Geologia to nauka o budowie i dziejach Ziemi, a zwłaszcza skorupy ziemskiej oraz o procesach geologicznych, dzięki którym ulega ona przeobrażeniom. Wyodrębnia się zazwyczaj dwa podstawowe działy geologii: podstawową stosowaną.

Układ Słoneczny - układ planetarny, składający się ze Słońca i powiązanych z nim grawitacyjnie ciał niebieskich. Ciała te, to osiem planet, 166 znanych księżyców pięć planet karłowatych i miliardy małych ciał Układu Słonecznego, do których zalicza się planetoidy, obiekty pasa Kuipera, komety, meteoroidy i pył okołoplanetarny.

Zbadane regiony Układu Słonecznego zawierają licząc od Słońca: cztery planety skaliste (Merkury, Wenus, Ziemia, Mars), pas planetoid składający się z małych skalistych ciał, cztery zewnętrzne planety-olbrzymy (Jowisz, Saturn, Uran, Neptun), oraz drugi pas - pas Kuipera, składający się z obiektów skalno-lodowych. Za pasem Kuipera znajduje się dysk rozproszony, dużo dalej heliopauza i w końcu hipotetyczny obłok Oorta. Odkryto także pięć planet karłowatych: Ceres (największy obiekt w pasie planetoid), Pluton (do 2006 uznawany za 9. planetę Układu), Haumea, Makemake (drugi co do wielkości obiekt w pasie Kuipera) i Eris (największy znany obiekt w dysku rozproszonym).

Sześć z ośmiu planet i trzy z planet karłowatych mają naturalne satelity, zwane księżycami. Każda z planet zewnętrznych jest otoczona pierścieniami złożonymi z pyłu kosmicznego.

Opis budowy wnętrza Ziemi

Ziemia powstawała z fragmentów materii obłoku gazowo-pyłowego, z którego około 5 miliardów lat temu rodziło się Słońce i cały Układ Słoneczny. Fragmenty te łączyły się w coraz większe kawałki, tworząc stopniowo planety. Planety uformowały się przeszło 4,5 miliarda lat temu.

Ziemia nie jest kulą, ale jest geoidą (spłaszczoną kulą). Średnica równikowa wynosi 12756 kilometrów, a południkowa 12714 kilometrów. Wybrzuszenie spowodowane jest rotacją planety trwającą 23,94 godziny. Południowa półkula jest nieznacznie bardziej wybrzuszona niż północna. Ziemia jest największa i najbardziej masywna z wewnętrznych planet. Jakkolwiek, w porównaniu z gazowymi olbrzymami jest bardzo mała. Obwód planety wynosi 40.070 km Okres obrotu Ziemi do niedawna stanowił wzorzec jednostki czasu (doba), okres ten wynosi obecnie 23 h 56 min 4,09 s i prawdopodobnie ulega wydłużeniu o ok. 1/1000 s na stulecie. O rozkładzie na Ziemi stref klimatycznych decyduje w dużej mierze kąt nachylenia osi Ziemi do płaszczyzny ekliptyki. Zróżnicowanie temperatury na Ziemi zależy od odległości od morza i prądów morskich, ukształtowania terenu, szerokości geograficznej, prądów atmosferycznych i działalności człowieka. Najniższe temperatury notuje się na Antarktydzie, Arktyce i Syberii. Najwyższe na pustyni Sahara i w Dolinie Śmierci. Wahanie między najniższą temperaturą, a najwyższą wynoszą od -88 do 58°C. Nie jest równomiernie rozprowadzana przez wiatry tak jak na Wenus. Wnętrze Ziemi składa się z kilku, odmiennych pod względem fizycznym i chemicznym warstw.

Litosfera jest najbardziej zewnętrzną, względnie sztywną i kruchą powłoką złożoną ze skał zbliżonych do znanych nam z powierzchni Ziemi, nawet częściowo niestopionych. Obejmuje ona skorupę oraz zewnętrzną część górnego płaszcza (tzw. warstwę perydotytową). Ulega deformacjom tektonicznym (uskoki, fałdy). Zależnie od typu skorupy rozróżniamy litosferę kontynentalną (grubszą i sztywniejszą) i oceaniczną (cieńszą, bardziej plastyczną).

Astenosfera odznacza się znacznie większą plastycznością, która zapewne jest wynikiem częściowego stopienia skał w jej obrębie. Charakteryzuje się na ogół spadkiem prędkości fal sejsmicznych. Jej górna granica występuje na różnych głębokościach (od 10 do ponad 100 km) i jest obecnie wiązana zwykle z przebiegiem izotermy 1300°C. Głębiej, czyli w wyższych temperaturach, w perydotytach pojawia się faza ciekła, dzięki czemu astenosfera osiąga plastyczność. Dolna jej granica przebiega średnio na głębokości 350 km. Skorupa ziemska jest zewnętrzną powłoką Ziemi. Rozciąga się od nieciągłości Mohorovičicia do powierzchni Ziemi. Powierzchnia Moho znajduje się na głębokości około 50-60 km, a została odkryta przez chorwackiego geofizyka Andriję Mohorovičicia w 1910 roku. Pomiędzy powierzchnią Ziemi a powierzchnią Moho znajduje się jeszcze jedna powierzchnia nieciągłości, zwana powierzchnią Conrada. Została ona odkryta w 1925 roku. Według najnowszych badań powierzchnia ta w wielu rejonach świata nie występuje lub jest bardzo niewyraźna. Skorupa ziemska składa się z kilkunastu wielkich płyt kontynentalnych, przesuwających się powoli względem siebie, a przyczyny tych ruchów wyjaśniane są różnymi teoriami. Najpopularniejsza z nich, zwana hipotezą pasa transmisyjnego, zakłada, że przyczyną ruchu jest nacisk rodzący się w strefie tzw. szwów oceanicznych. Są to strefy graniczne pomiędzy płytami - to tutaj rodzi się nowe dno oceaniczne. Skorupa ziemska jest tam bardzo cienka i miejscami nieciągła. Przez te nieciągłości pod ogromnym ciśnieniem wydostaje się z głębi ziemi lawa bazaltowa, która krzepnąc między płytami, rozpycha je. Rozsuwające się płyty napierają na swoje sąsiadki. Tworzy się strefa kolizyjna - napierająca płyta "wpełza" pod sztywną zawalidrogę. Resztę zadania przejmuje grawitacja - płyta tonie, mięknie i w końcu roztapia się w głębszych warstwach płaszcza. Ten schemat przypomina trochę pas transmisyjny - stąd nazwa teorii. Płaszcz ziemski sięga do głębokości 2890 km. Ciśnienie u podstawy płaszcza wynosi ok. 140 GPa. Płaszcz, w którym rozróżnia się dwie warstwy, składa się głównie z substancji bogatych w żelazo i magnez. Płaszcz dolny, zwany też wewnętrznym zbudowany jest głównie z niklu, żelaza, krzemu i magnezu (tzw. nifesima). Średnia gęstość płaszcza wewnętrznego waha się w granicach 5,0 - 6,6 g/cm³. W płaszczu Ziemi zachodzą prawdopodobnie zjawiska związane z powolnym przemieszczaniem się w górę plastycznych mas materii pod wpływem ciepła (ruchy konwekcyjne). Płaszcz dolny jest wydzielany na podstawie wyraźnego spadku tempa wzrostu prędkości fal sejsmicznych wraz z głębokością. W jego dolnych częściach gęstość osiąga ok. 6,0 g/cm3, a temperatura 3000 C. Płaszcz górny, zwany zewnętrznym zbudowany jest ze związków: chromu, żelaza, krzemu i magnezu (tzw. crofesima). Średnia gęstość tej sfery wynosi 4,0 g/cm³. Górna część zewnętrznego płaszcza ma od 80 do 150 km głębokości. Płaszcz ten jest warstwą o cechach plastycznych, stanowi podściółkę zapewniającą skorupie ziemskiej ruchliwość. Zachodzą w niej wszystkie procesy tektoniczne. Punkt topnienia substancji zależy od ciśnienia, jakiemu jest poddawana. Im głębiej, tym ciśnienie większe, zatem uważa się, że płaszcz dolny jest stanu stałego, a górny - stanu plastycznego (półpłynnego). Lepkość płaszcza górnego waha się między 1021, a 1024 Pa·s, w zależności od głębokości. Wobec tego płaszcz górny może pływać bardzo powoli. Płaszcz górny charakteryzuje się szybkim przyrostem prędkości fal sejsmicznych, ma gęstość 3,2-3,4 g/cm3 i jest najprawdopodobniej zbudowany z perydotytów.

Jądro składa się głównie z żelaza (80 %), niklu i krzemu. Inne cięższe pierwiastki, jak ołów i uran, występują zbyt rzadko, żeby przewidzieć ich dokładne rozmieszczenie oraz mają tendencję do tworzenia wiązań z lżejszymi pierwiastkami, zatem pozostają w płaszczu. Jądro podzielone jest zasadniczo na dwie części, stałe jądro wewnętrzne o promieniu ok. 1250 km i płynne jądro zewnętrzne wokół niego sięgające promienia ok. 3500 km. Przyjmuje się, że wewnętrzne jądro jest w stanie stałym i składa się głównie z żelaza z domieszką niklu Jądro zewnętrzne otacza jądro wewnętrzne i składa się przypuszczalnie z ciekłego żelaza zmieszanego z ciekłym niklem i śladowymi ilościami pierwiastków lekkich.

