowany z wapiennych utworów wieku kredowego (opoki, margle, piaskowce,

wapienie)

•

stromym progiem wznosi się nad Kotliną Sandomierską, jest to próg tektoniczny;

•

wzgórza są typu ostańcowego, mają deniwelacje 80-110 m, a wysokości bezwzględne

300-350 m n.p.m.;

•

występują formy krasowe;

•

w rzeźbie są czytelne cechy neotektonicznego podnoszenia Roztocza (progi rzeczne,

ostre krawędzie zrębowych wzgórz i rowów tektonicznych)

Powstanie utworów fliszowych i molasowych na Podkarpaciu

Karpaty w granicach Polski są częścią wielkiego pasma górskiego, które od okolic Wiednia

ciągnie się łukiem przez terytorium Słowacji, Czech, Polski, Ukrainy, Rumuni aż po przełom

Dunaju. Pasmo to jest częścią młodych gór fałdowych określanych Alpidami. Alpidy

wschodniej półkuli powstały na miejscu rozległego oceanu Tetydy, którego historia

rozpoczęła się jeszcze w paleozoiku. Ten wielki basen morski przybrał stopniowo charakter

morza geosynklinalnego. Morza tego typu charakteryzują się urozmaiconym reliefem dna

morskiego ze strefami głębokowodnymi oraz silnym wulkanizmem. Osady mórz

geosynklinalnych wykazują dużą miąższość do kliku tysięcy metrów oraz mają dużą

zmienność w profilu pionowym jak i poziomym. Ewolucja geosynklin prowadzi do ustąpienia

morza z ich obszaru, sfałdowania osadów i utworzenia się pasma gór fałdowych na miejscu

dawnego, głębokiego nieraz morza. W końcowym stadium rozwoju geosynkliny na jej

obszarze pojawiają się śródgeosynklinalne wypiętrzenia określane jako kordyliery. Stają się

one obok lądów obrzezających geosynklinę, bogatym źródłem materiałów dla osadów. Te

właśnie osady, tworzone w warunkach dużej ruchliwości dna, ale jeszcze przy znacznej

głębokości niektórych jego stref, określamy jako flisz. Następnym etapem już w czasie

formowania się pasm górskich, na ich przedpolu tworzą się osady określane jako molasy.

Powstają głównie z niszczenia skał osadowych utworzonych na wcześniejszych etapach

geosynkliny. Molasy tworzą się jeszcze w zbiornikach morskich lub już wysłodzonych

zbiornikach. W odciętych, wyparowujących częściach tego resztkowego morza mogą

61

powstawać warunki lagunowe, w efekcie których obok piasków i iłów tworzą się również

osady chemiczne, jak gipsy , sole kamienne, sole K-Mg.

Część Karpat leżąca w obrębie województwa podkarpackiego zbudowana jest głównie z

utworów fliszowych, które utworzyły się jako ciągły profil osadów w kredzie i paleogenie a

wiec przy końcu ery mezozoicznej i na początku ery kenozoicznej. Jest to część Karpat

zewnętrznych która została wynurzona i sfałdowana po zakończeniu sedymentacji fliszowej

na przełomie paleogenu i neogenu. Karpaty wewnętrzne na terytorium Polski reprezentowane

są przez Tary i flisz Podhalański które to przeszły stadium silnych fałdowań już w kredzie .

Granice pomiędzy Karpatami zewnętrznymi i wewnętrznymi stanowi PPS. Jest to wąska

strefa utworów triasowych, jurajskich, kredowych i paleogeńskich.

Na przedpolu wynurzonych i sfałdowanych z początkiem neogenu Karpat zewnętrznych

uformował się wąski zbiornik morski określany mianem, rówu przedgórskiego (zapaliskiem

przedkarpackim). W ciągu miocenu zaznaczały się na terenie zanurzonego i sfałdowanego

pasma fliszowego oraz w strefie rowu przedgórskiego, w którym trwała sedymentacja

utworów molasowych, kolejne fazy górotwórcze. Ich efektem było dalsze przesuwanie

zbiornika morskiego ku północnemu wschodowi oraz dalekie nasuniecie sfałdowanych mas

fliszowych Karpat na molasowe osady wewnętrznej, południowej części rowu

przedgórskiego. Sfałdowaniu uległa przy tym część osadów miocenu.

