GEOLOGIA DYNAMICZNA

SKAŁY I MINERAŁY

Minerał – najmniejszy naturalny składnik skał budujących skorupę ziemską, w stanie stałym
o określonej budowie chemicznej i fizycznej (krystalograficznej) powstały bez udziału
człowieka. Zazwyczaj jest to związek chemiczny, rzadziej pierwiastek chemiczny.
Zasadniczo minerały są ciałami stałymi o budowie krystalicznej, choć do minerałów zalicza
się takŜe niektóre ciała niekrystaliczne, np. bursztyn, opal, ozokeryt. Wg innych klasyfikacji
naturalne związki chemiczne o niekrystalicznej budowie (jak np. ropa naftowa lub woda) to
mineraloidy. Niektóre związki chemiczne tworzą grupy minerałów o składzie zmieniającym
się w dowolnych proporcjach, jak np. plagioklazy, skaleniowce, pirokseny, amfibole,
minerały ilaste, węglany.

Jeden związek chemiczny zazwyczaj tworzy jeden minerał, ale są wyjątki, np.

•

SiO

w postaci bezpostaciowej krzemionki tworzy: chalcedon, chryzopraz, heliotrop,

plazma, praz, sard, opal, krzemień, czert, agat, onyks, sardonyks, jaspis, karneol i in.
Krystaliczna SiO

tworzy kwarc, trydymit i krystobalit.

•

Z kolei róŜne odmiany barwne kwarcu, to: kryształ górski, kwarc dymny, morion,
kwarc mleczny, ametyst, cytryn (kwarc Ŝółty), awenturyn, kwarcowe sokole oko,
kwarcowe kocie oko, przy czym niektóre nazwy są wielce umowne.

•

Innym przykładem jest węglan wapnia CaCO

, który tworzy kalcyt i aragonit.

Cechy charakteryzujące dany minerał:

•

układ krystalograficzny

•

twardość

•

łupliwość

•

rysa

•

przełam

•

barwa minerału

•

zabarwienie minerału

•

gęstość

Minerały stanowiące główne składniki budujące skały nazywa się minerałami
skałotwórczymi, a są to: kwarc, skalenie, amfibole, pirokseny, miki, kalcyt, dolomit,
minerały ilaste, oliwin. Większość z nich to krzemiany lub glinokrzemiany. Minerały, które
zwykle są obecne w pewnych typach skał, ale w niewielkich ilościach (zwykle <1%), to
minerały akcesoryczne.

Inne minerały to przykładowo: alabaster, ałunit, anhydryt, antymonit, apatyt, argentyt, azuryt,
baryt, beryl, blenda cynkowa, blenda uranowa, bursztyn, chalkopiryt, chloryty, chromit,
cynober, diament, fluoryt, galena, galman, getyt, gips, glaukonit, granat, hematyt, kasyteryt,
kolumbit, korund, kriolit, lelingit, limonit, magnetyt, magnezyt, malachit, miedź, monacyt,
opal, piryt, saletra chilijska, saletra indyjska, siarka rodzima, sole potasowe, sól kamienna,
syderyt, talk, topaz, uraninit (uranin), złoto, Ŝelazo.

Badaniem minerałów zajmuje się mineralogia.

Multiplikacja – rośnięcie minerału w powtarzalny sposób

Skała – naturalny zespół minerałów i mineraloidów.

WyróŜniamy 3 podstawowe typy skał

1) SKAŁY MAGMOWE:

Skały magmowe swoje powstanie zawdzięczają zjawiskom wulkanizmu i plutonizmu,
podczas których magma zastyga pod albo na powierzchni Ziemi (pod postacią lawy). Skały
powstające pod powierzchnią Ziemi będą więc nazywane plutonicznymi, a powstające na jej
powierzchni - wulkanicznymi. Skład obydwu będzie się róŜnił, poniewaŜ zastygająca lawa
oddaje do atmosfery związki lotne (np. jak wodę), a więc nie mogą w niej powstawać
minerały zawierające takie związki. O tempie wzrostu kryształów decyduje teŜ czas
zastygania magmy.
Skały wulkaniczne mogą powstawać bezpośrednio z lawy (skały wylewne) lub z materiału
gwałtownie wyrzuconego w powietrze przez wulkan (skały piroklastyczne). Najdrobniejsze
cząstki skał piroklastycznych mogą krąŜyć w atmosferze przez wiele lat (przykładem wpływu
pyłu piroklastycznego są anomalie pogodowe, obserwowane po wybuchu wulkanu Krakatau)
opadają na Ziemię najczęściej juŜ w postaci stałej. Do skał piroklastycznych zaliczyć moŜna
bomby wulkaniczne, pumeks, popioły wulkaniczne i tufy.
Skałami pośrednimi pomiędzy wulkanicznymi a plutonicznymi są skały Ŝyłowe (hipabisalne),
które krystalizowały na niewielkich głębokościach, w otoczeniu starszych skał. ZaleŜnie od
głębokości powstawania, ich właściwości fizyczne będą zbliŜone do jednych bądź drugich.
MiąŜszości skał Ŝyłowych mogą się wahać od kilku centymetrów do kilku kilkuset metrów, a
ich długość do kilku kilometrów.

Struktura:
Budowa wewnętrzna skał magmowych jest uzaleŜniona głównie od głębokości, na której
powstają. Im głębiej krystalizują, tym dłuŜej oddają ciepło, a więc kryształy minerałów,
wchodzących w ich skład są większe, a więc lepiej widoczne. Skały plutoniczne mają więc
strukturę jawnokrystaliczną. W przeciwieństwie do nich, w skałach wulkanicznych, które
oddawały ciepło bardzo szybko, ziarna poszczególnych minerałów są na tyle małe, aby nie
moŜna było ich zauwaŜyć gołym okiem. Jest to struktura skrytokrystaliczna albo szklista.
Klasycznym przykładem takiego tworu jest obsydian.
W przypadku gdy minerały rozpoczną swoją krystalizację pod powierzchnią Ziemi, a
następnie, wskutek róŜnych procesów, zostaną wyniesione na jej powierzchnię, tworzą się
skały o strukturze porfirowej. Wśród mikroskopijnych ziaren minerałów,
wykrystalizowanych na powierzchni (tzw. "ciasto skalne") tkwią duŜe, stare kryształy. Taka
struktura charakteryzuje np. andezyty.
W wielu skałach magmowych występują róŜnej wielkości i kształtu porwaki skał starszych,
które ugrzęzły w magmie lub zostały przez nią "porwane" w trakcie jej przedzierania się ku
powierzchni ziemi.
W składzie mineralnym pospolitych skał magmowych dominują skalenie, kwarc i łyszczyki,
natomiast zdecydowanie rzadziej występują amfibole, granaty, magnetyt czy pirokseny.
O chemicznej klasyfikacji skał decyduje zawartość krzemionki (SiO

) w składzie

wyjściowej magmy. Jej nadmiarem charakteryzują się skały kwaśne, natomiast niedoborem -
zasadowe. W skałach kwaśnych krzemionka tworzy krzemiany i glinokrzemiany oraz
krystalizuje w postaci kwarcu. Typowym przedstawicielem skał plutonicznych kwaśnych

(granitoidów) jest granit. Odpowiednikiem granitoidów wśród skał wulkanicznych są porfiry
kwarcowe. Obydwa rodzaje skał cechują się najczęściej jasnym zabarwieniem.
Skały zasadowe to skały ubogie w krzemionkę zawierające takie minerały jak np. oliwin czy
skaleniowce, pozbawione zaś w swoim składzie kwarcu. Występują one zdecydowanie
rzadziej na powierzchni Ziemi niŜ skały kwaśne i obejmują niektóre bazalty (wulkaniczne)
czy gabra (plutoniczne).

Skały zasadowe są najczęściej ciemne.

Skały pośrednie pomiędzy kwaśnymi i zasadowymi to skały obojętne. Plutonicznymi skałami
obojętnymi są głównie sjenit i dioryt. Andezyt z kolei jest charakterystycznym
przedstawicielem skał obojętnych wulkanicznych. W andezycie w cieście skalnym tkwią
kryształy skaleni i amfiboli.

Występowanie w Polsce:
W Polsce wychodnie kwaśnych skał magmowych nie zajmują duŜych obszarów, sprowadzają
się głównie do rejonów na Dolnym Śląsku. Granitoidy budują Karkonosze i Tatry, spotkać je
moŜna takŜe w wielu masywach w Sudetach i na Przedgórzu Sudeckim. Porfiry kwarcowe
znaleziono w okolicach Krakowa i w Sudetach.
Skały zasadowe są w Polsce zdecydowanie rzadsze niŜ kwaśne, występują bowiem jedynie
wyspowo na Śląsku - od granicy z Niemcami do Góry Św. Anny i niedaleko Cieszyna oraz w
rejonie Szczawnicy. Pospolitsze są skały obojętne, których stanowiska znajdują się w
Sudetach i na Przedgórzu Sudeckim. Kilka stanowisk znaleziono takŜe w Pieninach.
Bardzo duŜo skał magmowych moŜna znaleźć na NiŜu Polskim, w rejonach działalności
lodowców plejstoceńskich. Osadziły one bowiem materiał skalny, w tym ogromne ilości
głazów narzutowych, pochodzący z tarczy skandynawskiej. Wśród utworów polodowcowych
moŜna znaleźć granitoidy, gabra, sjenity, dioryty, porfiry i wiele innych.

2) SKAŁY OSADOWE:

Skały osadowe powstają w wyniku sedymentacji, czyli gromadzenia się materiału
okruchowego, organicznego lub chemicznego w zbiornikach wodnych lub - rzadziej - w
środowisku lądowym. Osady te podlegają następnie procesowi diagenezy, podczas której
zmniejsza się odległość pomiędzy poszczególnymi składnikami osadu. Diageneza jest
związana z cementacją - procesem, który polega na połączeniu składników spoiwem, którym
najczęściej jest krzemionka, węglany, związki Ŝelaza czy ił. Lityfikacja powoduje z kolei
przejście ze skały luźnej do skały zwięzłej.

Minerały skałotwórcze skał osadowych to

przewaŜnie skalenie, kwarc, granaty (pochodzące ze skał magmowych i metamorficznych),
ale równieŜ inne minerały, powstające w środowisku sedymentacyjnym (chalcedon, opal,
kalcyt, dolomit, halit czy gips). O wyróŜnieniu podstawowych grup skał osadowych decyduje
rodzaj osadzanego materiału. Z tego względu skały osadowe dzielimy na: okruchowe,
organogeniczne i chemiczne.

Skały okruchowe

Skały okruchowe to utwory nagromadzone na powierzchni skorupy ziemskiej wskutek
wietrzenia, transportu i sedymentacji. Dominują w nich materiały obcego pochodzenia,
pochodzące ze zniszczenia starszych skał. Skały okruchowe mogą być skałami luźnymi lub
zwięzłymi.Główne kryterium podziału skał okruchowych opiera się na wielkości frakcji, czyli
wielkości ziaren. Podział ten prezentuje tabela poniŜej:

Skała

Frakcja

Nazwa składników

luźna

zwięzła

Wymiary składników

blok (kanciasty)

głaz (obtoczony)

blokowisko, głazowisko

>100 mm

Ŝwirowa

okruch (kanciasty)

otoczak (obtoczony)

gruz, Ŝwir brekcja, zlepieniec

2-100 mm

piaskowa

ziarno

piasek

piaskowiec

0,1-2mm

mułowa lub pyłowa

ziarno

muł

mułowiec

0,01-0,1 mm

iłowa

ziarno

ił

iłowiec

<0,01 mm

Występowanie w Polsce:

Skały okruchowe są najpospolitszymi skałami w Polsce, pokrywają bowiem terytorium
niemal całego kraju. Na obszarach zlodowaceń czwartorzędowych dominują gliny, iły, mułki,
piaski i Ŝwiry, a takŜe lessy związane z akumulacją eoliczną. Piaskowce kambryjskie,
dewońskie i mezozoiczne, a takŜe mułowce, iłowce i łupki ilaste moŜna znaleźć w Górach
Świętokrzyskich. W Sudetach występują piaskowce, zlepieńce, mułowce i iłowce karbońskie
w Górach Wałbrzyskich, Bramie Lubawskiej oraz w Górach Opawskich, piaskowce,
mułowce i iłowce karbońskie na Pogórzu Kaczawskim, piaskowce, zlepieńce i mułowce
permskie w Górach Kaczawskich, na Pogórzu Kaczawskim, Pogórzu Izerskim, Górach
Suchych, Kotlinie Kłodzkiej, w ObniŜeniu Kudowy, piaskowce triasowe na Pogórzu
Izerskim, Pogórzu Kaczawskim i Zaworach, piaskowce i mułowce, a podrzędnie zlepieńce
górnokredowe w Górach Kaczawskich, na Pogórzu Kaczawskim, Pogórzu Izerskim, w
Górach Stołowych i Rowie Górnej Nysy. Prawie całe Beskidy zbudowane są z piaskowców i
mułowców fliszowych oraz - rzadziej - zlepieńców i brekcji .

Skały organogeniczne

Skały organogeniczne swoje powstanie zawdzięczają osadzaniu się materii organicznej,
zarówno roślinnej jak i zwierzęcej w zbiornikach wodnych. Osady roślinne są związane
głównie z tworzeniem się torfu, węgli i kredy piszącej, zaś zwierzęce są podstawą
radiolarytów, opok i róŜnych typów wapieni. Ropa naftowa i gaz ziemny wytworzyły się
zarówno z planktonu zwierzęcego jak i roślinnego w warunkach niewysokiej temperatury i
beztlenowego środowiska.