Procesy tektoniczne to procesy związane z najbliższą nam częścią Ziemi, skorupą.

Podział trzęsień ziemi

Ze względu na przyczynę:

tektoniczne - najczęstsze (90%) i najgroźniejsze. Ich przyczyna to gwałtowne rozładowanie energii nagromadzonej w skorupie ziemskiej lub górnym płaszczu. Energia w ośrodkach skalnych kumuluje się, a gdy przekroczy krytyczną wartość, ośrodek pęka powodując wstrząs. Większość trzęsień tego typu powstaje w strefach granicznych płyt litosfery. Trzęsienia tektoniczne występują także w młodych pasmach fałdowych, w strefach, gdzie subdukcja już wygasła. Trzęsienia tektoniczne są związane z przemieszczaniem się mas skalnych w istniejących uskokach, lub z powstawaniem nowych, młodych uskoków. Różnią się od trzęsień wulkanicznych tym, że od razu następuje najsilniejszy wstrząs, podczas gdy w trzęsieniach wulkanicznych wstrząsy są stopniowo coraz silniejsze.

wulkaniczne - stanowią ok. 7% trzęsień. Ich geneza związana jest z gwałtownymi erupcjami wulkanów lub zapadaniem się stropów opróżnianych komór magmowych.

zapadowe - związane z obszarami krasowymi, na których dochodzi do zawalania się stropów nad jaskiniami lub innymi próżniami w podłożu. Stanowią ok. 2% ogółu trzęsień, ich skutki są słabo odczuwalne.

antropogeniczne - wstrząsy spowodowane tąpnięciami. Do ich powstania może przyczynić się także naruszenie równowagi naprężeń w górotworze bądź też napełnienie zbiornika zaporowego. Na obszarach gęsto zabudowanych mogą spowodować znaczące szkody materialne. Występują na przykład na Górnym Śląsku, w okolicach Bełchatowa, na Dolnym Śląsku i w Pieninach.

Ze względu na głębokość ogniska:

płytkie (85%) - poniżej 70 km,

średnie (12%) - 70-350 km,

głębokie (3%) - 350-700 km.

Ze względu na powiązanie ze wstrząsem zasadniczym:

wstępne - o słabej magnitudzie,

zasadnicze - o największej magnitudzie,

następcze - po wstrząsie zasadniczym, o zmniejszającej się magnitudzie.

Przed i po erupcji wulkanu mogą (ale nie muszą) pojawić się wstrząsy typu:

foreshock -i (wstrząsy przed erupcją)

aftershock -i (wstrząsy po erupcji)

Ze względu na częstotliwość występowania trzęsień na danym terenie wyróżnia się obszary:

sejsmiczne - częstych i silnych trzęsień ziemi,

pensejsmiczne - rzadkich i słabych wstrząsów,

asejsmiczne - bez wstrząsów sejsmicznych.

Ryfting Brzeg mapy trzęsień przebiega poprzez środek Atlantyku, długą linią płytkich trzęsień, pokrywającą się dokładnie z linią wierzchołków podmorskich wzniesień. Takich linii jest więcej na oceanach. Od kiedy rozwinęła się technologia obserwacji dna morskiego wiemy, że wzdłuż wierzchołków tych wzgórz dochodzi do intensywnego wypływu bazaltowej lawy. Formuje się z niej płyta oceaniczna, w tempie kilku centymetrów rocznie. Badania paleomagnetyczne dowiodły, iż jest to proces ciągły.

Subdukcja w teorii tektoniki płyt, proces polegający na wciąganiu lub wpychaniu jednej płyty litosferycznej (płyty oceanicznej) pod drugą (oceaniczną lub kontynentalną). Strefy subdukcji są jednym z rodzajów granic zbieżnych (konwergentnych, kolizyjnych) płyt litosfery. Atmosfera

Powietrze wokół nas Choć nie można tego zobaczyć gołym okiem to powietrze składa się z materii. 

Skład powietrza: Jeśli nie uwzględnimy wody to otaczające nas powietrze składa się z:

78,08 % azotu (N₂)
20,95% tlenu (O₂)
0,93% argonu (Ar)

Te trzy gazy stanowią  99,96% powietrza.

Dwutlenek węgla jest najbardziej powszechnym spośród tych  gazów śladowych i stanowi około 0,037% powietrza. Wszystkie pozostałe gazy występują  w niewielkich ilościach. Statystycznie zatem, na każdy milion cząsteczek powietrza  zwykle przypada mniej niż  jedna cząsteczka któregoś z tych gazów.  Są one jednak niezwykle ważne dla naszego klimatu. 

Zasięg atmosfery

Nie możemy zobaczyć poszczególnych warstw atmosfery, ale możemy zmierzyć jak temperatura zmienia się wraz ze wzrostem wysokości. Te zmiany temperatury są podstawą do wydzielenia następujących warstw atmosfery:

- troposfera, najniższa warstwa atmosfery, gdzie temperatura spada wraz ze wzrostem wysokości, 
- w stratosferze, położonej powyżej, temperatura wzrasta wraz ze wzrostem wysokości,
- powyżej stratosfery znajduje się mezosfera, gdzie temperatura spada wraz ze wzrostem wysokości,
- termosfera jest najwyżej położoną warstwą atmosfery i tam temperatura wzrasta wraz ze wzrostem wysokości.

Pomiędzy wyróżnionymi warstwami atmosfery znajdują się strefy, gdzie rozkład pionowy temperatury ulega zmianie. Nazywamy je "pauzami".  I tak pomiędzy troposferą i  stratosferą znajduje się tropopauza. Powyżej stratosfery występuje stratopauza.  Mezopauza oddziela mezosferę od termosfery i jest to najzimniejszy obszar atmosfery (temperatura może tam spaść nawet do -100 °C).

W przeciwieństwie do temperatury, ciśnienie i gęstość powietrza stopniowo obniżają się wraz ze wzrostem wysokości, a powietrze staje się coraz rzadsze. 

Pochłanianie energii docierającej ze Słońca przez ozon w stratosferze powoduje zatrzymanie jej tam i dlatego temperatura w stratosferze wzrasta wraz z wysokością. Jest to podobne do procesu, który zachodzi w termosferze, ale tam to tlen i azot pochłaniają promieniowanie słoneczne. Promieniowanie to niesie ze sobą tyle energii, że nie tylko  rozrywa  wiązania, ale powoduje tworzenie się  naładowanych  atomów i cząstek zwanych jonami, dlatego też tą warstwę nazywa się czasem jonosferą.

GEOLOGICZNE PROCESY WEWNĘTRZNE I ZEWNĘTRZNE

Powierzchnia Ziemi poddana jest ciągłemu działaniu procesów geologicznych kształtujących jej obraz. Źródłem tych procesów jest energia:

- zewnętrzna - pochodząca od Słońca;

- wewnętrzna - pochodząca z wnętrza Ziemi (jądra).

Procesy geologiczne wewnętrzne (endogeniczne):

- trzęsienia ziemi,
- wulkanizm,
- plutonizm,
- ruchy górotwórcze (orogenezy),
- ruchy lądotwórcze (epejrogenezy).

Procesy geologiczne zewnętrzne (egzogeniczne):
- wietrzenie,
- erozja (rzeczna, morska, eoliczna, lodowcowa),
- ruchy masowe,
- transport,
- akumulacja.

Skutkiem działania procesów zewnętrznych jest stałe obniżanie i wyrównywanie powierzchni Ziemi.

Procesy wewnętrzne - endogeniczne lądotwórcze i oceanotwórcze

RUCHY LĄDOTWÓRCZE (epejrogeniczne) - to długotrwałe i powolne pionowe ruchy skorupy ziemskiej, obejmujące wielkie obszary naszej planety.

RUCHY GÓROTWÓRCZE (orogeniczne) - to wielkoskalowe ruchy skorupy ziemskiej, trwające miliony lat i prowadzące do powstania gór:

fałdowych - utworzonych w wyniku sfałdowania warstw skalnych w strefach subdukcji.

zrębowych - utworzonych w wyniku rozcięcia terenu licznymi uskokami, biegnącymi w różnych kierunkach.

wulkanicznych - tworzących się głównie w strefach ryftowych i strefach subdukcji w wyniku wydobywania się na powierzchnię Ziemi lawy oraz materiału piroklastycznego.

WULKANIZM - to wszystkie zjawiska związane z działalnością wulkanów, a zatem z wydobywaniem się płynnych, stałych i gazowych produktów wulkanicznych: magmy (nazywanej lawą po wydobyciu na powierzchnię), materiału piroklastycznego (rozdrobnione siłą wybuchu okruchy skalne), gazów wulkanicznych. Jezioro wulkaniczne, gejzer, komin wulkaniczny, krater, komora magmowa.

erupcja - wybuch wulkanu

efuzja - erupcja wulkanu polegająca na spokojnym wypływie lawy z krateru wulkanicznego (typ hawajski np. Mauna Kea, Mauna Loa)

eksplozja - erupcja wulkanu polegająca na nagłym wyrzuceniu produktów wulkanicznych, często połączona z rozerwaniem stożka wulkanicznego (typ wezuwiański, np. Wezuwiusz)

PLUTONIZM - to ogół zjawisk związanych z podziemnym przemieszczaniem się magmy i tworzeniu z niej skał głębinowych.