U schyłku miocenu morze całkowicie ustąpiło z przedpola polskich Karpat. Rów

przedgórski wypełniony molasowymi osadami miocenu o miąższości sięgającej na południe

od Lubaczowa do 4000 m, określany jest mianem zapadliska pzredkarpackiego. Z tym

właśnie regionem geologicznym graniczą na północy Karpaty fliszowe.

62

5.

RODZAJE MAP GEOLOGICZNYCH

Mapa jest obrazem Ziemi lub jej fragmentu wykonanym w określonym zmniejszeniu.

Mapy są tworzone w oparciu o matematyczną konstrukcję, przedstawiającą treść dzięki

zastosowaniu umownych znaków. Prawidłowo wykonana mapa powinna być dokładna,

zwierać istotne treści stosowane do skali i być czytelna. Każda mapa jest, skonstruowana w

określonej skali, którą należy rozumieć jako stosunek między odległością dwóch punktów na

mapie a odległością na powierzchni Ziemi. Inaczej mówiąc skala mapy informuje o stopniu

zmniejszenia. Mapa geologiczna służy do graficznego przedstawienia faktów geologicznych

w określonej skali, na podkładzie topograficznym. Wykonuje się je dla określonych potrzeb

praktycznych i teoretycznych.

Mapy geologiczne, ze względu na skalę dzielimy na:

•

ogólne, 1 : 1000000 i powyżej;

•

przeglądowe, 1 : 500 000 - 1 : 300 000

•

podstawowe, 1: 200 000 - 1 : 100 000

•

szczegółowe, 1 : 50 000 - 1: 10 000

•

plany geologiczne, 1 : 5000 i poniżej.

Ze względu na treści wyróżniamy m. in. mapy:

•

stratygraficzne (przedstawiają wiek skał i ich następstwo),

•

litologiczne (prezentują podstawowe właściwości fizykochemiczne skał),

•

tektoniczne (charakter ułożenie skał),

•

geologiczno - inżynierskie (charakteryzują warunki posadowienia budowli),

•

surowcowe (rozmieszczenie kopalin użytecznych),

•

geofizyczne (właściwości magnetyczne, radioaktywność skał, mapa przedstawiająca

rozmieszczenie anomalii magnetycznych lub grawimetrycznych na powierzchni

Ziemi,

•

hydrogeologiczne (ilość i jakość wód podziemnych),

Ze względu na stopień odkrycia dzielimy mapy na zakryte i odkryte.

Mapy zakryte przedstawiają wszystkie utwory występujące na powierzchni terenu, natomiast

na mapach odkrytych pomijane są młodsze utwory nadkładu np. mapa geologiczna bez

63

utworów czwartorzędowych (np.: Mapa geologiczna Polski bez utworów kenozoiku

1:1000000)

Elementami mapy geologicznej są:

•

Wycinek terenu z przestrzennie rozrysowaną jego budową;

•

Legenda mapy (barwy i oznaczenia typu oraz wieku skał);

•

Objaśnienia znaków petrograficznych;

•

Profil litostratygraficzny; to graficzne przedstawienie kolejności występowania

utworów geologicznych na danym obszarze. W nie zaburzonych, poziomo

zalegających warstwach skalnych, utwory najstarsze znajdują się na dole, najmłodsze

na górze, co odpowiada kolejności ich osadzania się.

•

Przekrój geologiczny; jest to zmniejszony, graficzny obraz budowy geologicznej

powstały w wyniku przecięcia wycinka skorupy ziemskiej z płaszczyzna pionowa.

64

Materiał źródłowy do pozycji „Zarys geologii i geomorfologii”:

Migoń P.,2006 – „Geomorfologia”, PWN Warszawa

Książkiewicz M., 1972 – „Geologia dynamiczna”, Wydawnictwo Geologiczne

Klimaszewski M., 1995- „Geomorfologia”, PWN Warszawa

Allen P.A, - „Procesy kształtujące powierzchnię Ziemi”, PWN Warszawa

Mizerski W., 2010– „Geologia dynamiczna”, PWN Warszawa

Mizerski W., 2002-”Geologia dynamiczna dla geografów”, PWN Warszawa

Bolewski A., Parachoniak W.,1982 - „Petrografia”, Wydawnictwo Geologiczne

Czubla P., Mizerski W., Świerczewska - Gładysz E. 2008-„Przewodnik do ćwiczeń z

geologii”, PWN Warszawa