Na obszarach bagiennych powstaje torf, z którego wytwarza się następnie węgiel brunatny i
węgiel kamienny.

Rafy koralowe są źródłem wielu skały węglanowych (wapieni muszlowych, gąbkowych,
otwornicowych, itd.), związanych z obecnością kalcytu w szkieletach organizmów. Skały te,
znajdowane na terenie Jury Krakowsko-Częstochowskiej świadczą dobitnie o istnieniu w tych
rejonach płytkich i ciepłych zbiorników wodnych. Organizmy, których twarde części ciała są

zbudowane z krzemionki, powodują powstawanie ziemi okrzemkowej, radiolarytów czy teŜ
opok.

Występowanie w Polsce

W Polsce skały organogeniczne znajdują się głównie pod pokrywą osadów lodowcowych, a
na powierzchnię wychodzą na WyŜynach Środkowopolskich, w Górach Świętokrzyskich,
Sudetach i Karpatach. Na całym terenie kraju znajdują się natomiast skały organogeniczne,
które lądolód wyrwał formacji południowej Szwecji i niecki Bałtyku.

Skały chemiczne

Skały chemiczne powstają na skutek odparowania wody ze zbiornika morskiego lub słonego
jeziora. RóŜne rodzaje skał wytrącają się przy róŜnym stęŜeniu roztworu, przy czym
najwcześniej wytrącają się wapienie. Gips i anhydryt przy 20% pierwotnej objętości
roztworu, sól kamienna przy 10%, natomiast sole potasowe i sole magnezowe wytrącają się
przy prawie 0% pierwotnej objętości roztworu.

Skały chemiczne to takŜe formy akumulacji krasowej: martwica wapienna i trawertyn
(tworzące się w pobliŜu źródeł) i wapienie naciekowe w jaskiniach i szczelinach krasowych.

Występowanie w Polsce

Skały chemiczne w Polsce znaleźć moŜna w utworach permskich i trzeciorzędowych, czyli
pochodzących z okresów, gdy gorący klimat był przyczyną silnego parowania jezior, mórz i
oceanów. Rozległa jest strefa występowania permskich soli kamiennych i potasowych oraz
gipsów (Polska Środkowa i Zachodnia, a takŜe Pomorze). Mniejszy zasięg mają
trzęciorzędowe gipsy i sole kamienne, występujące w pasie od Ukrainy do okolic Rybnika,
wzdłuŜ zapadliska przedkarpackiego. г

Skały metamorficzne

Skały metamorficzne tworzą się w wyników procesów metamorficznych oddziałujących na
istniejące juŜ formacje skalne. Działanie poszczególnych czynników metamorfizmu
(temperatura, ciśnienie, roztwory hydrotermalne) jest uzaleŜnione od głębokości, na których
zjawisko to zachodzi, temperatury, ciśnienia, składu chemicznego i mineralnego skał
wyjściowych oraz chemizmu wód (roztworów) dopływających z głębi ziemi.

Skład mineralny skał metamorficznych zaleŜy od składu skał wyjściowych, a takŜe
czynników metamorfizmu. Minerały występujące w skałach metamorficznych (kwarc, kalcyt,
dolomit, magnezyt, ankeryt, magnetyt, skalenie, amfibole, pirokseny i miki) są znane juŜ ze
skał magmowych, chociaŜ istnieją równieŜ takie, które wymagają wysokiej temperatury i
ciśnienia, aby mogły powstać (chloryt, dysten, sylimanit, andaluzyt, kordieryt, staurolit,
chlorytoid, serpentyn, grafit, granaty, wolastonit).

Budowa wewnętrzna skał metamorficznych charakteryzuje się kierunkowym ułoŜeniem
ziaren. Często są one zafałdowane.

Gnejsy posiadają skład mineralny zbieŜny ze składem granitów, lecz róŜnią się od nich
wspomnianym juŜ wyŜej kierunkowym ułoŜeniem ziaren i barwą. W ich skład wchodzą:

kwarc, skalenie, łyszczyki (muskowit lub biotyt), chloryty, amfibole, pirokseny. Często
występują w nich minerały dodatkowe: chlorytoid, staurolit, granat, sylimanit. Gnejsy
powstają ze skał ilastych lub granitów.

Łupki łyszczykowe mają skład zbliŜony do gnejsów: kwarc, skalenie, łyszczyki (muskowit
lub biotyt), chloryty. Często występują w nich minerały dodatkowe: chlorytoid, staurolit,
granat, sylimanit. Mają drobniejsze ziarno, są wyraźnie złupkowane. Powstały z
przeobraŜenia mułowców i iłowców.

Fyllity są słabo przeobraŜonymi skałami powstałymi z iłowców. Odznaczają się doskonałą
łupliwością, bardzo drobnym ziarnem, często są zafałdowane. Składają się z kwarcy, albitu,
muskowitu.

Amfibolity składają się z plagioklazów, amfiboli - hornblendy, aktynolitu, tremolitu oraz
chlorytu, epidotu, sporadycznie kwarcu. Powstały z przeobraŜenia skał osadowych - margli
lub wulkanicznych - bazaltów, andezytów lub ich tufów w warunkach wysokich ciśnień i
temperatur.

Zieleńce zbudowane są z albitu, chlorytu, epidotu, kwarcu, aktynolitu, tremolitu, kalcytu.
Powstały z przeobraŜenia skał osadowych - margli lub wulkanicznych - bazaltów, andezytów
lub ich tufów, podobnie jak amfibolity, ale w warunkach niŜszych ciśnień i temperatur.

Marmury, wykorzystywane bardzo często w budownictwie, powstają ze skał węglanowych,
dzięki czemu w ich składzie mineralnym przewaŜają kalcyt i dolomit. Marmury bez
domieszek są białe, niemniej jednak "czyste" marmury zdarzają się bardzo rzadko. Mogą być
czarne, szare, niebieskawe, zielone, róŜowe, czerwone, pasiaste, "marmurkowe". Często
poprzecinane są białymi lub kolorowymi Ŝyłkami białego kalcytu.

Kwarcyty powstają z piaskowców kwarcowych, w których spoiwo przekrystalizowało tak, Ŝe
struktura wyjściowej skały stała się skrytokrystaliczna. Kwarcyty są bardzo wytrzymałe,
dlatego są powszechnie stosowane w budownictwie. W płytszych strefach metamorfizmu
powstają ze skał ilastych łupki i fyllity, które charakteryzują się wyraźną oddzielnością
cienkich płytek. Zdolność ta była wykorzystywana niegdyś do pokrywania dachów.

Granulity są skałami powstałymi w warunkach bardzo wysokiego ciśnienia i temperatury. Są
to skały drobno- lub średnioziarniste, jasne, często prawie białe, o teksturze kierunkowej lub
bezładnej.

Eklogity są skałami ciemnymi, często o zabarwieniu zielonym, zwykle średnioziarnistymi, o
teksturze kierunkowej lub bezładnej. Składają się z zasadowego plagioklazu oraz omfacytu
(amfibolu).

Serpentynity powstały w wyniku metamorfozy skał ultrazasadowych - perydotytów,
dunitów, itp.

Hornfelsy, Erlany, Skarny

Występowanie w Polsce

Ze skał metamorficznych zbudowane są duŜe partie Dolnego Śląska, przede wszystkim
Sudetów, Tatr Zachodnich oraz głębokie podłoŜe północno-wschodniej Polski.

W Sudetach gnejsy występują w Górach Izerskich, na Pogórzu Izerskim, Karkonoszach,
Rudawach Janowickich, na Pogórzu Wałbrzyskim, w Górach Sowich, Górach Orlickich,
Górach Bystrzyckich, Masywie ŚnieŜnika, Górach Bialskich, Krowiarkach, Górach Złotych i
Górach Opawskich, na Przedgórzu Sudeckim na Wzgórzach Niemczańsko-Strzelińskich,
Równinie Świdnickiej i w okolicach WądroŜa Wielkiego. Występują równieŜ w Tatrach
Zachodnich oraz w podłoŜu Północno-wschodniej Polski.

Łupki łyszczykowe występują na Pogórzu Izerskim, w Górach Izerskich, Rudawach
Janowickich, Górach Orlickich, Górach Bystrzyckich, Masywie ŚnieŜnika, Górach Bialskich,
Krowiarkach, Górach Złotych i Górach Opawskich, a na Przedgórzu Sudeckim na Wzgórzach
Niemczańsko-Strzelińskich.

Fyllity występują w duŜych masach w Górach Opawskich i na Przedgórzu Paczkowskim.

Amfibolity, budują duŜe partie Rudawach Janowickich i Kotliny Kłodzkiej, a ponadto
występują we wszystkich masywach zbudowanych z gnejsów i łupków łyszczykowych,
równieŜ w Tatrach Zachodnich.

Zieleńce budują duŜą część Gór Kaczawskich i Pogórza Kaczawskiego. Występują równieŜ
na Nizinie Śląskiej w rejonie Jawora i Luboradza.

Granulity znajdują się w Górach Sowich i Górach Złotych.

Eklogity opisywano z Gór Złotych i Masywu ŚnieŜnika.

Serpentynity występują w Masywie ŚlęŜy, na Wzgórzach Niemczańsko-Strzelińskich oraz w
małych wystąpieniach w Górach Sowich, Masywie ŚnieŜnika, Górach Bialskich i Górach
Złotych.

Hornfelsy występują w obrzeŜeniu masywów granitowych - w rejonie Strzegomia, w Górach
Izerskich, Karkonoszach, Rudawach Janowickich, Wzgórzach Niemczańsko-Strzelińskich.

Erlany opisywano w Rudawach Janowickich, Masywie ŚnieŜnika, Górach Bialskich i Górach
Złotych.

Skarny były przedmiotem eksploatacji w Kowarach, a ściślej Podgórzu.

FACJA - osad lub kompleks osadów, posiadający zespół cech (litologicznych i
paleontologicznych), odróŜniających osady powstałe w tym samym czasie, ale w róŜnych
środowiskach. Pierwotnie pojęcie środowiska odnosiło się wyłącznie do środowiska
sedymentacyjnego. JednakŜe w ciągu czasu pojęcie facji znalazło zastosowanie do cech nie
związanych z sedymentacją, np. moŜe dotyczyć zmieniających się warunków metamorfizmu,
powodujących powstanie określonej sekwencji minerałów.

Rodzaje facji:
- litofacja (osad o określonych cechach litologicznych - składzie mineralnym, teksturze,
strukturze, barwie)

- biofacja (osad wyróŜniany na podstawie występujących w nim skamieniałości oraz śladów
działalności organizmów)
- ichnofacja (osad zawierający ślady działalności organizmów, ale w którym nie zachowały
się ich szczątki lub występują one w postaci skamieniałości śladowych)
- mikrofacja (osad wyróŜniający się określonymi cechami, obserwowanymi mikroskopowo)

JAK I GDZIE POWSTAŁY SKAŁY ?? oraz inne teorie :)

- Neptuniści – skały powstały w wodzie. Przedstawicielem tej teorii jest Werner. UwaŜali, Ŝe
wszystkie skały powstały w morzu. Najpierw powstały skały magmowe, metamorficzne,
później osadowe pionowe, osadowe poziome a na końcu osadowe miękkie [iły, piaski]

- Plutoniści – skały powstałe z ognia. Przedstawicielem jest J. Hutton, twierdził, Ŝe wszystkie
skały zawdzięczają swe powstawanie wewnętrznemu Ŝarowi ziemi. Ze skały osadowej luźnej
zmieniły się w osadowe zwięzłe.

- Uniformitaryzm – C. Lyell. THE PRESENT IS KEY TO THE PAST. wyznawali zasadę
aktualizmu geologicznego

- Katastrofiści – w wyniku katastrof część organizmów wyginęła np. dinozaury, natomiast
przy Ŝyciu zostały małe organizmy.

- Ewolucjoniści – przedstawicielem był Darwin. Twierdził, Ŝe w wyniki mutacji powstała
np. u Ŝyraf długa szyja, którą odziedziczyły potomkowie, poniewaŜ okazała się
przydatna.

- LEMARCK – dziedziczenie cech nabytych. (przez wymogi środowiska); ewolucja jest to
ciąg niepowtarzalny (nieodwracalnych procesów ewolucji)

- W. Smith – 1815 – prawo następstwa skał

- G. Cuvier – ok. 1820 – określił wzajemne następstwo skał.

Tabela stratygraficzna:

- jest skonstruowana w oparciu o myśl ewolujonizmu.
- nazwy epok itp w tabeli pochodzą od nazw miast, krain geograficznych, gór w których
znaleziono interesujące i odpowiednie skamieniałości.

Litostratygrafia – cechy skał dostrzegalne gołym okiem. Litostratygrafia uniemoŜliwia
poprowadzenie linii czasu pomiędzy profilami litograficznymi. Regułą jest, Ŝe w tym samym
czasie nie tworzy się ta sama litologia. W róŜnych miejscach tworzą się róŜne skały.

Formacja – wyznaczana po najbardziej osobistych cechach. Formacje muszą być po sobie i
wypełniać całą przestrzeń.