TRZĘSIENIE ZIEMI - to naturalny, krótkotrwały i gwałtowny wstrząs litosfery, powstały pod powierzchnią Ziemi (ognisko trzęsienia ziemi - hipocentrum) i rozchodzący się w postaci fal sejsmicznych; punkt na powierzchni Ziemi, w którym siła wstrząsów jest największa nosi nazwę epicentrum.

Procesy zewnetrzne - Egzogeniczne

WIETRZENIE - to rozpad (wietrzenie fizyczne/mechaniczne) lub rozkład (wietrzenie chemiczne) skał pod wpływem działania czynników zewnętrznych; w wyniku zmian temperatury powietrza skała najpierw się nagrzewa (wówczas zwiększa swoją objętość), a potem ochładza (kurczy się); taki cykl, powtarzany regularnie, prowadzi do kruszenia się (rozpadu)  skały i powstania zwietrzeliny.
Szczególnym przypadkiem WIETRZENIA fizycznego jest WIETRZENIE mrozowe (tzw. zamróz); zachodzi ono przy udziale wody zawartej w szczelinach skalnych; na skutek spadku temperatury poniżej 0°C woda krzepnie, zwiększając przy tym swoją objętość (zgodnie z prawami fizyki); w efekcie prowadzi to do rozsadzania skał.

Przykładem WIETRZENIA chemicznego są zjawiska krasowe; skały węglanowe (np. wapień), wchodząc w reakcję z wodą, ulegają rozpuszczaniu (rozkład); powstają w ten sposób przeróżne formy krasowe, np. jaskinie z szatą naciekową (stalaktyty, stalagmity i stalagnaty), wywierzyska (źródła krasowe), lejki krasowe i inne.

Kras (procesy krasowe, krasowienie) - procesy rozpuszczania skał przez wody powierzchniowe i podziemne, jeden z rodzajów wietrzenia chemicznego. Krasowieniu podlegają skały krasowiejące: przede wszystkim wapienie, a także dolomity, margle, gips, anhydryt, halityt (potocznie sól kamienna). Intensywność rozpuszczania zależy od:

klimatu, ilości opadów (zachodzi szybciej w klimacie wilgotnym)

zawartości dwutlenku węgla w wodzie

wysokości n.p.m. (na wysoko położonych obszarach woda krąży dłużej, więc intensywniej rozpuszcza skały)

ukształtowania powierzchni (im bardziej płaski obszar, tym więcej wody wsiąka w głąb).

RUCHY MASOWE - to procesy przemieszczania się skał po powierzchniach nachylonych, pod wpływem działania sił grawitacji; zaliczają się do nich m. in.:

spełzywanie - to powolne przemieszczanie się zwietrzeliny w dół stoku, na przykład w wyniku zamarzania i rozmarzania gruntu; często występuje na obszarach objętych wieloletnią zmarzliną (soliflukcja);

spływy błotne - bywają tragiczne w skutkach, powstają na stokach o dużym nachyleniu w wyniku nasiąknięcia gruntu wodą po obfitych opadach lub roztopach;

osuwisko - tworzy się na skutek ześlizgiwania wzdłuż powierzchni stoku zewnętrznej warstwy gruntu w wyniku zmniejszenia tarcia; wystąpienie osuwiska może być spowodowane np. trzęsieniem ziemi lub podcięciem stoku (osuwanie klifu).

EROZJA rzeczna - polega na niszczeniu przez transportowany materiał skalny dna koryta (erozja wgłębna/denna) oraz podcinania brzegów doliny przez nurt (erozja boczna); skutkiem działania erozji bocznej są meandry (zakola) i starorzecza.

EROZJA wiatrowa (eoliczna) - szczególnie widoczna na obszarach suchych pozbawionych zwartej szaty roślinnej; niesiona wiatrem zwietrzelina uderza w napotkane przeszkody (występy skalne) niszcząc je; taki proces nosi nazwę korazji; skutkiem tego zjawiska są tzw. grzyby skalne.

EROZJA morska - to niszcząca działalność fal morskich na brzeg; stale atakowany przez wodę wysoki brzeg morski ulega podcinaniu u podstawy i osuwaniu; w ten sposób tworzy się klif; niszcząca działalność wody morskiej nosi nazwę abrazji.

EROZJA lodowcowa - przykładem niszczącej działalności lodu są doliny rzeczne, które jęzor lodowca górskiego przekształca z V-kształtnych na U-kształtne; działalność lodowców i lądolodów była szczególnie nasilona w epoce plejstocenu i odcisnęła duże piętno na wielkich obszarach naszego globu (także na terenie Polski).

AKUMULACJA - to osadzanie i gromadzenie, najczęściej w zagłębieniach terenu, materiału skalnego transportowanego przez wodę, wiatr i lodowiec.

Proces AKUMULACJI rzecznej szczególnie dobrze widoczny jest u ujścia rzeki, czyli tam gdzie traci ona swoją moc transportową i usypuje niesiony materiał; w osadach rzeka dzieli się na odnogi i uchodzi do morza kilkoma ramionami; w ten sposób powstaje ujście rzeki zwane deltą (np. delta Wisły - Żuławy Wiślane).

Efektem AKUMULACJI wiatrowej są m.in. wydmy, np. pustynne barchany, czy wydmy podłużne (na Saharze zwane seifami) oraz spotykane w Polsce wydmy paraboliczne.

W sprzyjających warunkach, tam gdzie linia brzegowa ulega załamaniu, prądy morskie mogą utworzyć piaszczystą mierzeję (np. Mierzeja Helska) - taki proces nosi nazwę AKUMULACJI morskiej.

Do form AKUMULACJI lodowcowej należą m.in. wzniesienia morenowe, głazy narzutowe, ozy, równiny sandrowe.

Powstawanie skał

Skały dzielą się na trzy zasadnicze grupy: magmowe, metamorficzne i osadowe.

Skały magmowe - skały magmowe formują się przez stygnięcie płynnej magmy powstałej w głębi Ziemi. Czasem magma wydostaje się na powierzchnię i wypływa z wulkanów jako lawa. Jednak często stygnięcie i zestalenie odbywa się głęboko pod ziemią.

Skały metamorficzne - pod wpływem wysokiej temperatury i ciśnienia jedne skały przechodzą w inne, zwane metamorficznymi, np. wapień w marmur, a łupek ilasty w dachówkowy. 

Skały osadowe - skały podlegają stałej erozji, przez co powstają okruchy niesione potem przez rzeki, morza lub wiatr. Okruchy te osadzają się, razem z resztkami zwierząt i roślin, jak muł, piasek lub grubszy materiał. Powstaje warstwa, która wskutek przykrycia przez następne ulega kompakcji i scementowaniu, przechodząc w skałę. Na przykład piaskowiec jest skałą osadową powstałą ze scementowanego piasku.

SKAŁY OSADOWE

Skały osadowe powstają w wyniku nagromadzania i osadzania produktów wietrzenia starszych skał, jak również resztek roślinnych i zwierzęcych o różnym stopniu rozkładu. Mogą też tworzyć się w wyniku wytrącania z roztworów wodnych. Głównymi procesami uczestniczącymi w genezie tych skał są: wietrzenie, transport, sedymentacja i diageneza. Powstawanie skał osadowych związane jest z dużymi zmianami warunków fizycznych i chemicznych środowiska ich powstawania. Za szczególnie istotne należy uznać:

wahania temperatury na powierzchni wietrzejących skał (od - 80 C do + 80 C ),

znaczna rozpiętość opadów (od zera do kilku tysięcy mm rocznie), stosunek opadów do parowania ,

stężenie jonów wodorowych, które w naturalnych zbiornikach waha się w granicach od pH 5 do pH 9,

udział organizmów żywych (mikroorganizmy, rośliny, zwierzęta).

Minerały wchodzące w skład skał osadowych są dwojakiego pochodzenia:

Minerały allogeniczne, tzn. powstałe poza środowiskiem tworzenia się skał osadowych. Dostają się one do środowiska osadowego w wyniku mechanicznego wietrzenia skał starszych niż dany osad i przetransportowania do zbiornika sedymentacyjnego.

Minerały autogeniczne, tj. powstałe w środowisku tworzenia się skał osadowych. Powstają one w wyniku bezpośredniego wytrącenia z roztworu, na skutek procesów biochemicznych lub w wyniku późniejszych przemian diagenetycznych w obrębie złożonego osadu.

Spośród minerałów skał magmowych i metamorficznych, minerałami allogenicznymi skał osadowych stają się te, które wykazują największą odporność na wietrzenie. Do najważniejszych minerałów autogenicznych należą: opal, kwarc autogeniczny, chalcedon, minerały ilaste, glaukonit, gibbsyt, diaspor, getyt, lepidokrokit, piryt autogeniczny, markasyt, kalcyt, dolomit, syderyt, apatyt, wiwianit, anhydryt, baryt, kizeryt, halit, sylwin, karnalit i kainit.

Wszystkie skały osadowe występują w postaci warstw (pokładów). Pierwotnie ułożenie tych warstw jest zbliżone do horyzontalnego. Wszelkie istotne odstępstwa od tego położenia są wynikiem późniejszych deformacji tektonicznych. Swoistą cechą budowy skał osadowych jest uławicenie i warstwowanie. Ławicą nazywany jest pokład oddzielony od innych wyraźnymi powierzchniami nieciągłości oraz odznaczający się spoistością. Uwarstwienie natomiast jest cechą teksturalną polegającą na przestrzennym uporządkowaniu składników w obrębie ławicy. Uławicenie występuje we wszystkich skałach osadowych, warstwowanie jest zaś cechą charakterystyczną głównie dla skał okruchowych i ilastych.

Skały osadowe są w petrografii sklasyfikowane w zależności od genezy na:

skały osadowe okruchowe

skały osadowe pochodzenia chemicznego i organicznego

OSADOWE SKAŁY OKRUCHOWE

Do skał okruchowych, czyli klastycznych należą te, w których składzie przeważa materiał allogeniczny, tzn. powstały w wyniku wietrzenia (rozdrobnienia) starszych skał. Nagromadzanie w ten sposób materiału, złożonego z okruchów, odłamków skalnych i ziaren, prowadzi do powstania skały okruchowej luźnej. W wyniku diagenezy dochodzi do cementacji materiału klastycznego i powstają skały okruchowe zwięzłe (scementowane), składające się z okruchów, ziarn mineralnych oraz spoiwa (lepiszcza), czyli substancji wiążącej. Spoiwo może mieć charakter:

spoiwa właściwego, strąconego chemicznie w przestrzeniach międzyziarnowych,

spoiwa detrytycznego, w postaci tzw. masy wypełniającej, złożonej z drobnoziarnistego materiału okruchowego,

spoiwa chemiczno-detrytycznego, gdy w spoiwie chemicznym znajduje się pewna ilość detrytycznego materiału, określanego jako matriks.

W zależności od składu chemicznego wyróżnia się następujące rodzaje lepiszcza:

wapniste - złożone z kalcytu, o jasnej barwie, burzące z 10% kwasem solnym na zimno,

margliste - złożone z kalcytu i minerałów ilastych, o jasnej lub szarej barwie, burzące z kwasem solnym i pozostawiające osad po wyburzeniu,

dolomityczne - złożone z dolomitu, o jasnej barwie, burzące z kwasem solnym na gorąco lub po sproszkowaniu,

żelaziste - złożone z tlenków i wodorotlenków żelaza, o charakterystycznym czerwonym lub brunatnym zabarwieniu,

krzemionkowe - złożone z chalcedonu lub opalu, o jasnej barwie, dużej zwięzłości, często również o szklistym połysku,

ilaste - złożone z minerałów ilastych, o małej zwięzłości,

glaukonitowe - złożone z glaukonitu, o charakterystycznej zielonej barwie.

Przy określaniu struktury skał okruchowych bierze się pod uwagę następujące kryteria:

1.typy struktur ze wzg. na rozmiar ziaren:

psefitowe (grubookruchowe), o przeciętnej średnicy ziarn powyżej 2 mm;

psamitowe (średniookruchowe), o przeciętnej średnicy ziarn w granicach 2 - 0,1 mm;

aleurytowe (drobnookruchowe), o przeciętnej średnicy ziarn 0,1 - 0,01 mm;

pelitowe (bardzo drobnoziarniste), o przeciętnej średnicy ziarn poniżej 0,01 mm;

okruchowo-pelitowe (różnoziarniste), gdy występują nie przesortowane okruchy wymieszane z częściami pelitowymi.

2. typy struktur ze względu na Stopień obtoczenia, czyli stopień zaokrąglenia pierwotnie kanciastego materiału okruchowego (obtoczenie następuje podczas wzajemnego ocierania się ziarn podczas transportu i jest wypadkową długości transportu i odporności ziarn na ścieranie). Wyróżniamy tu następujące typy ziarn:

- kanciaste,

- słabo obtoczone,

- obtoczone,

- dobrze obtoczone,

3. typy struktur ze względu na Stopień selekcji (wysortowania). Mówimy tu o strukturach:

dobrze wyselekcjonowanych, czyli równoziarnistych - gdy skała składa się z okruchów lub ziarn o podobnych rozmiarach,

źle wyselekcjonowanych, czyli różnoziarnistych - gdy w skład skały wchodzą różne frakcje materiału okruchowego.

4. typy struktur ze względu na Charakter powierzchni, świadczący o środowisku powstawania skał. Wyodrębnić można następujące rodzaje powierzchni:

- gładkie, świadczące o transporcie wodnym,

- matowe, nie poddane obróbce w czasie transportu, charakterystyczne dla utworów rezydualnych,

- porysowane, związane z transportem eolicznym i lodowcowym,

- o charakterystycznych śladach, np. drążenia przez organizmu żywe żyjące w określonym środowisku sedymentacyjnym.

Tekstury skał okruchowych mogą być, podobnie jak w innych grupach skał, kierunkowe(równoległe) bądź bezładne. Biorąc pod uwagę stopień wypełnienia wyróżnia się tekstury zbite i porowate. Cechy takie jak zbitość i porowatość związane są ze stopniem wysortowania ziaren, ich kształtem i ułożeniem względem siebie, a także, w przypadku skał scementowanych z ilością i rodzajem substancji wiążącej.

Wyróżniamy następujące grupy skał okruchowych:

skały piroklastyczne

skały grubookruchowe (psefity)

skały średniookruchowe (psamity)

skały drobnookruchowe (aleuryty)

skały bardzo drobnoziarniste (pelity)

skały okruchowo-pelitowe

SKAŁY POCHODZENIA CHEMICZNEGO I ORGANICZNEGO

Skałami chemicznymi nazywane są utwory powstałe w wyniku wytrącania się pewnych substancji z roztworów. Mianem organicznych określa się skały wytworzone na skutek nagromadzenia szczątków organizmów. Zaklasyfikowanie wielu skał jako czysto chemicznych lub czysto organicznych jest bardzo trudne, gdyż mogą one zawierać substancje pochodzenia organicznego i minerały wytrącone na drodze chemicznej. Wśród skał należących do tej grupy dominują następujące typy struktur:

- organogeniczne (biomorficzne), gdy skała zawiera znaczną ilość szczątków organicznych, np. torfy, zlepy muszlowe,

- krystaliczne, gdy skała zbudowana jest z dużych, makroskopowo rozpoznawalnych kryształów, np. gips,

- ziarniste, gdy skała składa się z kryształów i szczątków tworzących nieregularne ziarna, np. wapienie pelitowe,

- mieszane, np. biomorficzno-ziarniste.

Skały chemiczne i organiczne wykształcają najczęściej dwa podstawowe typy tekstur:

- zbite lub porowate - ze względu na wypełnienie przestrzeni,

- bezładne lub warstwowane - ze względu na ułożenie materiału.

Najważniejszymi przedstawicielami osadów chemicznych i organicznych są następujące grupy skał:

skały węglanowe, skały krzemionkowe, skały żelaziste, ewaporaty, torfy

SKAŁY PIROKLASTYCZNE

Skały piroklastyczne są grupą przejściową pomiędzy skałami wulkanicznymi a osadowymi okruchowymi. Powstają one na skutek sedymentacji materiału okruchowego, genetycznie związanego z działalnością wulkanów. Cechą charakterystyczną skał piroklastycznych jest na ogół zła selekcja składników pod względem ich wielkości oraz składu litologiczno-mineralogicznego. Obok okruchów pochodzenia czysto wulkanicznego w ich skład wchodzić mogą ziarna i okruchy skał pokruszonych przy wybuchach wulkanu, oraz składniki dołączone do materiału wulkanicznego w procesie sedymentacji. W zależności od frakcji materiał okruchowy dziali się na:

- bloki, będące kanciastymi fragmentami zakrzepłej lawy o rozmiarach od kilkunastu centymetrów do kilku metrów (czasem nawet więcej),

- bomby wulkaniczne, będące fragmentami zakrzepłej lawy o średnicy od kilku do kilkunastu centymetrów, o charakterystycznym wrzecionowatym kształcie. Powstają one na skutek zakrzepnięcia w locie fragmentów lawy wprawionych w ruch wirowy,

- lapille, będące fragmentami lawy, których wielkość mieści się pomiędzy rozmiarem ziarna grochu a orzecha włoskiego,

- popiół wulkaniczny, czyli najdrobniejsze frakcje pyłowe wyrzucane do atmosfery siłą eksplozji wulkanicznych i mogące tam przez jakiś czas pozostawać w stanie zwieszonym. Przenoszone prądami powietrza mają zdolność do osadzania się na dużych obszarach, w znacznej odległości od pierwotnego źródła emisji.

- Brekcje wulkaniczne zbudowane są z ostrokrawędzistych fragmentów skał wulkanicznych i innych, pokruszonych w czasie wybuchu wulkanu. Fragmenty te spojone są lawą lub popiołem wulkanicznym. Brekcje wulkaniczne odznaczają się wyjątkowo złą selekcją i bezładną teksturą. Zasięg ich jest ograniczony.

- Tufy są skałami zwięzłymi, składającymi się z popiołów wulkanicznych z domieszkami frakcji grubszych - lapilli i bomb wulkanicznych. Na ogół wykazują one złą selekcję i brak warstwowania. Ich charakterystyczną cechą jest duża porowatość i związany z nią niewielki ciężar. Tufom nadaje się nazwy wynikające z ich składu litologicznego, np. tufy andezytowe, bazaltowe, trachitowe itp. W Polsce tufy znane są na obszarach, gdzie występują skały wulkaniczne. Tuf filipowicki wieku permskiego występuje w okolicach Krzeszowic, m.in. w Filipowicach, od których wywodzi się jego nazwa. Jest on skałą o barwie różowej z jasnymi plamami, silnie porowatą, z charakterystycznymi bezładnie ułożonymi kryształami automorficznymi biotytu. W stanie świeżym tuf filipowicki jest miękki, po wyschnięciu staje się twardy i dość kruchy. W Sudetach występują tufy o składzie zbliżonym do tufu filipowickiego (szczególnie dużo jest ich w utworach czerwonego spągowca) oraz ciemno zabarwione tufy bazaltowe.