Skamieniałości:

- po skamieniałościach śladowych moŜna określić strop i spąg.
- skorupki po śmierci są otwarte u małŜy, natomiast zamknięte u ramienionogów.
- trylobity starciły miano skamieniałości przewodnich od dewonu

- po śmierci skamieniałości powinny być obecne w duŜej ilości miejsc. NiezaleŜnie od facji.
(np. konodonty).
- dobrą skamieniałością przewodnią jest tka skamieniałość która nie miała ulubionego
środowiska Ŝycia tylko Ŝyła „wszędzie”.

Oznaczenia wieku w geologii:

- biostratygrafia - dziedzina stratygrafii oparta na badaniu skamieniałości. Celem
klasyfikacji biostratygraficznej jest wydzielenie w skałach jednostek na podstawie analizy
stratygraficznych kopalnych taksonów (skamieniałości przewodnich). Klasyfikacja ta jest
moŜliwa w skałach zawierających skamieniałości - a więc w skałach osadowych. Jednostka
biostratygraficzna - skały wyodrębnione spośród skał otaczających na podstawie
charakterystycznych zespołu skamieniałości lub nawet jednej skamieniałości. Poziom
(biozona) - jest formalną jednostką biostratygraficzną, obejmującą ciała skalne wyróŜniane
(definiowane) na podstawie zaniku bądź pojawienia się taksonów w profilu stratygraficznym i
rozpoznawane na podstawie obecności taksonów paleontologicznych.

Rodzaje poziomów biostratygraficznych:
poziom zasięgu gatunku
poziom zespołowy
poziom współwystępowania
poziom rozkwitu
- chemostratygrafia
- klimatostratygrafia
- magnetostratygrafia
- cyklostratygrafia

Stratotypy – granica między systemami np. Sylurem a dewonem.

Określanie wieku skał:

Rozpad izotopu trwa od milisekund do milionów lat.
- metoda potasowo – argonowa
rozpad połowicznego rozpadu potasu wynosi 1,250 mld lat
- metoda rubidowo – strontowa
rozpad połowicznego rozpadu rubidu wynosi 48,8 mld lat
- metoda uranowo – ołowiawe
- Dat

owanie radiowęglowe

Okres połowicznego rozpadu węgla wynosi 5740 lat. To metoda badania wieku
przedmiotów oparta na pomiarze proporcji między izotopem promieniotwórczym węgla

C a

izotopami trwałymi

C i

C. W górnych warstwach atmosfery pod wpływem neutronów

promieniowania kosmicznego cały czas zachodzi proces przemiany

N oraz węgla

C w

radioaktywny

C w myśl reakcji:

n +

N →

C +

n +

C →

Węgiel ten następnie rozchodzi się równomiernie w atmosferze i pod postacią dwutlenku
węgla wchodzi poprzez fotosyntezę do organicznego obiegu pierwiastków. Tak długo jak
organizm Ŝyje, wymienia materię z otoczeniem, tak więc proporcje węgla radioaktywnego do
stabilnego w materii Ŝywej są podobne jak w atmosferze.
Sytuacja zmienia się jednak, gdy tylko organizm umrze - wymiana przestaje zachodzić, a
izotop

C z czasem się rozpada.

Zapis reakcji rozpadu:

Jego udział spada o połowę co kaŜde około 5740 lat.
Obecny udział izotopu radioaktywnego węgla do całości węgla w atmosferze ziemskiej oraz
wodach powierzchniowych, jest rzędu 1 atom radioaktywny na 1 bilion (10

) atomów węgla

(stęŜenie 1 ppt). Wartość ta jest zmienna w czasie, gdyŜ zaleŜy od stęŜenia węgla w
atmosferze, oraz natęŜenia promieniowania kosmicznego.

Spadek poziomu udziału izotopu

C z czasem

Czas od
śmierci

Procent molowy pozostałego izotopu

100.00%

99.99%

99.98%

99.94%

99.88%

99.76%

99.40%

100

98.80%

200

97.61%

500

94.14%

1000

88.62%

2000

78.54%

5000

54.67%

10000

29.89%

20000

8.94%

50000

0.24%

9000m – róŜnica wysokości

Skały kontynentalne są starsze od oceanicznych.

RóŜnice między płytą kontynentalną a oceaniczną:

Płyta kontynentalna

Płyta oceaniczna

Dość lekkie minerały( skały osadowe, granity,
granitoidy, metamorficzne)

bazalt

Krzemionka (50–65%)
CaO (4,2%)
Tlenek potasu (3,4%)
DuŜo Si

Krzemionka (<50%)
CaO (11%)
Tlenek potasu (mało)
DuŜo Fe i Mg

Mało Mg i Fe => skały lekkie (SiAl)

Mało Si => skały cięŜsze (SiMa)

Skorupa

Skorupa ziemska jest zewnętrzną powłoką Ziemi. Rozciąga się od nieciągłości Mohorovičicia
(zwanej teŜ powierzchnią Moho) aŜ do powierzchni Ziemi. Powierzchnia Moho znajduje się
na głębokości około 50-60 km, a została odkryta przez chorwackiego geofizyka Andriję
Mohorovičicia w 1910 r. Pomiędzy powierzchnią Ziemi a powierzchnią Moho znajduje się
jeszcze jedna powierzchnia nieciągłości, zwana powierzchnią Conrada. Została ona odkryta w
1925 r. przez V. Conrada. Według najnowszych badań powierzchnia ta w wielu rejonach
świata nie występuje lub jest bardzo niewyraźna. Skorupę ziemską moŜemy podzielić na
skorupę kontynentalną i oceaniczną. Zewnętrzna warstwa skorupy ziemskiej zbudowana jest
ze skał o gęstości 2,6 - 2,7 g/cm3 co odpowiada średniej gęstości skał granitowych. Prędkość
rozchodzenia się fali 5,9 - 6,3 km/s. Pod centralnymi częściami oceanów ta skorupa nie
występuje w ogóle. Jej miąŜszość wynosi 12 - 15 km. Pod wysokimi górami zanurza się do 30
km.

Płaszcz

Płaszcz ziemski sięga do głębokości 2890 km. Ciśnienie u podstawy płaszcza wynosi ok. 140
GPa (1,4 Matm). Płaszcz, w którym rozróŜnia się dwie warstwy, składa się głównie z
substancji bogatych w Ŝelazo i magnez.
Płaszcz górny, zwany zewnętrznym - budują go związki: chromu (Cr), Ŝelaza (Fe), krzemu
(Si) i magnezu (Mg) (tzw. crofesima). Średnia gęstość tej sfery wynosi 4,0 g/cm³. Górna
część zewnętrznego płaszcza ma od 80 do 150 km głębokości; jest juŜ warstwą o cechach
plastycznych - stanowi jak gdyby podściółkę zapewniającą skorupie ziemskiej ruchliwość.
Zachodzą w niej wszystkie procesy tektoniczne.
Płaszcz dolny, zwany teŜ wewnętrznym - zbudowany głównie z niklu (Ni), Ŝelaza (Fe),
krzemu(Si) i magnezu (Mg) (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).

Punkt topnienia substancji zaleŜy od ciśnienia, jakiemu jest poddawana. Im głębiej, tym
ciśnienie większe, zatem uwaŜa się, Ŝe płaszcz dolny jest stanu stałego, a górny – stanu
plastycznego (półpłynnego). Lepkość płaszcza górnego waha się między 10

, a 10

Pa· s, w

zaleŜności od głębokości [1]. Wobec tego płaszcz górny moŜe pływać bardzo powoli.
Dlaczego uwaŜa się, Ŝe jądro wewnętrzne jest stanu stałego, jądro zewnętrzne – stanu
ciekłego, a płaszcz – stałego bądź plastycznego? Punkty topnienia substancji bogatych w
Ŝelazo jest wyŜszy niŜ czystego Ŝelaza. Jądro Ziemi składa się prawie wyłącznie z czystego
Ŝelaza, podczas gdy substancje bogate w Ŝelazo częściej występują poza jądrem. Zatem
substancje Ŝelazowe przy powierzchni są stałe, a w płaszczu górnym – półpłynne (z powodu
wysokiej temperatury i względnie niskiego ciśnienia), w płaszczu dolnym – stałe (poddawane
są olbrzymiemu ciśnieniu), w jądrze zewnętrznym czyste Ŝelazo jest płynne, jako Ŝe ma niską
temperaturę topnienia (pomimo ogromnego ciśnienia), zaś jądro wewnętrzne jest stałe z
powodu najwyŜszego ciśnienia występującego w centrum.

Jądro

CięŜar właściwy Ziemi wynosi 5515 kg/m

, czyniąc ją najgęstszą planetą w Układzie

Słonecznym. CięŜar właściwy przy powierzchni wynosi tylko ok. 3000 kg/m

. Jądro składa

się z bardziej gęstych substancji. W dawniejszych epokach, ok. 4,5 mld (4,5×10

) lat temu,

podczas formowania się planety, Ziemia stanowiła półpłynną stopioną masę. CięŜsze
substancje opadały w kierunku środka, podczas gdy lŜejsze materiały odpływały ku
powierzchni. W efekcie jądro składa się głównie z Ŝelaza (80%), niklu i krzemu. Inne cięŜsze
pierwiastki, jak ołów i uran, występują zbyt rzadko, Ŝeby przewidzieć ich dokładne
rozmieszczenie oraz mają tendencję do tworzenia wiązań z lŜejszymi 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,
Ŝe wewnętrzne jądro jest w stanie stałym i składa się głównie z Ŝelaza z domieszką niklu.
Niektórzy uwaŜają, Ŝe jądro wewnętrzne moŜe tworzyć Ŝelazny monokryształ. Jądro
wewnętrzne jest otoczone przez jądro zewnętrzne i składa się przypuszczalnie z ciekłego
Ŝelaza zmieszanego z ciekłym niklem i śladowymi ilościami pierwiastków lekkich. Ogólnie
uwaŜa się, Ŝe konwekcja jądra zewnętrznego połączona z ruchem rotacyjnym Ziemi (zob.:
Siła Coriolisa), wytwarza ziemskie pole magnetyczne przez proces znany jako efekt dynama.
Stałe jądro wewnętrzne jest zbyt gorące aby utrzymać stałe pole magnetyczne (zob.
Temperatura Curie) ale prawdopodobnie działa stabilizująco na pole magnetyczne
wytwarzane przez ciekłe jądro zewnętrzne.
Ostatnie badania wskazują, Ŝe jądro wewnętrzne Ziemi moŜe obracać się szybciej niŜ reszta
planety, około 2° rocznie (Comins DEU-s.82).
Według najnowszych hipotez geochemika amerykańskiego J. Marvina Herdona, jest wielce
prawdopodobne, iŜ wewnętrzne jądro Ziemi to ciągle działający reaktor jądrowy o mocy ok. 4
TW, w którym uran ulega rozszczepieniu. Ta teoria próbuje opisać niewyjaśniony dotychczas
problem źródła ciepła wnętrza Ziemi. Jest sprzeczna z dotychczasowym modelem, w którym
jądro stałe Ziemi zbudowane jest głównie z atomów Ŝelaza i niklu, a uran łączący się
krzemem stanowi lŜejszy minerał i pozostał w płaszczu Ziemi. Hipoteza ta nie jest uznawana
przez pozostałych geofizyków.

Skorupa oceaniczna zbudowana jest z trzech warstw ale brak niej warstwy granitowej.
Składa się z warstwy osadowej i bazaltowej, pomiędzy którymi znajduje się warstwa
pośrednia, złoŜona najprawdopodobniej z naprzemianległych law bazaltowych

przedzielonych skalami osadowymi. Grubość całej skorupy ocenicznej średnio wynosi 7 km,
choć miejscami dochodzi do 12 km.

Skorupa ziemska kontynentalna - wyróŜniona na podstawie róŜnic w wykształceniu jedna
ze skorup, tworząca najbardziej zewnętrzną powłokę Ziemi, o średniej grubości wynoszącej
30-40 km, dochodzącej do 80 km pod Himalajami. O gęstości 2,7-2,8 g/cm³. Podobnie jak w
części oceanicznej składa się z kompleksu osadowego i krystalicznego.

Kompleks osadowy - Zbudowany głównie ze skał osadowych o grubości dochodzącej do 20
km. Na wielu obszarach niespotykany, odsłaniający bezpośrednio warstwę krystaliczną.

Kompleks krystaliczny - Z wyraźną budową warstwową. Tworzą go 3 poziomy:

•

górny (granitowy) zbudowany głównie z kwaśnych skał: granitów, granitognejsów i
gnejsów,

•

środkowy (pośredni) zbudowany z graniodiorytów, diorytów i enderbitów, w którym
zachodzą najsilniejsze procesy magmowe,

•

dolny (gabrowo-bazaltowy) zbudowany z diorytów, amfibolitów i gabra.

Powierzchnia nieciągłości - rozdziela skorupę ziemską, płaszcz oraz jądro. Na jej granicy
następuje nagła zmiana gęstości, następstwem czego jest odbijanie oraz załamywanie się fal.

Najbardziej znana jest strefa Moho, która oddziela skorupę ziemską i płaszcz. Została odkryta
w 1909 r. Na obszarach kontynentalnych powyŜej strefy Moho rozciąga się nieciągłość
Conrada, oddzielająca "warstwę granitową" od "warstwy bazaltowej". Nie występuje w
skorupie oceanicznej. Strefa Wiecherta-Gutenberga oddziela płaszcz oraz jądro i jest
najbardziej wyraźna, gdyŜ stykają się tam ciała stałe oraz ciekłe.

GRAWITACJA

Kształt Ziemi jest elipsą.