- Tufity są skałami piroklastycznymi osadzanymi w środowisku wodnym, często transportowanymi. Na skutek takiej genezy wykazywać mogą pewien stopień selekcji, uziarnienie frakcjonalne, a także warstwowanie. Tufity mogą zawierać, obok składników wulkanicznych, także domieszki materiału okruchowego, który wykazuje wyższy stopień obtoczenia.

SKAŁY GRUBOOKRUCHOWE (PSEFITY)

Do psefitów zaliczane są skały o przeciętnej średnicy ziaren przekraczającej 2 mm. Ich najważniejszymi przedstawicielami są: gruzy, żwiry, brekcje i zlepieńce.

Gruzy są skałami psefitowymi luźnymi, zbudowanymi z okruchów ostrokrawędzistych. Najczęściej są to utwory rezydualne lub powstałe w warunkach denudacyjnych. Przykładem gruzów mogą być np. piargi powstałe u wylotów żlebów. Utwory gruzowe mogą składać się z okruchów pochodzących z jednego lub wielu rodzajów skał, co decyduje o ich składzie mineralnym.

Żwiry są skałami psefitowymi luźnymi, zbudowanymi z okruchów obtoczonych. Ich powstawanie związane jest najczęściej z działalnością lodowca (żwiry zwałowe i fluwioglacjalne) lub z działalnością wód płynących (żwiry aluwialne). Utwory żwirowe mogą składać się z okruchów pochodzących z jednego lub wielu rodzajów skał, co decyduje o ich składzie mineralnym. Przydatność użytkowa gleb powstałych ze żwirów jest niska, są one trudne do uprawy, suche i mało zasobne.

Brekcje są skałami psefitowymi scementowanymi, powstałymi w wyniku diagenezy gruzów. Spojone mogą być lepiszczem właściwym, np. wapiennym, żelazistym lub detrytycznym, powstałym z silnie roztartego materiału o składzie podobnym do okruchów. Brekcje mogą mieć różny skład petrograficzny. Znane są brekcje jednoskładnikowe i polimiktyczne (wieloskładnikowe). Do najczęściej spotykanych odmian brekcji należą:

- brekcja piargowa, powstająca przez scementowanie stożków piargowych,

- brekcja krasowa, powstająca przez scementowanie fragmentów zapadających się stropów jaskiń krasowych, spojonych najczęściej węglanem wapnia,

- brekcja klifowa, której materiał okruchowy pochodzi z niszczenia brzegu klifowego.

Gleby powstałe w wyniku wietrzenia brekcji mają najczęściej charakter żwirów gliniastych, a ich wartość w dużej mierze warunkuje rodzaj lepiszcza.

Zlepieńce są skałami psefitowymi zwięzłymi, powstałymi w wyniku diagenezy żwirów. Spojone mogą być lepiszczem właściwym, np. wapiennym, żelazistym lub detrytycznym, powstałym z silnie roztartego materiału o składzie podobnym do okruchów . Zlepieńce mogą mieć rozmaity skład petrograficzny. Znane są zlepieńce jednoskładnikowe (np. zlepieńce kwarcowe lub wapienne), częściej jednak mają charakter polimiktyczne (wieloskładnikowy).

W wyniku wietrzenia zlepieńców powstają gleby o charakterze żwirów gliniastych, o wartości warunkowanej przede wszystkim rodzajem spoiwa.

SKAŁY ŚREDNIOOKRUCHOWE (PSAMITY)

Psamity reprezentowane są przez piaski (skały luźne) i piaskowce (skały scementowane).

Piaski

W zależności od genezy, czyli od środowiska transportu i sedymentacji, wyróżnia się kilka odmian piasku:

Piaski eoliczne (wydmowe) są dobrze obtoczone i przesortowane. Składają się prawie wyłącznie z okruchów drobnoziarnistych, co uwarunkowane jest ograniczoną zdolnością transportową wiatru. Powierzchnia ziarn piasków eolicznych jest matowa i porysowana na skutek wzajemnego ich ocierania się w trakcie transportu. Skład mineralny tych piasków jest na ogół zróżnicowany, dlatego ich zabarwienie jest najczęściej żółtawe. Na terenie Polski wydmy tworzą się lub niedawno tworzyły się głównie w pasie przymorskim, na nadzalewowych tarasach rzek lub na obszarach sandrowych. Klasycznym obszarem wydmowym jest np. wybrzeże Bałtyku w okolicach Łeby.

Piaski aluwialne (rzeczne) są średnio obtoczone, błyszczące, warstwowane, a w obrębie warstwy dość dobrze wysortowane. Słabe obtoczenie ziarn jest wynikiem transportu w środowisku wodnym, w którym poszczególne ziarna pozornie tracą na ciężarze. Każde z ziarn jest dodatkowo otoczone cienką błonką wodną, działającą przy zderzeniach jak amortyzator. Selekcje pod względem wielkości ziarn zależy od siły transportowej rzeki. Piaski aluwialne posiadają jasną lub białą barwę pochodzącą od dobrze przemytych ziarn kwarcu. Są one ubogie w tlenki i wodorotlenki żelaza, skalenie, minerały ilaste i inne składniki. Są one pospolitymi osadami w dolinach polskich rzek, osiągając nieraz znaczne miąższości.

Piaski zwałowe, wytworzone w wyniku działalności lodowca, charakteryzują się brakiem wysortowania i warstwowania, a obok okruchów obtoczonych występują ziarna ostrokrawędziste. W porównaniu z innymi utworami piaszczystymi są one znacznie zasobniejsze w składniki pokarmowe dla roślin. W Polsce występują dość powszechnie.

Piaski fluwioglacjalne (rzecznolodowcowe) składają się z ziarn obtoczonych jeszcze słabiej niż ziarna piasków rzecznych. Charakteryzują się słabą selekcją i urozmaiconym składem mineralnym. W porównaniu z piaskami aluwialnymi wykazują mniejsze przesortowanie i przemycie. Obok glin morenowych stanowią one najbardziej rozpowszechnioną skałę macierzystą gleb na obszarze centralnej i północnej Polski.

Piaski morskie cechuje dobre obtoczenie i selekcja. Własności te w dużym stopniu zależą jednak od typu wybrzeży. Częstym składnikiem piasków pochodzenia morskiego jest glaukonit, np. w glaukonitowych piaskach oligoceńskich niecki mazowieckiej. Przy sprzyjających warunkach w strefie plażowej może dojść do wzbogacenia piasku w minerały ciężkie (mówi się wtedy o złożach szlichowych). Na całym polskim wybrzeżu Bałtyku występują skupienia piasków wzbogaconych, np. piaski magnetytowe z granatami na Helu, w okolicach Jastrzębiej Góry i Łeby.

Piaskowce powstają w wyniku diagenezy piasków. Zależnie od składu mineralnego wyróżnia się:

Piaskowce kwarcowe. Są one najbardziej powszechnymi scementowanymi psamitami. Składają się głównie z dobrze obtoczonych i wysortowanych ziarn kwarcu (ok.80%). Piaskowce kwarcowe o spoiwie krzemionkowym, które uległy rekrystalizacji, zwane są piaskowcami kwarcytowymi lub ortokwarcytami. Są to skały bardzo odporne na wietrzenie, z których powstają silnie szkieletowe, płytkie i bardzo ubogie gleby.

Arkozy są odmianą piaskowców zawierającą, obok kwarcu, ponad 20% skalenia potasowego. Dodatkowo mogą tu być obecne pewne ilości łyszczyków i innych minerałów. Skały arkozowe są zwykle barwy różowej lub czerwonawej, wykazują słaby stopień scementowania, najczęściej spoiwem żelazistym. Ziarna są słabo wysortowane, grube, o niskim stopniu obtoczenia. Obecność w arkozach minerałów stosunkowo łatwo wietrzejących reprezentowanych przez skalenie, łączy ich genezę ze środowiskami o słabym wietrzeniu chemicznym, np. obszarami klimatu półpustynnego, wysokogórskiego lub glacjalnego.

Szarogłazy składają się ze źle obtoczonych okruchów skał drobnoziarnistych, ziarn minerałów ciemnych, kwarcu, łyszczyków i skaleni, silnie ze sobą scementowanych. Są to skały zwięzłe, masywne, o szarym lub prawie czarnym zabarwieniu, scementowane najczęściej lepiszczem ilasto-krzemionkowym. Stanowią częściej od arkoz spotykany rodzaj piaskowców, występują np. we fliszu karpackim.

Zwietrzeliny piaskowców są najczęściej piaszczyste, na ogół o niskiej wartości glebotwórczej, która zależy od rodzaju okruchów i lepiszcza.

SKAŁY DROBNOOKRUCHOWE (ALEURYTY)

Do skał drobnookruchowych zalicza się:

- pyły - skały luźne, które mogą być: rezydualne, pochodzenia wodnego (muły) lub eolicznego (lessy),

- mułowce - skały scementowane, powstałe w wyniku diagenezy mułów.