Geoida- bryła, której powierzchnia w kaŜdym miejscu jest prostopadła do pionu
wyznaczonego przez siłę cięŜkości. Geoida jest teoretyczną powierzchnią, na której potencjał
siły cięŜkości Ziemi jest stały, równy potencjałowi siły cięŜkości na średnim poziomie mórz
otwartych i przedłuŜoną umownie pod powierzchnią lądów. PoniewaŜ zawiera ona lustro
wody w morzach i oceanach dodatkowo określana jest jako Geoida Zerowa. Jako
powierzchnia ekwipotencjalna, geoida w kaŜdym swym punkcie jest prostopadła do kierunku
siły cięŜkości (pionu).

PoniewaŜ 78% powierzchni naszej planety stanowią oceany, przeto najbardziej
reprezentatywne przybliŜenie figury Ziemi stanowi geoida. Jednak pod lądami przebieg
geoidy jest skomplikowany ze względu na bardzo urozmaicony rozkład przestrzenny gęstości,
głównie w przypowierzchniowych warstwach skorupy ziemskiej. Henri Poincare (1854-1912)

wykazał, Ŝe jest niemoŜliwe wyraŜenie w sposób ścisły równania geoidy na obszarze lądów i
oceanów jedną funkcją analityczną.

Przebieg geoidy jest efektem równowagi pewnych sił, jest ona zatem powierzchnią
dynamiczną, stale ulegającą pewnym okresowym zmianom. W praktyce korzysta się z
modelu geoidy, czyli zbioru liczb będących wartościami wysokości geoidy w węzłach siatki
geograficznej.

1. Ocean
2. Elipsoida
3. Pion lokalny
4. Kontynent
5. Geoida

Magnetyzm Ziemi:
- bieguny magnetyczne nie pokrywają się z biegunami geograficznymi
- ciało zachowuje właściwości magnetyczne, gdy NIE jest podgrzane. Dlatego w głębi ziemi
nie ma ciał magnetycznych
- powstanie pola magnetycznego: metaliczne jądro (Fe, Ni) -> stan płynny jego zewnętrznej
części; (płynny metal jest dobrym przewodnikiem prądu elektrycznego, więc powstaje prąd i
pole magnetyczne. Prąd takŜe powstaje dzięki obracaniu się pola magnetycznego.

Rewersja pola magnetycznego – odwrócenie linii pola magnetycznego o 180 stopni, co jest
zapisywane w skałach i widać to w ich warstwach.

Deklinacja – kąt między kierunkiem bieguna geograficznego a magnetycznego

Inklinacja – kąt nachylenia igły magnetycznej w stosunku do poziomu

Na wodach są regularne anomalie magnetyczne. Na dnie oceanicznym występują anomalie
pasowe (wzdłuŜ grzbietów oceanicznych). Pasy są w polu dodatnim natomiast obszar między
nimi jest w polu ujemnym.

Wędrówka kontynentów

Wędrówka kontynentów, epejroforeza – ruch kontynentów, powodujący zmianę ich
połoŜenia względem siebie nawzajem oraz względem biegunów Ziemi.

Historia powstania teorii

W XIX wieku, kiedy mapy stały się dokładniejsze, wielu uczonych zwróciło uwagę na fakt,
Ŝe kontynenty "pasują" do siebie jak elementy układanki. Co więcej, na odpowiadających
sobie wybrzeŜach znaleziono te same formacje skalne, mimo Ŝe lądy te były oddalone od
siebie o tysiące kilometrów. Do tego takie same skamieniałości znajdowano w miejscach
zupełnie odmiennych i oddalonych, np. na Antarktydzie i w Indiach.

To skłoniło uczonych do spekulacji na temat "ewolucji" litosfery ziemskiej. Jedną z teorii
wysunął w 1912 roku Alfred Wegener (tzw. teoria Wegenera), nie zyskała ona jednak więlu
zwolenników, być moŜe dlatego, Ŝe nie wyjaśniała, w jaki sposób kontynenty mogą się
przemieszczać. W latach 30. XX wieku hipoteza Wegenera została zarzucona, a na początku
lat 60. wykrystalizowała się nowa teoria tektoniki płyt, w znacznym stopniu oparta o wywody
Wegenera, ale wyjaśniająca mechanizm wędrówki kontynentów. Obecnie coraz więcej
zwolenników zyskuje alternatywna do tektoniki płyt, teoria ekspandującej Ziemi, według
której zmiana połoŜenia kontynentów nie jest wynikiem ich przemieszczania, ale
powiększania się Ziemi.

Etapy wędrówki

Na podstawie teorii tektoniki płyt moŜna dziś z duŜym prawdopodobieństwem zamodelować
zmiany, jakim ulegała skorupa ziemska w ciągu ostatnich 300 mln lat. Według teorii tektoniki
płyt wędrówka (dryf) kontynentów odbywa się juŜ od co najmniej 2,5 mld lat. Mogą o tym
świadczyć najstarsze, pofałdowane skały w Kanadzie, oceniane przez geologów na co
najmniej 2 mld lat. Oto zasadnicze etapy wędrówki kontynentów w okresie od 1100 mln lat
temu do dziś:

•

1100 mln lat temu - formuje się superkontynent Rodinia.

•

750 mln lat temu - Rodinia rozpada się na trzy części - Laurentię, Kongo i Gondwanę.

•

600 mln lat temu - fragmenty Rodinii na krótko ponownie się stykają, tworząc nowy
superkontynent - Pannotię.

•

550 mln lat temu - Pannotia zaczyna się rozpadać.

•

250 mln lat temu - na Ziemi występuje jeden wielki kontynent (superkontynent)
Pangea . Powstał najprawdopodobniej z trzech mniejszych kontynentów. Jest on
otoczony olbrzymim oceanem Panthalasa i mniejszym oceanem Tetydy.

•

180 mln lat temu - superkontynent Pangea zaczyna pękać na dwie części, które
oddalają się od siebie tworząc: Laurazję na półkuli północnej i Gondwanę na półkuli
południowej.

•

135 mln lat temu - początek rozpadu Laurazji i Gondwany - pojawiają się zarysy
dzisiejszych kontynentów:

Laurazja daje początek Ameryce Północnej i Eurazji

Gondwana rozpada się na: Amerykę Południową, Afrykę, Antarktydę,
Australię i Indie.

•

100 mln lat temu - Indie odrywają się od Afryki i dryfują w stronę Azji.

Jest prawdopodobne, Ŝe w liczącej 4.5 mld lat historii Ziemi było więcej superkontynentów,
jeszcze przed uformowaniem Rodinii. Brak jednak wystarczających danych na określenie ich
liczby, rozmiarów, połoŜenia i czasu powstania.

Teoria Wegenera - pierwsza teoria zakładająca wędrówkę kontynentów, sformułowana w
1929 przez niemieckiego meteorologa Alfreda Wegenera.

Przeglądając księgozbiór biblioteki uniwersyteckiej w Marburgu, gdzie wykładał w 1911 r.,
Wegener zwrócił uwagę na pewne zbieŜności w występowaniu skamieniałości w warstwach
geologicznych, które obecnie oddzielone są przez oceany. Zwrócił teŜ uwagę na
podobieństwo kształtów kontynentów po obu stronach Oceanu Atlantyckiego. Ówczesne
teorie próbowały wyjaśniać to zjawisko tworzeniem się i zanikaniem pomostów lądowych.

Wegener wysunął hipotezę, według której obecne kontynenty powstały około 200 milionów
lat temu w wyniku rozpadu jednego superkontynentu. W 1912 przedstawił publicznie swoją
teorię dryftu kontynentalnego, która głosi, Ŝe kontynenty przesuwają się, a w wyniku ich
kolizji powstają wypiętrzenia w postaci łańcuchów górskich.

W 1915 w swojej pracy O pochodzeniu kontynentów i oceanów (Die Entstehung der
Kontinente und Ozeane) przedstawił teorię, Ŝe kiedyś wszystkie lądy tworzyły jeden ogromny
ląd, który nazwał Pangeą, czyli "Wszechziemią". Zebrał w niej wszystkie dotychczas
otrzymane dowody, topograficzne, geologiczne i paleontologiczne. Wg Wegenera w karbonie
kontynent ten zaczął się rozpadać, a powstałe mniejsze kontynenty zaczęły się od siebie
odsuwać. Wegener sądził, Ŝe materiał, w którym zanurzone są kry kontynentalne, jest cięŜszy
od skał powierzchniowych i Ŝe w związku z tym kontynenty przemieszczają się po jego
powierzchni pod wpływem ruchu obrotowego Ziemi, a takŜe oddziaływania KsięŜyca i
Słońca.

W latach 20. pojawiły się kolejne uzupełnione wersje jego dzieła. Jedynie w Stanach
Zjednoczonych, gdzie została ona wrogo przyjęta przez środowiska naukowe, nie pojawiły się
kolejne wznowienia. Wielu współczesnych Wegenerowi geologów nie zgadzało się z jego
teorią, próbując nawet ją ośmieszyć za wszelką cenę. Szczególnej krytyce poddano fakt, Ŝe
Wegener nie zaproponował Ŝadnego mechanizmu, wyjaśniającego ruch kontynentów.
Dopiero w połowie XX wieku, kiedy odkryto zjawisko spreadingu dna oceaniczego,
przywołano zapomnianą juŜ teorię Wegenera. Dalsze odkrycia przyczyniły się do rozwinięcia
nowej teorii tektoniki płyt. Obecnie jest ona uznawana przez większość naukowców za teorię
najlepiej wyjaśniającą budowę geologiczną Ziemi.

Ruchy eustatyczne – zmieniają poziom oceanu światowego np poprzez topnienie lodowców,
ruchami tektonicznymi lub zapełnieniami basenów morskich osadami.

SUBDUKCJA

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 zbieŜnych (konwergentnych, kolizyjnych) płyt
litosfery.
PoniewaŜ w strefach spreadingu znajdujących się pod grzbietami oceanicznymi cały czas
powstaje nowa skorupa ziemska, to zakładając stały promień Ziemi (a więc równieŜ jej
powierzchnię), musiano przyjąć istnienie jakichś stref w których musi ona być niszczona.
Wyznaczono do tego celu znane wcześniej strefy Benioffa wzdłuŜ których koncentrują się
hipocentra trzęsień ziemi.

WyróŜnia się trzy typy stref subdukcji:

typ andyjski – kra oceaniczna wciągana jest pod krę kontynentalną. Strefę kolizji wyznacza
głębokomorski rów oceaniczny. W pewnej odległości od strefy powstaje orogen kolizyjny, w
którym dochodzi do silnego sfałdowania osadów zdzieranych płyty oceanicznej, występuje
intensywny wulkanizm oraz liczne trzęsienia ziemi. Strefy subdukcji tego typu występują we
wschodnim obramowaniu Oceanu Spokojnego, u wybrzeŜy Ameryki Południowej: Rów
Atakamski, Andy.

typ japoński – kra oceaniczna jest równieŜ wciągana pod krę kontynentalną, ale subdukcja
związana jest z wytworzeniem się łuków wyspowych i basenu marginalnego (załukowego),
posiadający skorupę oceaniczną. Strefę kolizji podobnie jak w typie andyjskim wyznacza rów
oceaniczny. Tak samo obszar ten charakteryzuje się duŜą aktywnością wulkaniczną i
sejsmiczną. Strefy tego typu występują w zachodnim obramowaniu Oceanu Spokojnego,
wzdłuŜ wybrzeŜa Azji. Strefa kolizji jest oddalona od kontynentu - za łukiem wysp,, który jest
zbudowany wyłącznie ze skał wulkanicznych, lub jak w przypadku Japonii jest oderwanym
fragmentem kontynentu azjatyckiego, znajduje się strefa rozciągania, zbudowana wyłącznie
ze skorupy oceanicznej:
typ mariański – w tym przypadku kra oceaniczna wciągana jest pod inną krę oceaniczną,
jednocześnie następuje kolizja dwóch łuków wyspowych, względnie łuku wyspowego i

podmorskiego grzbietu. Strefy tego typu występują w zachodnim obramowaniu Oceanu
Spokojnego: Rów Kermadec, Rów Tonga, Rów Mariański, Rów Bonin.

Rów oceaniczny

Łuk wyspowy

Basen marginalny

Rów Filipiński

Filipiny

Morze Południowochińskie

Rów Nansei-Shoto

Wyspy Riukiu

Morze Wschodniochińskie

Rów Japoński

Wyspy Japońskie Morze Japońskie

Rów Kurylsko-Kamczacki Kuryle

Morze Ochockie

Rów Aleucki

Aleuty

Morze Beringa

WULKANIZM

HESS – rozdzieranie skorupy kontynentalnej przez magmę -> grzbiety
Zanurzanie litosfery w strefie rowów oceanicznych

Wulkanizm – ogół procesów geologicznych, zachodzących na powierzchni Ziemi,
związanych z wydobywaniem się lawy i innych materiałów z głębi skorupy ziemskiej.

Wulkanizm jest wyrazem Ŝycia planety. Jest to ogół procesów związanych z
przemieszczaniem się magmy z głębokich warstw Ziemi ku jej powierzchni. Kresem tej
wędrówki jest erupcja czyli wylew lawy lub wybuchy gazów wynoszących fragmenty ciekłej
lawy i rozkruszone skały podłoŜa.

Wulkan – miejsce na powierzchni Ziemi, z którego wydobywa się lawa, gazy wulkaniczne i
materiał piroklastyczny. Terminu tego równieŜ uŜywa się jako określenie form terenu
powstałych wskutek działalności wulkanu, choć bardziej poprawne są takie terminy jak: góra
wulkaniczna, stoŜek wulkaniczny, kopuła wulkaniczna czy wulkan tarczowy.

Wulkan

1. Komora wulkaniczna

2. Skała macierzysta

3. Kanał lawowy

4. PodnóŜe

5. Sill

6. Przewód boczny

7. Warstwy popiołu emitowanego przez wulkan

8. Zbocze

9. Warstwy lawy emitowanej prze wulkan

10. Gardziel

11. StoŜek pasoŜytniczy

12. Potok lawowy

13. Komin

14. Krater

15. Chmura popiołu

Rodzaje wulkanów

Aktywność wulkaniczna zmienia się wraz z czasem. Obserwowana aktywność wulkanów
umoŜliwiła wprowadzenie ich podziału na wulkany:

•

czynne – stale lub sporadycznie objawiające swoją działalność (np. Wezuwiusz, Etna,
Stromboli),

•

drzemiące – ich działalność obserwowano w czasach historycznych (np. Fuji,
Tambora),

•

wygasłe – ich działalność nie została zaobserwowana w czasach historycznych (np.
stoŜki wulkaniczne w Niemczech i Polsce).

Szacuje się, Ŝe w ciągu ostatnich 10 tys. lat na kuli ziemskiej czynnych było 1500 wulkanów.
W tym okresie miało miejsce około 7900 erupcji. Obecnie liczbę czynnych wulkanów szacuje
się na około 600. Ponadto moŜna spotkać kilka tysięcy nieczynnych wulkanów na lądzie oraz
kilkadziesiąt tysięcy pod wodą.

Inny podział bierze pod uwagę miejsce, z którego wypływa magma. WyróŜnia się wówczas
wulkany:

•

stoŜkowe

•

tarczowe

•

linijne – magma wypływa z podłoŜa

•

ekspozywne

Wulkany róŜnią się dominującym rodzajem materiału, jaki się z nich wydobywa:

•

lawowe (efuzywne) – wypływa tylko lawa, ich erupcja ma łagodny przebieg. Dzielą
się na:

tarczowe (hawajskie) – niskie i rozległe (lawa z nich wypływająca jest rzadka,
zasadowa, bazaltowa, o małej lepkości), osiągają szerokość nawet do 40
kilometrów.

kopuły lawowe (bardzo gęsta, kwaśna, krzemionkowa lawa), które wyglądają
jak pół sfery (kuli)

•

stratowulkany (mieszane) – oprócz lawy wyrzucane są teŜ inne materiały, naleŜą do
najbardziej eksplozywnych. Stratowulkany posiadają wysokie stoŜki (kąt nachylenia
ok 30 stopni) (np. Wezuwiusz).

•

eksplozywne – wyrzucają tzw. materiał piroklastyczny

•

maary

•

wulkany błotne – z których wydobywa się na powierzchnię błotnista mieszanina
wody, iłu, piasku itp. Proces ten związany jest z przejawami wygasającego juŜ
wulkanizmu – wydobywaniem się gorącej wody lub pary wodnej

TEFRA:

•

tufy – na powierzchni

•

tufity – pod wodą

składaja się z popiołów

Rodzaje gazów wulkanicznych:
- fumarole – najbardziej gorące gazy. (Fe, S, CO2, para wodna, itd.) temp. >200 stopni C
- solfatary – temp. Do 100 stopni C. (CO2, S, H2S) śmierdzi bardzo siarką
- mofety – ekshalacja chłodnego CO2, wydziela się nawet długo po wybuchu

Powstawanie wulkanów

Występowanie wulkanów na Ziemi jest ściśle związane ze strefą młodej górotwórczości i z
obszarami aktywnych trzęsień ziemi. Związek tych zjawisk tłumaczy teoria tektoniki płyt
litosfery. W miejscach, gdzie jedna płyta litosfery zagłębia się pod drugą, wulkany powstają
wzdłuŜ ich krawędzi – na kontynencie oraz wzdłuŜ rowów oceanicznych, np. wybrzeŜe
Pacyfiku, Europa Południowa, Japonia, Filipin. Wulkany powstają takŜe w miejscach
rozsuwania się płyt litosfery od siebie, czyli w grzbietach śródoceanicznych i w dolinach
ryftowych, np. w Grzbiecie Śródtlantyckim, na Islandii, w Wielkich Rowach Afrykańskich.
Unikalną w czasach historycznych okazją do obserwacji narodzin wulkanu było powstanie
wulkanu Paricutín w Meksyku oraz wysepki Surtsey u brzegów Islandii.

33m w dół = 1 stopień C więcej

1 km = 30 stopni C –

stopień geotermiczny

MAGMA

Występujące w skorupie ziemskiej skały magmowe powstały w wyniku krystalizacji
magmy, zarówno wewnątrz Ziemi, jak i na jej powierzchni. Przyczyny krystalizacji
stopu magmowego mogą być róŜne, np.: ochłodzenie zbiornika magmowego, spadek
ciśnienia czy utrata składników lotnych. Proces krzepnięcia magmy jest bardzo
złoŜony i zaleŜy od wielu czynników, głównie od jej składu chemicznego. Skład ten
moŜe być bardzo zróŜnicowany, poniewaŜ w trakcie procesu krystalizacji dochodzi do
tzw.

róŜnicowania się magmy. Mechanizm róŜnicowania się magmy wyjaśniany jest

według kilku hipotez:

Oddzielenie się płynnej magmy wskutek działania sił cięŜkości (tzw. likwacja). W
ten sposób pierwotnie jednorodny stop róŜnicuje się pod względem gęstości,
powodując oddzielenie się np. magmy gabrowej od granitowej, czy stopu
siarczkowego od krzemianowego.

2. Frakcyjna krystalizacja magmy, czyli kolejne wydzielanie się kryształów

(minerałów) w czasie krzepnięcia stopu, w miarę spadku temperatury. W trakcie
krystalizacji minerały lŜejsze od stopu przemieszczają się ku górze, cięŜsze natomiast
opadają na dno zbiornika magmowego.

RóŜnicowanie przy udziale składników lotnych, rozpuszczonych w fazie ciekłej
magmy. Przy spadku ciśnienia i temperatury następuje wydzielenie się składników
gazowych i ich wędrówka ku stropowi zbiornika magmowego. Banieczki gazów
przyczepione do kryształów mogą przemieszczać je ze sobą ku górze.

RóŜnicowanie przez asymilację ze skałami osłony w brzeŜnych partiach zbiornika
magmowego. Asymilacja ta polega na częściowym rozpuszczeniu składników
mineralnych skał osłony lub na wymianie jonowej między magmą a skałami osłony.
Ma ona znaczenie jedynie wówczas, gdy skład skał osłony róŜni się zasadniczo od
składu stopu magmowego.

Rodzaje magmy:
- bazaltowe – mało krzemionki, duŜo skał maficznych, wysoka tem. (1400 – 1100 C), na
duŜych głębokościach.
- andezytowe – w stefie subdukcji, wytapianie płyty oceanicznej
- granitowe – ze skał skorupy kontynentalnej (duŜo krzemionki), obecność pary wodnej,
bardzo lepka.

W naturalnych stopach magmowych krystalizacja składników mineralnych przebiega

zazwyczaj według określonego następstwa. Minerały kolejno krystalizujące z magmy tworzą
tzw. szeregi reakcyjne Bowena:

Szeregi krystalizacyjne charakteryzują się między innymi tym, Ŝe kaŜdy następny
minerał szeregu moŜe powstać w miejsce poprzedniego wskutek jego reakcji ze
stopem.
Z gleboznawczego punktu widzenia kolejność krystalizacji minerałów z magmy jest
bardzo istotna, gdyŜ charakteryzuje ona odporność minerałów na procesy wietrzenia.
Minerały krystalizujące wcześnie (oliwiny, anortyt) ulegają łatwo wietrzeniu i z tego
względu nie występują w glebach. Minerały krystalizujące później są znacznie
bardziej odporne, a kończący krystalizację kwarc jest najbardziej trwałym, głównym
składnikiem gleb.

Lawa

- ciekły produkt działalności wulkanicznej, składający się głównie ze stopionych

tlenków krzemu, Ŝelaza, sodu, potasu, wapnia i innych metali. Ma podobny skład jak magma,
z której stopienia powstaje, ale jest zuboŜona o składniki lotne. Temperatura lawy dochodzi
do 1000 st. C, a nawet ponad nią do 1300-1350 st. C, jej krzepnięcie następuje w
temperaturach 600-800 st. C. Prędkość spływu lawy uwarunkowana jest jej lepkością i
wynosi od 3-4 km/h (np. Wezuwiusz, Etna) do 40 km/h (Mauna Kea, Kilauea). Zwykle w
czasie erupcji wydobywa się kilkaset metrów sześciennych lawy, ale niekiedy objętość
erupcji moŜe być znacznie większa (np. erupcja wulkanu Laki na Islandii 1783-84 - 12 km³
lawy).

Lawy moŜna podzielić ze względu na zawartość dwutlenku krzemu (SiO

) na:

•

kwaśne - zawierające duŜo SiO

, są lepkie i gęste, płyną wolno i stosunkowo szybko

krzepną; często powodują zaczopowanie krateru, co doprowadza do gwałtownych
erupcji,

•

zasadowe - zawierające mało SiO

, mają mniejszą lepkość i gęstość, dlatego szybciej

płyną, a ich wylewy mają spokojny przebieg.

Trzy główne postaci lawy to: 'a'a, pāhoehoe i lawa poduszkowa.

`A`ā - jeden z trzech podstawowych typów spływającej lawy. `A`ā jest lawą bazaltową
charakteryzującą się chropowatą, poszarpaną powierzchnią. Zazwyczaj jej temperatura
wynosi od 1000, do 1100ºC.

Pāhoehoe - jedna z odmian lawy, najczęściej występuje w materiale erupcyjnym na
Hawajach oraz Islandii. Ma postać ściśle związanych ze sobą sznurowatych smug, zazwyczaj
poskręcanych i powyginanych. Nigdy nie tworzy gładkiej powierzchni.

Lawa poduszkowa – powstała w wyniku podwodnej erupcji, bardzo szybko stygnącą, lawa
bazaltowa. Z powodu krótkiego czasu stygnięcia, oraz ciśnienia wody, tworzy bochenkowate,
spłaszczone twory.

TRZĘSIENIA ZIEMI

Trzęsienie ziemi to gwałtowne rozładowanie napręŜeń powstałych w skorupie ziemskiej w
czasie ruchów fragmentów litosfery. Z miejsca uwolnienia tych napręŜeń (hipocentrum –
ogniska trzęsienia ziemi) rozchodzą się fale sejsmiczne. Punkt na powierzchni Ziemi
połoŜony nad ogniskiem (epicentrum) to miejsce, gdzie fale docierają najwcześniej i gdzie
straty są największe. Siła wstrząsów maleje w miarę oddalania się od epicentrum.

Badaniem trzęsień ziemi zajmuje się sejsmologia.

Trzęsienia ziemi na kuli ziemskiej w okresie lat 1963–1998.

Oznaczanie siły trzęsień ziemi

Intensywność wstrząsów sejsmicznych oznacza się za pomocą:

•

12-stopniowej skali Mercallego (skali MCS) – określającej intensywność trzęsienia
ziemi,

•

otwartej skali Richtera – uŜywa się do ściślejszej oceny siły trzęsienia ziemi skali
wielkości (magnitudy)

Pomiary wstrząsów sejsmicznych dokonuje się za pomocą sejsmografów.

Hipocentrum – ognisko trzęsienia ziemi
Epicentrum – prostopadle nad hipocentrum na powierzchni ziemi

Fale sejsmiczne:

- podłuŜne (primare)- bardzo szybkie; przychodzą pierwsze do punktu

obserwacji

- poprzeczne (secundare) – rozchodzą się w ośrodku wykazującym spoistość.

Nie rozchodzą się w cieczach, tylko w ciałach stałych

- powierzchniowe – bardzo niszczycielskie, deformują powierzchnię ziemi. Są

duŜo wolniejsze od fal wewnętrznych i przychodzą później.

Rodzaje trzęsień ziemi

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 stopniowo kumuluje się, a po przekroczeniu krytycznej
wartości następuje jej uwolnienie czyli wstrząs. Większość trzęsień tego typu
powstaje w strefach granicznych płyt litosfery. Trzęsienia tektoniczne
występują takŜe w młodych pasmach fałdowych, w strefach, gdzie subdukcja
juŜ wygasła.

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

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

antropogeniczne – wstrząsy spowodowane tąpnięciami. Do ich powstania
moŜe przyczynić się takŜe naruszenie równowagi napręŜeń w górotworze bądź
teŜ napełnienie zbiornika zaporowego. Na obszarach gęsto zabudowanych
mogą spowodować znaczące szkody materialne. Występują na Górnym
Śląsku, w okolicach Bełchatowa, na Dolnym Śląsku i w Pieninach.

•

ze względu na głębokość ogniska:

płytkie (85%) – poniŜej 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.

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

•

sejsmiczne – częstych i silnych trzęsień ziemi,

•

pensejsmiczne – rzadkich i słabych wstrząsów,

•

asejsmiczne – bez wstrząsów sejsmicznych.