Muły są osadami wodnymi, składającymi się w przeważającej części z pyłu kwarcowo-skaleniowego, któremu towarzyszyć mogą drobne łuseczki muskowitu, autogeniczny piryt, szczątki organiczne i pewne ilości substancji ilastej. Muły aluwialne tworzą się w dolnym biegu rzeki (między innymi na Żuławach) i odznaczają się dużą zasobnością w składniki pokarmowe dla roślin. Niekiedy wykazują wadliwe stosunki powietrzno-wodne, ze względu na dużą zawartość ziaren drobnych (< 0,01 mm), jednak na ogół stanowią dobrą skałę macierzystą gleb.

Lessy są pyłami pochodzenia eolicznego, o barwie żółtej, wykazują pionową łupliwość i brak warstwowania. Typowy less składa się z kwarcu (60 - 70%), glinokrzemianów (20 - 30%), węglanów (8 - 12%), wodorotlenków żelaza i glinu oraz minerałów ilastych. Ziarna lessu są na ogół ostrokrawędziste, co przyczynia się do wykształcenia dużej porowatości. W naturalnych odsłonięciach lessu widoczne są często konkrecje węglanowe (tzw. laleczki lessowe) oraz pionowe kanaliki po roślinności, na której osadzał się less.

Osady lessowe wykazują bardzo dobre właściwości fizyczne, dobre właściwości fizykochemiczne i stanowią jedną z najwartościowszych skał macierzystych gleb. Ich wadą jest stosunkowo łatwa podatność na erozję, zwłaszcza wodną. Lessy i utwory lessopodopbne występują na Wyżynie Lubelskiej, Kielecko-Sandomierskiej i Miechowskiej, w pasie pogórzy przedkarpackich, na Płaskowyżu Głubczyckim, Rybnickim oraz na Przedgórzu Sudeckim i Wzgórzach Trzebnickich.

Mułowce powstają na skutek diagenezy mułów. Są skałami silnie scementowanymi spoiwem, w którym oprócz innych składników występuje żel. Ich skład mineralny jest zbliżony do piaskowców, lecz wykazuje większą zawartość minerałów ilastych. W procesie diagenezy może dojść do złupkowacenia mułów - mówimy wtedy o łupkach mulastych. Barwa mułowców jest różna: od jasnoszarej, poprzez szarą , szarozieloną do prawie czarnej. Występują one jedynie lokalnie w terenach górskich.

SKAŁY BARDZO DROBNOZIARNISTE (PELITY)

Pelity są specyficzną grupą skał, których skład chemiczny zależy od minerałów autogenicznych, których ziarna nie maja charakteru detrytycznego, lecz powstawały na skutek reakcji chemicznych w środowisku powstawania osadu. Materiałem allogenicznym jest tu pelit kwarcowy, niekiedy także okruchy o większej frakcji. Takie uwarunkowania sprawiają, że skały pelitowe stoją na pograniczu skał okruchowych i chemicznych. Najczęściej stosuje się podział skał pelitowych na: skały alitowe , skały ilaste

Skały okruchowo - pelitowe - do tej grupy skał należą gliny, zaliczane niekiedy również do skał ilastych. Gliny są zatem utworami róznoziarnistymi. Geneza utworów gliniastych może być różna (gliny rezydualne, deluwialne i inne), jednak największe znaczenie mają gliny pochodzenia lodowcowego, czyli gliny zwałowe. Osadzane one były przez lodowiec plejstoceński, głównie w postaci moreny dennej. Powstały one w wyniku nagromadzenia prawie całego materiału transportowanego przez lodowiec i pozostałego po jego stopnieniu. Materiał ten obejmuje produkty wietrzenia skał sąsiadujących z lodowcem oraz fragmenty skał wyrwanych z podłoża lodowca, toteż jego skład petrograficzny w dużym stopniu zależy od budowy geologicznej terenów, przez które przesuwał się lodowiec. Tego typu geneza powoduje bardzo zróżnicowany skład osadów gliniastych. Obok materiału ilastego, mułowego i piaszczystego zawierają one również żwir, otoczaki i fragmenty bloków skalnych, są więc skałami o wyjątkowo złej selekcji. Gliny zwałowe mogą niekiedy zawierać znaczne ilości węglanu wapnia. Powstające z nich gleby zaliczane są do dobrych i bardzo dobrych, a ich skład chemiczny, w porównaniu np. z utworami rezydualnymi, jest bogatszy w ważne z rolniczego punktu widzenia składniki, jak fosfor, wapń, magnez, potas.

Wartość glebotwórcza glin zwałowych związana jest z różnym wiekiem osadów.

Skały alitowe składają się głównie z tlenków i wodorotlenków glinu, jak np. diaspor, hydrargillit. Powstały one na skutek daleko posuniętego wietrzenia chemicznego glinokrzemianów w warunkach klimatu tropikalnego lub subtropikalnego. Rozkład glinokrzemianów połączony jest z wymyciem niektórych kationów i krzemionki. W środowisku wietrzenia dochodzi do nagromadzenia skrajnie trwałych produktów końcowych - wodorotlenków glinu, żelaza i tytanu. Proces ten nazywa się lateryzacją.

Lateryty skały alitowe powstałe na skutek procesu lateryzacji nazywane są laterytami. Posiadają one charakterystyczne zabarwienie, pochodzące od ich głównych składników: czerwone, czerwonobrunatne lub żółtawe. Są to utwory typowe dla strefy tropikalnej, dlatego też powszechnie występują np. na terenie Afryki.

Terra rosa czyli czerwona ziemia jest pozostałością po wietrzeniu skał węglanowych, głównie wapieni. Podobnie jak lateryt, składa się głównie z wodorotlenków glinu i żelaza, które nadają jej intensywną czerwoną barwę. W Polsce utwory tego typu występują w Górach Świętokrzyskich, gdzie powstały w trakcie wietrzenia krasowego wapieni (głównie dewońskich) w warunkach lądowych. Współcześnie terra rosa tworzy się powszechnie na podłożu wapiennym w krajach strefy śródziemnomorskiej.

Boksyt jest skałą barwy brunatnej, kremowej lub szarej, składającą się głównie z wodorotlenków glinu, obok których występować mogą kaolinit, kwarc, hematyt i getyt. Skały boksytowe powstawać mogą na skutek rozmycia laterytów lub terra rosy i wtórnego osadzania się samych wodorotlenków glinu. Są one głównym surowcem do pozyskiwania glinu. Duże złoża boksytów występują na Węgrzech, gdzie wytworzyły się w wyniku wietrzenia wapieni triasowych. Nazwa boksyt powstała od prowansalskiej miejscowości Baux, znajdującej się na terenie złóż francuskich, powstałych z wietrzenia wapieni kredowych.

Skały ilaste głównymi składnikami skał ilastych są minerały ilaste: kaolinit, montmorillonit i illit. Obok nich mogą one zawierać materiał detrytyczny, głównie kwarcowy. Głównymi przedstawicielami tych skał są iły i iłołupki, powstałe na skutek sprasowania (złupkowacenia) iłów. Podziału skał ilastych dokonuje się zwykle na podstawie ich genezy. Tworzenie się iłów może bowiem zachodzić in situ, na obszarach wietrzenia chemicznego glinokrzemianów, częściej jednak związane jest ze środowiskiem wodnym i zachodzącymi w nim procesami transportu i sedymentacji

Iły rezydualne powstają na dużych obszarach w wyniku wietrzenia skał zasobnych w glinokrzemiany (skalenie, łyszczyki, amfibole, pirokseny). Ich głównymi składnikami są minerały ilaste oraz minerały odporne na wietrzenie: kwarc, cyrkon, rutyl, turmalin, topaz itp. Przykładem iłów rezydualnych są skaolinizowane części masywów granitowych, np. w Jaroszowie koło Strzegomia.

Iły pochodzenia lodowcowego reprezentowane są prze iły zastoiskowe (warwowe), tworzące się w pobliżu krawędzi ustępującego lądolodu, w jeziorach zastoiskowych. Charakteryzują się one bardzo wyraźnym warstwowaniem. Składają się z naprzemianległych warstewek jasnych (nieco grubszych) i ciemnych ( nieco cieńszych). Parę warstewek, obejmującą warstewkę jasną i ciemną nazywamy warwą (ze szwedzkiego - wstęga). Jasna warstewka powstała w lecie: składa się głównie z detrytusu kwarcowego o frakcji pelitowej (a często i grubszej, do psamitowej włącznie). Ciemne zabarwienie warstewki zimowej pochodzi obecnych w niej nierozłożonych szczątków organicznych, minerałów ilastych i tlenków żelaza. Wśród składników ilastych dominuje illit. Zawierają one również sporo kalcytu (do 35%). Iły warwowe występują w Polsce niezbyt dużymi płatami w pasie nizin oraz na pojezierzach.

Iły pochodzenia rzecznego zawierają przede wszystkim detrytyczny materiał blaszkowaty, często również kaolinit, powstały w wyniku wietrzenia innych minerałów. Charakteryzują się dość wysoką zawartością krzemionki i glinu oraz niska zawartością potasu. Tworzą się one w dolnym biegu rzek oraz na terenach zalewowych. Znane są zarówno w osadach współczesnych jak i kopalnych.

Iły pochodzenia jeziornego są to osady podobne do iłów rzecznych, składające się głównie z kaolinitu lub (przy odczynie zasadowym) illitu. W stosunku do iłów rzecznych zawierają więcej potasu i magnezu. Tworzą się w wyniku spokojnego dopływu materiału detrytycznego z lądu do zbiornika. Równocześnie występować może sedymentacja chemiczna, w wyniku której wytrącają się węglany. W Polsce iły jeziorne reprezentowane są przez tak zwane iły poznańskie (pstre), które powstały w rozległym jeziorzysku słodkowodnym w trzeciorzędzie. Ich zabarwienie jest szare, zielonkawe, niebieskawe, a po zwietrzeniu pojawiają się na nich brunatne plamy. Dzieję się tak na skutek utleniania rozproszonego w nich pirytu. Z iłów różnej genezy powstają gleby zasobne, o niekorzystnych właściwościach fizycznych, o małej przewiewności i przepuszczalności. Są one trudne do uprawy - lepkie i mażące w stanie wilgotnym, twarde i zwięzłe w stanie suchym. Znane są zdolności iłów do silnego pęcznienia w czasie namakania i kurczenia w trakcie wysychania.

SKAŁY POCHODZENIA CHEMICZNEGO i ORGANICZNEGO

Skały węglanowe Do grupy skał węglanowych zaliczamy te osady, w skład których wchodzi ponad 50% wagowych minerałów węglanowych. Najważniejszą rolę skałotwórczą w skałach węglanowych odgrywają kalcyt, dolomit oraz w mniejszym stopniu aragonit (rombowa odmiana węglanu wapnia). Minerał ten jest wyłącznym węglanowym składnikiem szczątków organicznych, lecz stosunkowo szybko przekrystalizowuje w kalcyt. Obok wymienionych składników w skałach węglanowych występować mogą minerały ilaste, detrytyczny kwarc, związki żelaza i inne minerały o podrzędnym znaczeniu. Kalcyt jest głównym składnikiem wapieni, dolomit natomiast skał o tej samej nazwie - dolomitów. Ilościowy wzrost substancji piaszczystych i pelitowych w skałach wapiennych powoduje ich stopniowe przechodzenie do margli. Najważniejszymi skałami węglanowymi są wapienie, dolomity, margle i opoki.

Wapienie Skały wapienne powstawać mogą w wyniku nagromadzenia się węglanowych szczątków zwierząt, niekiedy również roślin, na dnie zbiorników morskich i śródlądowych oraz w wyniku wytrącenia węglanu wapnia z roztworów wodnych. Luźny osad wapienny ulega przekształceniu w zwięzłą skałę w wyniku szeregu procesów, określanych łącznie mianem diagenezy. Skały węglanowe, dzięki swemu składowi chemicznemu, intensywnie reagują ("burzą") z 10% kwasem solnym, a nawet z kwasem octowym. Czyste wapienie są barwy białej, lecz często zawierają domieszki (np. kwarc, minerały ilaste, gips), nadające im zabarwienie szare, żółtawe, kremowe, różowe, a nawet czarne. Wapienie dzieli się w zależności od okresu, w którym powstały (np. wapienie triasowe, jurajskie, kredowe, trzeciorzędowe, itp.) oraz w zależności od dominujących w nich szczątków organicznych:

Wapienie krynoidowe utworzone są z elementów szkieletowych liliowców- najważniejszej pod względem skałotwórczym grupy szkarłupni. Ich szkielety zbudowane są z aragonitu, przy czym każdy element szkieletu, np. człon łodygi liliowca (trochit) utworzony jest z jednego kryształu tego minerału. W związku z tym elementy szkieletowe szkarłupni zachowane są w skałach wapiennych w postaci dużych zazwyczaj kryształów kalcytu, na ogół rozpoznawalnych makroskopowo. Wapienie krynoidowe są pospolite w środkowej jurze Tatr i pienińskiego pasa skałkowego.

Wapienie litotamniowe są przykładem wapieni utworzonych ze szczątków glonów, a dokładnie są ze zwapniałych plech krasnorostów Lithothamnium. Są one pospolite w miocenie południowych Gór Świętokrzyskich i na Roztoczu.

Wapienie numulitowe powstały ze szkieletów dużych otwornic.

Wapienie rafowe zbudowane są z różnych osiadłych organizmów morskich o szkieletach węglanowych. Utwory rafowe powstają w wodach czystych i płytkich oraz w warunkach obniżającego się dna morskiego. Najpospolitsze organizmy rafotwórcze to korale, mszywioły, gąbki i niektóre glony.

Wapienie pelagiczne powstają w głębszych strefach mórz, z dala od lądu. Zawierają one liczne szczątki organizmów planktonicznych, występujące w bardzo drobnokrystalicznym tle kalcytowym (tzw. mikrytowej masie podstawowej).

Wapienie oolitowe powstają w płytkiej strefie przybrzeżnej mórz i jezior. Zbudowane są z owalnych lub kulistych utworów, zwanych ooidami. Ooidy są ziarnami o swoistej, koncentrycznej budowie, złożone są z jądra i zmiennej liczby otaczających je powłok. W przypadku ooidów wapiennych powłoki te utworzone są a węglanu wapnia, wytrąconego chemicznie, bez udziału organizmów.

Wapienie detrytyczne zbudowane są z tzw. intraklastów. Mianem tym określa się fragmenty rozdrobnionego osadu, jeżeli zarówno osad macierzysty, jak i pochodzące z niego fragmenty zostały złożone w tym samym basenie sedymentacyjnym. Wapienie detrytyczne spotkać można w dewońskich formacjach węglanowych Gór Świętokrzyskich oraz triasowych regionu śląsko-krakowskiego.

Muszlowce są wapieniami bogatymi w skorupy ślimaków, ramieniogłowów, mszywiołów otwornic i innych organizmów. Spotkać je można na obrzeżu Gór Świętokrzyskich oraz w rejonie pienińskiego pasa skałkowego.

Kreda pisząca jest białą, miękką, mało spoistą skałą wapienną, której charakterystycznym składnikiem są bardzo drobne kalcytowe elementy szkieletowe planktonicznych wiciowców roślinnych. Ponadto w skład kredy wchodzić mogą skorupki małych otwornic i pelityczny kalcyt. W Polsce kreda pisząca występuje m.in. na Wyżynie Lubelskiej.

Martwica wapienna jest skałą wapienną pochodzenia chemicznego. Jest to skała jasno zabarwiona, porowata, powstała w wyniku wytracenia kalcytu z wód źródlanych lub rzecznych, np. przy wodospadach. Często obecne są w niej dobrze zachowane przez osadzający się węglan wapnia części roślin, skorupki ślimaków i innych zwierząt. Bardziej zwięzłe odmiany martwicy wapiennej określane są jako trawertyn.

Kreda jeziorna, podobnie jak martwica wapienna, jest skałą wapienną pochodzenia chemicznego. Zbudowana jest ze szlamu wapiennego, wytrąconego z wody jeziornej. Często zawiera w swym składzie pewną ilość minerałów ilastych.

Margle są skałami pośrednimi między skałami węglanowymi a okruchowymi. Zbudowane są głównie z kalcytu (od 50 do 70% według Czermińskiego, od 33 do 67 wg Smulikowskiego), któremu towarzyszą mniejsze ilości dolomitu, syderytu i minerałów ilastych. Mogą one ponadto zawierać domieszki materiału okruchowego, którego zwiększony udział prowadzi do powstawania odmian piaszczystych lub piaskowców marglistych. Margle są na ogół mniej twarde i zwięzłe niż wapienie, różnią się od nich także ciemniejsza barwą. Cechą charakterystyczną tych skał jest silne "burzenie" z 10% HCl, podczas którego wytrąca się i pozostaje osad minerałów ilastych.

Dolomity są skałami pochodzenia chemicznego, zbudowanymi przede wszystkim z dolomitu. Istnieją też skały pośrednie pomiędzy wapieniami i dolomitami, zawierające w różnym stosunku zarówno węglan wapnia, jak i dolomit. Ze względu na różny sposób powstawania tych skał wyróżniamy dolomity pierwotne (sedymentacyjne) oraz dolomity wtórne (metasomatyczne). Dolomity sedymentacyjne tworzą się wskutek bezpośredniego wytrącania dolomitu z wód morskich oraz jeziornych. Tworzą pokłady dość jednolite litologicznie, o wyraźnym uławiceniu i jednorodnej, zbitej strukturze. Dolomity metasomatyczne powstają w procesie metasomatycznych przemian osadów wapiennych (kalcytowych). Proces ten polega na częściowym wyparciu węglanu wapnia i zastąpieniu go przez węglan magnezu. Źródłem magnezu niezbędnego do tych przemian jest woda morska. Przeobrażanie osadu wapiennego w dolomit pociąga za sobą zmniejszenie objętości o 12,3%, dlatego też liczne dolomity wtórne są porowate i jamiste. Skały dolomitowe "burzą" z 10% HCl na gorąco lub po sproszkowaniu. Posiadają barwy jasne, czasem zabarwione na różne odcienie i najczęściej wykazują strukturę pelitową lub krystaliczną. W Polsce dolomity występują w Górach Świętokrzyskich, regionie śląsko-krakowskim oraz w Tatrach.