TSUNAMI

Tsunami - fala oceaniczna, wywołana podwodnym trzęsieniem ziemi, wybuchem wulkanu
bądź osuwiskiem ziemi (lub dzieleniem się lodowców), rzadko w wyniku upadku meteorytu.
Rozchodzą się pierścieniowo od miejsca jej wzbudzenia. Na pełnym morzu przejście fali
tsunami, poruszającej się z wielką prędkością (do 900 km/h), moŜe być nawet niezauwaŜone,

jako Ŝe długość tych fal dochodzi do kilkuset kilometrów, ale ich wysokość nie przekracza
kilkudziesięciu centymetrów. Dopiero w strefie brzegowej moŜe ona osiągnąć wysokość
kilkudziesięciu metrów niszcząc nadbrzeŜne miejscowości. Najczęściej występuje w basenie
Oceanu Spokojnego. MoŜe osiągać brzeg jako łamiąca się fala, ściana wody lub podobnym do
przypływu zalaniem.

Rodzaje tsunami

WyróŜnia się trzy rodzaje tsunami:

1. lokalne - miejsce wzbudzenia fali znajduje się blisko wybrzeŜa, a czas jej przybycia

wynosi do pół godziny,

2. regionalne - fale mogą zagrozić większemu obszarowi przybrzeŜnemu (juhu), czas

przybycia do 5 godzin od wzbudzenia,

3. ponadregionalne (pacyficzne) - mogą objąć wiele obszarów po obu stronach

Pacyfiku, czas przybycia fali od kilku do kilkunastu godzin w zaleŜności od
odległości.

Gejzery

Gejzer - rodzaj gorącego źródła, które gwałtownie wyrzuca słup wody i pary wodnej o
temperaturze około 100° C. Woda z gejzerów ogrzewana jest zalegającą kilka kilometrów
pod ziemią magmą w procesie hydrotermalnym. Wybuchy gejzerów są dość regularne, ale dla
kaŜdego źródła odstępy pomiędzy kolejnymi wybuchami są inne. Woda moŜe być wyrzucana
na wysokość nawet 30-70 m.

Miejsce występowania

Gejzery są dość rzadkim zjawiskiem, wymagającym kombinacji szczególnych warunków
geologicznych i klimatycznych. MoŜna wymienić 6 miejsc na świecie, gdzie występują
większe nagromadzenia gejzerów:

•

Park Narodowy Yellowstone, Wyoming, USA,

•

Islandia,

•

Wyspa Północna, Nowa Zelandia,

•

Kamczatka, Rosja,

•

El Tatio, Chile,

•

Unmak, Alaska, USA.

Ponadto pojedyncze gejzery moŜna odnaleźć w róŜnych zakątkach globu: w Peru, Boliwii,
Meksyku, Dominice, na Azorach, w Kenii i Japonii.

Yellowstone stanowi największe i najbardziej aktywne pole gejzerów. W 9 nieckach z
gejzerami występuje prawie 400 gejzerów, czyli tyle ile razem w pozostałych częściach kuli

ziemskiej. Tutaj teŜ znajduje się najwyŜszy gejzer Steamboat Geyser oraz najbardziej znany
Old Faithful Geyser. Występowanie gejzerów jest związane z działalnością wulkaniczną.

Rodzaje gejzerów

WyróŜnia się dwa typy gejzerów:

•

fontannowe (fountain geysers) - wybuch następuje z niewielkiego zbiornika wodnego,
najczęściej jest to seria gwałtownych i intensywnych wytrysków,

•

stoŜkowe (cone geysers) - wybuch następuje z małego stoŜka, który utworzył się z
wytrącających się osadów zazwyczaj są to spokojne wyrzuty wody, trwające od kilku
sekund do kilku minut.

Wody geotermalne – świadczą o termice ziemi, są podgrzewane ciepłem ziemi.

Plamy gorąca – duŜy wypływ ciepła. Są stacjonarne. Przesuwają się nad nimi wulkany
(Hawaje)

HOTSPOT – plamka gorąca znajdująca się pod ziemią. Miejsce punktowego wypływu
ciepła. Płyta pacyficzna ruszała się względem tych punktów w strefach ryftu.

Plamy gorąca mogą być przydatne do tworzenia map paleogeologicznych.

Izostazja – równowaga pomiędzy róŜnymi wycinkami skorupy ziemskiej; dąŜenie do
równowagi mas skalnych w litosferze; bloki stosunkowo sztywnej i lekkiej litosfery
"pływają" po plastycznej astenosferze – obciąŜone zanurzają się głębiej, odciąŜone unoszą się
wyŜej (np. Skandynawia po ustąpieniu lądolodu). Unoszenie/zanurzanie się płyt litosfery
nazywamy pionowymi ruchami litosfery (ruchy izostatyczne). Mogą one np. doprowadzać do
transgresji i regresji morskich.

1. Szereg krystalizacji Bowena.

Przedstawia on kolejność krystalizacji głównych minerałów skałotwórczych
z magmy wraz ze spadkiem temperatury - 1600°C - spadek temperatury
Ciąg (l) tych minerałów z wyjątkiem kwarcu z uwagi na wysoką zawartość
Fe i Mg nazywamy ciągiem femicznym. Ciąg (2) minerałów z uwagi na to,
Ŝe zbudowane są głównie z glinu i krzemu nazywamy sialicznymi.
1- Albit (Na[AlSi308]) =Na20*Al203*6Si02 - skrajnie kwaśny
2- Oligoklaz 70% - Ab i 30% - An - kwaśny
3- Andezyn 50% - Ab i 50% - An- plagioklaz średni
4- Labrador 30% - Ab i 70% - An - zasadowy
5- Bytownit 10% - Ab i 90% - An - zasadowy
6- Anortyt Ca[Al2Si208]=CaO*Al203*2Si02 -skrajnie zasadowy
Dwa skrajne człony albit i anortyt tworzą ze sobą kryształy mieszane,
krystalizujące w układzie jedno i trójskośnym nazywane plagioklazami.
Struktura mieszana charakterystyczna dla plagioklazów moŜe powstawać
dzięki temu, Ŝe średnice jonowe sodu i wapnia są prawie takie same i
wynoszą: średnica sodu - 0,98 A i średnica wapnia - l A. W związku z tym
w strukturze plagioklazów sód moŜe podstawiać wapń, a wapń moŜe
wchodzić w miejsce sodu. Najczęściej odbywa się to w wyniku procesu
metasomatycznego, to znaczy wypierania jednych składników przez
drugie, w tym przypadku ma miejsce wypieranie wapnia przez sód. Proces
ten następuje wraz ze spadkiem temperatury.

2. Dyferencjacja skał magmowych.

Dyferencjacją nazywamy róŜnicowanie chemizmu magmy pod wpływem
czynników fizyczno-chemicznych. WyróŜniamy następujące rodzaje
dyferencjacji magmy: 1)grawitacyjną 2) konwekcyjną 3)
asymilacyjną 4) likwacyjną
Dyferencjacja grawitacyjna - polega na separacji składników
chemicznych w zbiorniku magmowym w zaleŜności od ich cięŜaru.
Składniki cięŜsze gromadzone są w spągowych częściach zbiornika (Fe,
Ca), a lŜejsze (Na, K, Si02) w stropowych częściach. Wskutek tego
wykrystalizowane skały w częściach spągowych mają charakter bardziej
zasadowy, ultrazasadowy - gabra, perydotyty, dunity, a w stropowych
częściach skały bardziej kwaśne - granity, sjenity.
Dyferencjacja konwekcyjna - polega na przemieszczaniu składników
chemicznych, najczęściej wcześnie wykrystalizowanych minerałów
przemieszczających się konwekcyjne w peryferyczne części zbiornika
magmowego. Przykładem działania konwekcji jest zwiększone
występowanie biotytu w peryferycznych częściach niektórych masywów
granitowych. Biotyt przy tworzeniu się granitów poprzez krystalizację
magmy naleŜy do minerałów najwcześniej wykrystalizowanych, dzięki
blaszkowej budowie moŜe być za pomocą prądów cieplnych
przemieszczane.
Dyferencjacja asymilacyjna - polega na róŜnicowaniu się chemizmu
magmy wskutek pochłaniania a następnie przetapiania róŜnej wielkości
fragmentów skalnych z utworów występujących w otoczeniu zbiornika
magmowego. Np. magma kwaśna, bogata w krzemionkę. Na, K pochłonie

z otoczenia fragmenty skalne np. wapieni to magma ta zmienia swój
chemizm, z kwaśnej staje się obojętna, a niekiedy nawet zasadowa.
Następuje proces desylifikacji. Bywają równieŜ przypadki odwrotne, kiedy
magma zasadowa tzn. uboga w krzemionkę a bogata w wapń i magnez
pochłania z otoczenia skały bogate w krzemionkę - piaskowce, kwarcyty,
stając się magmą obojętną lub nawet kwaśną, następuje proces sylifikacji
magmy. Pochłonięte fragmenty skalne przez magmę nie zawsze ulegają
całkowitemu przetopieniu, często pozostają po nich resztki (ostańce)
zwane porwakami (enklawami, ksenolitami), o formach zbliŜonych
najczęściej do kulistych. Niekiedy po pochłonięciu fragmentów skalnych
pozostaje tylko słabo widoczny zarys (cień) jego kształtów -sknelity.
Dyferencjacja likwacyjna - polega na odmieszaniu magmy siarczkowej
lub tlenkowej od magmy krzemionkowej, wskutek tego w niektórych
skałach magmowych dochodzi do powstania złóŜ siarczkowych (kobalt,
nikiel, Ŝelazo) lub tlenkowych - magnetytu. Przykładem tego są złoŜa
magnetytu w skalach krystalicznych w Skandynawii, okolic Suwałk i jego
najbliŜszego regionu.

3. Struktury i tekstury skał magmowych.
Ogólnie skały magmowe mogą odznaczać się następującymi strukturami:
Holokrystaliczne (pełno krystaliczne) - skały głębinowe i
hipabysalne oraz wszystkie produkty pomagmowe czyli pegmatyty,
pneumatofory i hydrotermalne.
Hipokrystaliczne (pólwłasnokształtne) charakterystyczne dla skał
subwulkanicznych i wylewnych.
Szkliste - skały wylewne i piroklastyczne.
Tekstury w skałach magmowych:
W skałach głębinowych i hipabysalnych są bezładne.
W skałach subwulkanicznych, wylewnych i piroklastycznych
przewaŜają kierunkowe (uporządkowane).

4. Typy intruzji.
Intruzie zgodne:
Sille - pokładowe formy równolegle przebiegające względem
ławic skał otaczających.
Lakolity - intruzje wykształcone w formie grzyba, którego część
górna (kapelusz) przebiega równolegle względem ławic skał otaczających.
Lopolity - intruzje wykształcone w formie grzyba z odwróconym
kapeluszem Intruzje zgodne naleŜą do stosunkowo małych form, zwłaszcza
sille. Reprezentowane najczęściej przez skały magmowe wylewne. Skałą
tworzącą lakolity i lopolity są granity.
Intruzie niezgodne:
Dajki - formy poprzecznie tnące skały otaczające.
Batolity - potęŜne, niekształtne intruzje niezgodne
współwystępujące ze skałami otaczającymi. Reprezentowane przez skały
głębinowe. Tworzą je najczęściej granity a takŜe skały zasadowe np.
gabro. W przypadku batolitu przewaŜnie nie są znane części korzenne.
Apofizy - odgałęzienia batolitów, stanowią najczęściej końcowe
produkty krystalizacji magmy bardzo często w składzie mineralnym
występują duŜe ilości minerałów rzadko występujących, takŜe minerałów

rudnych. Produkty te są przedmiotem duŜego zainteresowania. Apofizy
występują zazwyczaj wokół batolitów granitowych.

5. Charakterystyka

skał ultrazasadowych.

Utwory, w których zawartość krzemionki jest niŜsza od 45% wagowych. Są
to skały zasobne w Ŝelazo, a ubogie w alkalia: sód i potas – dunit,
perydotyt, harzburgit, lherzolit, werhelit, kimberlit, pikryt.
Na podstawie szczegółowych badań skał występujących w róŜnych
miejscach ustalono, Ŝe mogą one powstawać:
- W wyniku krystalizacji intruzji wywodzących się z bardzo duŜych głębi
skorupy ziemskiej
- W wyniku krystalizacji pierwotnej magmy ultra zasadowej
- W wyniku dyferencjacji i krystalizacji magmy gabrowej
- W wyniku przeobraŜeń metesomatycznych róŜnego typu skał a przede
wszystkim serpentynów w procesie metamorfizmu.

6. Skały kwaśne - przesycone krzemionką.
Wykazujące nadmiar krzemionki w stosunku do tlenków metali
alkaicznych który uzewnętrznia się występowaniem kwarcu.
Skały klasy ryolit-granit, granodioryt(tonalit)-dacyt, a takŜe aplity i część
lamprofirów. 5<M<40

7. Skały klasy dioryt-andezyt.
Skały magmowe średnie, w której zawartość SiO2 oscyluje bliŜej dolnej
granicy interwału udziału tego składnika w skałach średnich, a wiec w
pobliŜu 52%. DIORYT jest skalą głębinową, ANDEZYT powstaje w wyniku
wylewów powierzchniowych lub niekiedy krystalizuje w strefach
przypowierzchniowych.
Dioryty są to skały mezokratyczne przechodzące do melanokratycznych o
strukturze średnio- i gruboziarnistej, teksturze bezładnej. Ok.. 50%
stanowią minerały femiczne, pozostała część to skalenie.Minerały femiczne
reprezentowane są przez piroksen z grupy augitu, horblendę zwyczajną i
nieznaczne ilości biotytu. Skalenie to głównie plagioklazy średnie zbliŜone
do andezynu. Akcesorycznie w skałach tych występują magnetyt,
tytanomagnetyt, rutyl i cyrkon. Dioryty naleŜą do skał ozdobnych. W
duŜych ilościach wykorzystywane są w budownictwie. W Polsce w
nieznacznych ilościach występują w okolicach Niemczy na Dolnym Śląsku.
Andezyty są to skały mezokratyczne. Posiadają strukturę porfirową,
zbudowane z prakryształów i ciasta Skalnego. Prakryształami są: -
horblenda zwyczajna - plagioklaz średni (andezyn) i niekiedy piroksen z
grupy augitu. Ciasto skalne ma najczęściej charakter drobnokrystaliczny,
zbudowane z tych samych minerałów co prakryształy. W skałach tych teŜ
występują minerały rude najczęściej magnetyt.

8. Skały piroklastyczne.
Powstają wskutek osadzania się w środowisku lądowym lub morskim
materiału piroklastycznego. Materiałem piroklastycznym nazywamy w
róŜnym stopniu rozdrobniony materiał wulkaniczny powstały podczas
wybuchu wulkanu.
W materiale tym wyróŜnia się duŜe fragmenty tzw. bomby

wulkaniczne; drobne o wielkości orzecha laskowego lapille i bardzo drobny
materiał zwany pyłem wulkanicznym.
Utwory piroklastyczne najczęściej związane są z wulkanizmem
kwaśnym tzn. zasobnym w SiO2. Kwaśna magma wykazuje duŜą lepkość i
wysoką gęstość małą ruchliwość stąd często zatyka krater wulkaniczny a
następnie pod wpływem pręŜności gazów dochodzi do wybuchów.
Wśród piroklastycznych wyróŜniamy tufy (zbudowane są
głównie z bomb wulk. i lapilli. Powstają stosunkowo blisko kraterów
wulkanicznych w środowisku lądowym) i tufity (tuf jest skal piroklastyczn,
tufity s skalami przejciowymi od piroklastycznych do
terygenicznych.Zawieraj od 25-75% piroklastów, za reszt stanowi material
okruchowy pochodzenia niewulkanicznego.).

9. Struktury i tekstury skał osadowych.
Cechy teksturalne skał osadowych opisują wielkość, morfologia,
upakowanie i orientacja ziarn.
Struktury skał osadowych noszą nazwę struktur
sedymentacyjnych. Klasyfikuje się je w oparciu o kryterium genetyczne:
– depozycyjne (uławicenie, laminacja równoległa, warstwowanie
przekątne, uziarnienie frakcjonalne)
– erozyjne (kanały i rozmycia, ślady prądu, ślady przedmiotów)
– biologiczne (ślady i hieroglify, wydrąŜenia)
– deformacyjne (uławicenie zaburzone, struktury pogrązowe,
warstwowanie konwulentne, dajki klastyczne, struktury ucieczkowe)

10. Skały okruchowe.
Detrytyczne, klastyczne , okruchowe - powstały jako następstwo
zniszczenia mechanicznego skal. które istniały wcześniej. Zwięzłe lub
luźne. Piroklastyczne lub terygeniczne.

11. Cykl ewaporatowy.

12. Skały ewaporatowe.
Ewaporaty solne - okolo 30mineralów autogenicznych, glównie
chlorków i siarczanów sodu, potasu, wapnia, magnezu.
sól kamienna - (halityt), niemal monomineralna, składające się
głównie z halitu któremu towarzyszą domieszki innych minerałów solnych i
substancji ilastych.
sole potasowo-magnezowe - głownie z chlorków i siarczanów
potasu i manganu.
Ewaporaty siarczanowe - często niemal monomineralne.
gipsy - wyraźnie krystaliczne, kryształy róŜne.
anhydryty - anhydryt, twardsze od gipsów, drobnołuseczkowe.

13.

Podział wapieni.

– detrytyczne
– chemiczne
– organiczne

14. Skały ilaste.
Zawierają obok minerałów ilastych, odporne na wietrzenie składniki skał
macierzystych.
kaoliny - złoŜone głównie z kaolinitu, a podrzędnie zawierające
kwarc, łyszczyki, illit oraz odporne na wietrzenie minerału cięŜkie; tworzą
się w wyniku wietrzenia kwaśnych skal magmowych i metamorficznych
oraz arkoz.
bentonity - powstające w wyniku podmorskiego wietrzenia
szkliwa wulkanicznego drobnoziarnistych osadów piroklastycznych;
składają się głownie z montmorillonitu lub pakietów mieszanych
montmorillonit/illit, a ponadto mogą zawierać inne minerały ilaste, kwarc,
skalenie, biotyt, chloryt, zeolity i relikty szkliwa.

15. Skały allitowe.
Składają się głównie z wodorotlenków i tlenków glinu i Ŝelaza. Produkty
wietrzenia laterytowego(alitowego), zachodzące w klimacie tropikalnym,
gorącym i wilgotnym.
lateryt - bezpośrednie, rezydualne produkty wietrzenia
glinokrzemianów w klimacie tropikalnym; ich głównymi składnikami są
wodorotlenki glinu i Ŝelaza, przy czym proporcje miedzy nimi zaleŜą od
rodzaju skal macierzystych.
terra rosa - (czerwona ziemia), czyli residuum po krasowym
wietrzeniu skał węglanowych, zwłaszcza wapieni. Wypełnia głównie kotły,
kieszenie i kominy krasowe; podobnie jak lateryt składa się głównie z
wodorotlenków glinu i Ŝelaza.
boksyt - zawierające wodorotlenki Ŝelaza, węglany i inne;
wykorzystywane jako rudy.

16. Skały Ŝelaziste.
Cechują się podwyŜszoną(10-15%) zawartością Ŝelaza,
związanego w postaci tlenków lub soli kwasów tlenowych.
Ŝelaziaki brunatne – limonity, w dobrze natlenionych
środowiskach wodnych; rudy darniowe, bagienne, jeziorne.
skały syderytowe – syderyty, gł. min. syderyt; mogą tworzyć
ławicę ale często występują jako konkrecje(sferosyderyt).
skały glaukonitowe – glaukonityty, ponda 50% glaukonitu.
Ŝelaziste skały chlorytowe – charakterystyczne
występowanie chlorytów(szamozynt, turyngit); silna tendencja do
tworzenia ooidów.
17.Kaustobiolity.
Paliwa kopalne; skały organogeniczne; główny pierwiastek węgiel.
Kopalne paliwa stałe:
paliwa humusowe – powstające z szczątków flory lądowej;
torfy, węgle brunatne, węgle kamienne, antracyt.
paliwa sapropelowe – z flory i fauny morskiej; sapropele,
węgle sapropelowe.
liptobiolity – z resztek roślinnych najodporniejszych na
działanie bakterii i utlenianie; bursztyn.
Bituminy; płynne:
ropa naftowa -naturalna substancja ciekła; mieszanina

węglowodorów ciekłych, stałych i gazowych. Podczas migracji w
skorupie ziemskiej ropa ulega naturalnej filtracji i dyferencjacji –
powstają wówczas między innymi ozokeryty(woski ziemne). Ropa
wyciekająca na powierzchnię ziemi ulega wietrzeniu chemicznemu i
odgazowaniu – wynikiem takich procesów są asfalty

18. Procesy deuteryczne i metasomatyczne.
Proces metasomatozy, to znaczy wypierania jednych
składników przez drugie, np. wypieranie wapnia przez sód. Proces ten
następuje wraz ze spadkiem temperatury.
PrzeobraŜenia skały głębinowej pod wpływem własnych
roztworów i gazów noszą nazwę endomorfizmu. Czynnikiem przeobraŜeń
są rezydualne płyny i roztwory, które wzbogacone są w krzemionkę oraz
sód i potas. PrzeobraŜona skała staje się pod ich wpływem bardziej
alkaliczna i kwaśna w porównaniu do pierwotnej skały. Procesy te
zaczynają się juŜ w czasie krzepnięcia skały, gdyŜ w przestrzeniach między
gotowymi kryształami czyli w interstycjach, pozostaje płyn rezydualny,
który reaguje z istniejącymi minerałami i wywołuje w nich zmiany
deutryczne.
W ten sposób powstają dwie generacje kryształów, jedna
wykrystalizowana wprost z magmy i druga powstająca metasomatycznie
pod działaniem płynów rezydualnych. Jeśli roztworów rezydualnych jest
duŜo, skała moŜe ulec daleko idącym przeobraŜeniom i kryształy pierwszej
kategorii zostaną prawie całkowicie wyeliminowane – automorfizm.
Zewnętrzne części ulegają najwcześniej krzepnięciu i w nie
penetrują gazy i roztwory z nie zakrzepłego jeszcze wnętrza zbiornika
magmowego. Roztwory i gazy mogą wedrzeć się takŜe w skały otaczające
batolit i wywoływać w nich podobne zmiany – egzomorfizm.

19. Metamorfizm.
Proces fizykochemiczny polegający na przeobraŜeniu skal pochodzenia
osadowego i magmowego pod wpływem róŜnych czynników głównie temp.
i ciśnienia. Metamorfizm przebiega w warunkach bez upłynnienia skał.
Powoduje przebudowę struktur i tekstur a takŜe składu min na sucho bez
udziału fazy płynnej. Z punktu widzenia chemicznego metamorfizm
dzielimy na izo- i allochemiczny.
Metamorfizm izochemiczny to taki, przy którym nie dochodzi
do doprowadzenia do skały przeobraŜonej składników chemicznych z
zewnątrz.
Metamorfizm allochemiczny to taki, w którym do skały
przeobraŜanej są doprowadzane róŜne składniki najczęściej potas, sód,
krzemionka, wapń i niekiedy glinka A1203, w większości przypadków mamy
do czynienia z metamorfizmem allochemicznym.
Przy metamorfizmie b. często mamy, doczynienia z nakładaniem się na
siebie dwóch lub kilku etapów przeobraŜeń. Taki metamorfizm nazywamy
polimetamorfizmem.

20. Struktury skał metamorficznych.
Struktury w skałach metamorficznych mają zawsze charakter
holokrystaliczny (pełnokrystaliczny). Szczegółowo struktury dzielimy na:

W zaleŜności od sposobu wykształcenia kryształów (krystaloblastów) w
strukturach krystaloblastycznych wyróŜniamy struktury:
lepidoblastyczne odznaczające się wykształceniem min w formie
blaszkowej. Jest ona charakterystyczna dla skał zbudowanych z mik
muskowitu i biotytu, ogólnie dla łupków metamorficznych
nematoblastyczna charakterystyczna dla skał zbudowanych z
min. słupkowych np. amfiboli. Typowa między innymi dla amfibolitów
granoblastyczna charakterystyczna dla skał, w których min.
wykształcone są w formach zbliŜonych do kulistych jak np. granaty i w
niektórych przypadkach kwarc. Większość struktur granoblastycznych
wyst. w skałach, które tworzyły się przy współudziale silnego ciosu. O
charakterze hydrostatycznym tzn. oddziałującego ze wszystkich stron z
takim samym natęŜeniem. Struktury granoblastyczne charakterystyczne
są głównie dla eklogitów.
fibroblastyczna charakterystyczna dla skał zbudowanych z min o
formatach włóknistych jak np. chryzotyl, termolit, serpentynit, nefryt.
glomeroblasytczna charakterystyczna dla skał w których wyst
monomineralne skupienia zbudowane wyłącznie z ziaren kwarcu albo
wyłączni z blaszek biotytu
kumuloblastyczna charakterystyczna dla skał zbudowanych z
polimineralnych skupień kulistych złoŜonych np. z kwarcu i skaleni, skaleni
i biotytu itp.
Reliktowa charakterystyczna dla skał, w których wyst. minerały (relikty)
związane z pierwotnymi skałami, które uległy zmetamorfizowaniu np. duŜa
zawartość piroklastycznych ziaren kwarcu w gnejsach lub łupkach
krystalicznych wskazuje, Ŝe pierwotnie skała, która uległa
zmetamorfizowaniu była utworem piroklasycznym odpowiadająca tufom i
tufitom ryolitowym;
Kataklastyczna odznacza się występowaniem w obrębie skał met. ziaren
o kształtach nieregularnych ostrokrawędzistych silnie spękanych,
strzaskanych. W przypadku plagioklazu, kalcytu i dolomitu porozsuwanymi
względem siebie lamelkowymi zbliźniaczeniami. Ten met. spowodowany
jest oddziaływaniem dynamicznym.
Metasomatyczna - charakterystyczna dla skał, w których zachodziły
zjawiska metasomatozy tzn. wypieranie jednych składników przez drugie.
Powstawanie jednych min. kosztem innych
np. b. często przy metasomatozie gdzie plagioklaz wypiera skaleń
potasowy na granicy tych magnezowych głównie z piropu oraz z
piroksenu zw. omfacytem. Powstają najczęściej kosztem przeobraŜenia
skał b. bogatych w magnez, czyli sk. ultrazasadowych, lub osadowych skał
bogatych w magnez – paraeklogity.