Opoki są osadami pośrednimi między skałami węglanowymi a krzemionkowymi. Są one zasobne w skrytokrystaliczną krzemionkę rozproszoną wśród składników węglanowych. Opoki są skałami zwartymi, o budowie afanitowej i jasnoszarej barwie, niekiedy z odcieniem niebieskawym, pochodzącym od rozproszonego pirytu. Opoki, w których krzemionka jest pochodzenia organicznego określane są jako gezy wapienne. Opoki są pospolite w górnej kredzie Polski pozakarpackiej. Wartość glebotwórcza skał węglanowych jest zróżnicowana. Zależy ona od budowy skały, stopnia zdiagenezowania, oraz zawartości domieszek. Skały miękkie, o dużej zawartości domieszek ilastych, wietrzeją szybciej, dając zwietrzeliny wartościowe z rolniczego punktu widzenia. Największą wartość mają skały młodsze (np. wapienie i margle kredowe i trzeciorzędowe), które są stosunkowo słabo zdiagenezowane i miękkie. Ze skał węglanowych tworzą się skały nasycone wapniem, o specyficznych właściwościach, określane jako rędziny.

Skały krzemionkowe są to skały utworzone w całości lub w przeważającej części z autogenicznej krzemionki, wykształconej w postaci opalu, chalcedonu lub kwarcu. Niektóre skały krzemionkowe powstają wskutek chemicznego wytrącania się krzemionki, inne zaś w wyniku osadzania się szczątków organizmów zbudowanych z krzemionki: okrzemek, radiolarii i gąbek krzemionkowych. Większość skał krzemionkowych odznacza się znaczna twardością bliską, twardości kwarcu. Najważniejszymi przedstawicielami tej grupy skał są: gezy, opoki lekkie, ziemia okrzemkowa i diatomit, spongiolity i radiolaryty.

Gezy zbudowane są z dwóch podstawowych składników: detrytycznego kwarcu i organogenicznej krzemionki (zazwyczaj pochodzenia gąbkowego). Niektóre gezy zawierają znaczną ilość węglanu wapnia, niekiedy także glaukonit i substancję ilastą. Na ogół są one barwy białej, żółtawej lun szarej. Odmiany bogate w glaukonit są zielonkawe. Gezy wieku kredowego występują w obrębie fliszu karpackiego i w regionie świętokrzyskim.

Opoka lekka jest skałą powstałą w wyniku odwapnienia skał węglanowych - opok. Różni się ona od nich mniejszym ciężarem i dużą miękkością. W stanie suchym opoka lekka ma ciężar mniejszy od ciężaru wody. W Polsce skały tego typu występują głównie na roztoczu i w Karpatach.

Ziemia okrzemkowa i diatomit są to skały organogeniczne utworzone głownie z pancerzyków okrzemek. Dodatkowo mogą tu występować szczątki innych organizmów, detrytyczny kwarc oraz kalcyt, glaukonit, substancje ilaste i związki żelaza. Ziemia okrzemkowa jest biała lub żółtawobiała, porowata, lekka, miękka, nie jest zwięzła (rozcieralna) i pylasta. Diatomit charakteryzuje się natomiast większą zwięzłością. Utwory okrzemkowe są osadami chłodnych mórz polarnych i jezior. W Polsce ziemia okrzemkowa występuje w niewielkich ilościach na obszarze Niżu Polskiego. Trzeciorzędowe diatomity znane są z fliszu karpackiego.

Spongiolity są to skały organogeniczne utworzone z igieł gąbek spojonych lepiszczem krzemionkowym. Niektóre spongiolity zawierają domieszki węglanu wapnia, glaukonitu i detrytycznego kwarcu. Ich barwa jest najczęściej szara lub szaroniebieska, rzadziej zielonawa lub brunatna. W Polsce spongiolity spotkać można na obszarze Tatr (utwory jurajskie), fliszu karpackiego i obrzeżenia Gór Świętokrzyskich

Radiolaryty są to skały utworzone głównie z pancerzyków radiolarii (promienic), niekiedy zawierają domieszkę węglanu wapnia i związków żelaza. Radiolaryty są skałami twardymi, często silnie spękanymi. Zazwyczaj są one silnie zabarwione na czerwono, zielonkawo, a nawet czarno przez występujące w nich związki żelaza. W Polsce spotkać je można na terenie Tatr, pienińskiego pasa skałkowego i w Górach Świętokrzyskich. Wartość glebotwórcza skał krzemionkowych jest niska. Większą przydatnością rolniczą charakteryzują się utwory miękkie, zawierające węglan wapnia i domieszki ilaste.

Skały żelaziste jest to grupa skał wzbogaconych w tlenki i sole żelaza. Przyjmuje się iż zawartość żelaza niezbędna do zakwalifikowania skały do tej grupy wynosi 15%. Do skał żelazistych należą między innymi: rudy darniowe i bagienne, żelaziaki brunatne i osadowe syderyty.

Żelaziak brunatny czyli limonit zbudowany jest głównie z getytu i lepidokrokitu oraz minerałów ilastych i kwarcu. Limonity tworzą się w środowiskach podmokłych, bagnistych, jeziornych oraz w przybrzeżnych strefach mórz.

Rudy darniowe i bagienne osady te tworzą 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.

Ewaporaty powstają w zbiornikach wodnych po wytrąceniu węglanu wapnia, gdy po odparowaniu wody składniki mineralne ulegają dalszej koncentracji. Należą do nich złoża gipsu, anhydrytu, halitu oraz złoża wielomineralne, np. sole potasowo-magnezowe. Najważniejszymi skałami należącymi do tej grupy są: gips, anhydryt, sól kamienna, sole potasowe i potasowo-magnezowe.

Gipsy zbudowane są głównie z minerału o tej samej nazwie. Dodatkowo zawierać mogą domieszki minerałów węglanowych, ilastych, żelazistych i innych. Drobnokrystaliczna, zbita odmiana gipsu nazywana jest alabastrem. ze skał gipsowych powstają gleby określane jako rędziny gipsowe. W Polsce rędziny gipsowe występują w Niecce Nidziańskiej.

Anhydryty są najczęściej skałami monomineralnymi, zbudowanymi głownie z anhydrytu (CaSO₄). Minerały stanowiące najczęstsze domieszki to: dolomit, gips, minerały ilaste. Barwa anhydrytów jest najczęściej szara z odcieniem niebieskawym.

Sól kamienna jest to najczęściej skała ziarnista, drobno- lub średniokrystaliczna, o zabarwieniu białym, szarym, zielonawym lub różowym. Głównym składnikiem soli kamiennej jest halit, obok którego występować może anhydryt i minerały ilaste. Sól kamienna jest produktem krystalizacji wody morskiej w środowisku lagunowym. Powstaje również w płytkich morzach, odciętych od oceanów.

Osadowe syderyty skały te znane są pod nazwą syderytów ilastych i sferosyderytów. Oprócz syderytu i minerałów ilastych w ich skład wchodzą dodatkowo kalcyt, piryt, kwarc i inne minerały o podrzędnym znaczeniu. Występują one w postaci wkładek warstwowych (syderyty ilaste) lub w formie utworów konkrecyjnych (sferosyderyty) wśród skał ilastych i ilasto-mułkowych. Znane są z Gór Świętokrzyskich, gdzie są eksploatowane. Utwory żelaziste występują ponadto w glebach bielicoziemnych, tworząc zbite warstwy w poziomach iluwialnych, określane jako orsztyn.

Torfy są skałami powstającymi współcześnie w wyniku nagromadzenia szczątków obumarłych roślin w warunkach nadmiernego uwilgotnienia oraz w wyniku zarastania jezior.

Torfy wykształcone w dawniejszych okresach geologicznych uległy przekształceniu w pokłady węgla brunatnego (utwory trzeciorzędowe) lub kamiennego (utwory karbońskie) Wyróżnia się torfy niskie, przejściowe i wysokie.

Torfy niskie powstają zwykle w dolinach rzek i jezior przy udziale wód przepływowych. Wykazują one znaczny stopień zamulenia, ciemnobrunatną lub czarną barwę i dość zbitą konsystencję. Ich geneza związana jest z roślinami takimi, jak turzyce, olchy itp. W zależności od stopnia rozkładu zawierają mniej lub bardziej widoczne szczątki roślinne. Odczyn torfów niskich jest najczęściej mniej kwaśny od pozostałych.

Torfy wysokie tworzą się na wododziałach i w zagłębieniach bezodpływowych, przy udziale wody ubogiej w tlen i związki mineralne. Powstają one przede wszystkim w wyniku nagromadzenia szczątków mchów sfagnowych, wełnianek itp. Od torfów niskich odróżnia je jasnobrunatna barwa, słaba spoistość i obecność słabo rozłożonych szczątków roślinnych, które decydują o ich biomorficznej strukturze. Torfy wysokie mają zazwyczaj silnie kwaśny odczyn.

Torfy przejściowe utwory te charakteryzują się cechami pośrednimi pomiędzy torfami wysokimi a niskimi. W ich podłożu zalega zazwyczaj torf niski. Wartość glebotwórczą posiadają właściwie tylko torfy niskie. Torfy wysokie pełnią funkcję naturalnych zbiorników retencyjnych wody opadowej. Utwory torfowe są na terenie Polski dość powszechne, choć występują jedynie lokalnie. Największe obszary zajmują w dolinach rzek (oraz ich dopływów): Narwi, Biebrzy Noteci, Obry i u ujścia Odry.

1

---