21. Rodzaje metamorfizmu.
ultrametamorfizm jest to proces przeobraŜeń zachodzących
przy oddziaływaniu procesów pomagmowych najczęściej hydrotermalnych
lub pnematolitycznych oddziałujących na skały macierzyste wcześniej
utworzone. Objawami autometamorfizmu jest sasurytyzacja gabra oraz
kaolinityzacja granitów i gnejsów.
pirometamorfizm - bardzo wysoko temp i nisko ciśnieniowy,
zachodzi wskutek zetknięcia się lawy z poszczególnymi skałami

odsłoniętymi na powierzchni w strefach działających wulkanów. Produkty
Pm to skały zbudowane z wysokotemperaturowych min peryklazu, tl.
magnezu.
dyslokacyjny, dynamiczny - strefy silnych oddziaływań
dyslokacyjnych przy stosunkowo niskiej temp. i wysokim ciśnieniu.
Struktury sk. tworzących się w tym metamorfizmie mają charakter
kataklastyczny, tekstury są róŜne -uporządkowanie i nieuporządkowane.
Do produktów tych skał naleŜą brekcje tektoniczne - grubookruchowe
skały zbudowane z róŜnych min. i fargmentów skał, fylonity – sk. o
wyraźnej tekst warstwowej zbudowane z blaszek muskowitu i biotytu,
skataklazowanego kwarcu i skleni, ultrafylonity – sk. o tekst. warstwowej
b. drobnokrystaliczne niekiedy prawie izotropowe zbudowane z tych
samych min. co fylonity
wsteczny - oddziaływają wówczas, jeŜeli skała metamorficzna
powstała w określonej facji, czyli przy odpowiednich warunkach cis. –
temp. zostanie przemieszczona w wyniku róŜnych zjawisk w płytszą część
skorupy ziemskiej gdzie oddziaływują niŜsza temp. i cis. W nowych
warunkach wcześniej zmetamorfizowana skała cofa się w swym
metamorfizmie z silniej przeobraŜonej przechodzi w produkt słabiej
przeobraŜony, następuje przy tym przebudowa min wyŜej
temperaturowych w niŜej temp.
kontaktowy, termiczny – gdy skały dostają się w sąsiedztwo
mas ogniowych; pod wpływem wysokiej temperatury intrudującej magmy
skały w bliskim sąsiedztwie intruzji, czyli strefie kontaktu ulegają
przeobraŜeniu.
regionalny – skały mogą zostać pogrąŜone na wskutek ruchów
tektonicznych do znacznych głębokości gdzie zostają poddane duŜemu
ciśnieniu i temperaturze. Obejmuje duŜe obszary dolnych części fałdowych.

22. Facje metamorficzne.
Przemiany metamorficzne sprawiają, Ŝe skały o podobnym składzie
chemicznym uzyskują róŜny skład mineralny zaleŜnie ode temperatury i
ciśnienia – a więc ze skłądu skały moŜna odczytać warunki metamorfizmu.
Facja mineralna – zespół mineralny charakteryzujący określone
warunki metamorfizmu niezaleŜnie od składu chemicznego skały.
facje: sanidynowa, zieleńcowa, amfibolitowa, łupków
glaukofanowych, piroksenowych hornfelsów, granulitowa, eklogitowa.

23. Minerały skał.
Głównymi minerałami skał magmowych są:
a) Kwarc b) Skalenie potasowe c) Miki d) Amfibole
e) Pirokseny f) Oliwiny g)cyrkon, turmalin, granat
Głównymi minerałami skał osadowych są:
a) Kwarc b) Skalenie potasowe c) Plagioklazy
d) Minerały węglanowe (kalcyt,dolomit) e) Chlorki (halit, sylwin)
f) Siarczany (gips, anhydryt) g) Fosforany
h) Minerały ilaste (kaolinit, illit, montmorylonit) i) chloryty
Z punktu widzenia genetycznego dzielimy je na dwie grupy :
Allogeniczne składniki to wszystkie te, które dostarczone zostały do

PODSTAWOWE ZAGADNIENIA Z GEOLOGII

DYNAMICZNEJ

Abrazja -

Ścieranie skał podłoŜa i okruchów skalnych transportowanych przez wodę, lód lub wiatr wskutek

tarcia okruchów podłoŜe i wzajemnych uderzeń.

Achondryt

- to

meteoryt

kamienny składający się głównie z

piroksenów

plagioklazów

, w

czym przypomina ziemski

bazalt

Agregat (skupienie)

- Forma zbiorowiskowa wielu osobników krystalicznych lub bezpostaciowych.

WyróŜniamy skupienia: szczotki krystaliczne, druzy, geody (skupienie ziarniste), skupienia słupkowe,
pręcikowe, igiełkowe, włókniste, tabliczkowe, płytkowe, łuseczkowe, promieniste, sferolityczne, dendrytowe,
naciekowe- stalaktyty, stalagmity, skupienia nerkowate, groniaste, krzaczaste. Specjalna forma to konkrecje.

Akratopega

woda podziemna

, której

mineralizacja

wynosi 0,5-1,0 g/l.

Akumulacja osadów -

Gromadzenie się osadów

Alimentacja -

Dostarczanie osadowego materiału ziarnistego do miejsca depozycji

Aluwium (aluwia) -

Osady rzeczne

Allogeniczne minerały -

Minerały wchodzące w skład skał osadowych, lecz powstałe poza środowiskiem

tworzenia się skał osadowych. Są to zazwyczaj minerały przetransportowane z miejsca wietrzenia innych skał do
miejsca tworzenia się skał osadowych.

Amorficzna substancja -

Substancja o nieuporządkowanej budowie wewnętrznej, bezpostaciowa; w

mineralogii np. opal, niektóre wodorotlenki Ŝelaza, glinu, przechłodzone ciecze (szkliwa).

Anateksis

– proces zachodzący w głębi

skorupy ziemskiej

, polegający na stopniowym

upłynnianiu składników

skały

wskutek wzrostu

temperatury

. Poszczególne składniki skały

wytapiane są według kolejności określanej ich

temperaturą topnienia

. Produkty anateksis

mogą zostać w skale macierzystej lub pod wpływem ciśnienia wyciskane są pomiędzy
składniki nieupłynnione i gromadzą się w zdolnej do tworzenia intruzji masie wtórnej

magmy

Antyklina (siodło) -

Jest to część fałdu, w której najstarsze skały leŜą wewnątrz (w jądrze) a młodsze na

zewnątrz (na skrzydłach). W normalnym połoŜeniu antyklina jest wypukła.

Apofiza -

Ślepo zakończone odgałęzienie Ŝyły lub ciała magmowego.

Asteryzm -

Inaczej gwiazdkowatość, efekt wizualny w postaci gwiazdy, spowodowany odbijaniem światła od

drobnych, regularnie ułoŜonych wrostków w krysztale.

Asymilacja magmowa -

Wchłanianie przez magmę skał ościennych, polegające głównie nie na ich

topieniu, lecz na chemicznej wymianie składników między nimi a magmą. Proces ten prowadzi do kontaminacji
magmy

Atol -

Pierścieniowa budowla rafowa zamykająca lagunę

Aureola złoŜa (rozproszenia) -

Obszar w sąsiedztwie złoŜa odznaczający się podwyŜszoną (choć

mniejszą niŜ w złoŜu) zawartością składników uŜytecznych obecnych w złoŜu

Awulsja -

Proces tworzenia nowego koryta rzeki, które omija kilka pierwotnie istniejących meandrów

Autochton (skały autochtoniczne) -

Masy skalne, które w przeciwieństwie do płaszczowiny nie zostały

przemieszczone.

Autogeniczne minerały -

Minerały powstałe w środowisku tworzenia się skał osadowych, na drodze ich

bespośredniego wytrącania lub wskutek procesów biochemicznych, czy przemian diagenetycznych.

Baraniec -

Patrz muton

Barchan -

Wydma w kształcie półksięŜyca o obniŜonych naroŜach wysuniętych zgodnie z kierunkiem wiatru,

powstaje na terenach pozbawionych roślinności i suchych.

Barranco -

Stromościenne bruzdy zbiegające promieniście ze zboczy stoŜka wulkanicznego, zasadniczo

erozyjne, niekiedy uwarunkowane przez rozpadliny wywołane parciem magmy.

Barwa

- Cecha fizyczna minerałów, wynik selektywnego pochłaniania światła.

Barwy na

leciałe

- Określenie to stosuje się do barw minerałów pojawiających się w wyniku pokrycia

powierzchni minerałów cienkimi warstwami produktów przeobraŜeń chemicznych.

Basen artezyjski -

Patrz niecka artezyjska

Basen ewaporatowy -

Basen morski lub jego część, w której powstają złoŜa ewaporatów np. soli, gipsu.

Basen sedymentacyjny -

Obszar gromadzenia się osadów, zazwyczaj obniŜony lub wskazujący tendencję

do obniŜania się względem obszarów sąsiednich

Basen strukturalny -

Rozległe obniŜenie tektoniczne, o długotrwałym rozwoju z przewagą subsydencji,

zaznaczoną grubymi osadami

Baszta skalna -

Skałka w kształcie wieŜy

Batolit -

Wielki pluton, najczęściej granitowy, rozszerzający się w głąb i o bezpośrednio nie znanym spągu, o

kontaktach przewaŜnie niezgodnych ze strukturą skał otaczających

Baza denudacyjna -

NajniŜszy poziom do jakiego są przemieszczane produkty denudacji

Baza erozyjna -

Podstawa erozji, najniŜszy poziom, do którego teoretycznie moŜe dotrzeć erozja, choć

praktycznie go nie osiąga

Bazyfikacja -

Metasomatyczne przeobraŜenie skał w kierunku bardziej zasadowego. Polega na

doprowadzeniu jonów charakterystycznych dla minerałów femicznych (gł. Mg, Fe, Ca) i/lub odprowadzeniu
innych (Si, K, Na).

Bentos -

Organizmy Ŝyjące na dnie zbiorników wodnych.

Bieg / Linia biegu -

Bieg jest to kąt między linia biegu a kierunkiem północnym (0 - 180 stopni). Linia

biegu jest to linia (krawędź) przecięcia się stropowej lub spągowej powierzchni warstwy z jakąkolwiek
wyobraŜona płaszczyzną poziomą.

Bioklast -

Ziarno w osadowej skale węglanowej, będące fragmentem szkieletowym organizmu

Biostroma -

Warstwa wapienia organicznego utworzona przez organizmy osiadłe znajdujące się w miejscu

swego wzrostu

Bliźniaki -

Prawidłowe zrosty dwu lub więcej osobników tych samych minerałów zrastających się lub

przerastających zgodnie z określonymi prawami. BliŜniaki podwójne - gdy zrastają się dwa osobniki (np. gips,
staurolit, skaleń), bliźniaki wielokrotne - zrasta się większa liczba osobników (np. skalenie, markasyt).

Blok tektoniczny -

Masa skalna jakichkolwiek rozmiarów, oddzielona od obszarów sąsiednich przez uskoki,

strefy uskokowe, fleksury, rozłamy i wskutek tego zachowująca się w procesach tektonicznych jako pewna
całość

Bomba wulkaniczna -

Fragment lawy o wrzecionowatym kształcie o średnicy od kilku do kilkunastu cm.

Powstaje przez zakrzepnięcie lawy w czasie lotu.

Boksytyzacja -

Powstawanie boksytów boksytów glinokrzemianów wyniku wietrzenia chemicznego

klimacie tropikalnym lub subtropikalnym przy intensywnym odwadnianiu powierzchni

Brama lodowcowa -

Miejsce wypływu wód roztopowych tunelu u czoła lodowca

Brama morenowa -

Przełom przez wzgórza moreny czołowej utworzony przez wody roztopowe

wypływając z bramy lodowcowej

Brekcja -

Zwięzła skała osadowa zbudowane z kanciastych kawałków skał zlepionych spoiwem. Ze względu

na rodzaj spoiwa i okruchów wyróŜniamy wiele typów brekcji np. piargowa, krasowa, tektoniczna, rafowa itp.

Bruk deflacyjny -

Warstwa Ŝwiru lub gruboziarnistego piasku stanowiąca pozostałość po wywianiu

drobniejszych ziaren z pierwotnego osadu

BudinaŜ

- to struktura

sedymentacyjna

lub

tektoniczna

w formie nieregularnych, izolowanych

lub połączonych ze sobą soczewek, powstająca na skutek rozerwania

ławicy

mniej podatnej

otoczonej przez ławice o większej podatności. BudinaŜ

tektoniczny

powstaje pod wpływem

napręŜeń

rozciągających w płaszczyźnie ławic i ściskających w kierunku prostopadłym.

BudinaŜem - nazywamy zarówno proces jak i strukturę, która w jego wyniku powstaje.
Fragmenty tejŜe struktury nazywamy budinami.

Caliche -

Utwór iluwialny złoŜony głównie z węglanu wapnia, rzadziej azotanu sodu, chlorku sodu i innych

rozp. soli, powstaje w pobliŜu powierzchni ziemi wskutek rozpuszczania soli przez wsiąkające wody opadowe i
jego powtórnego wytrącania, spowodowanego odparowywaniem nasyconych roztworów podsiąkających
kapilarnie ku powierzchni

Cementacja

- przemiana

skał

klasycznych, luźnych, w skałę zwięzłą, przy udziale spoiwa

skalnego wypełniającego przestrzenie między ziarnami. Funkcję spoiwa pełnią najczęściej:

krzemionka

węglany

związki Ŝelaza

ił

Chronostratygrafia

- jedna z metod

stratygraficznych

. Polega na porządkowaniu skał

skorupy ziemskiej na podstawie ich wieku. Dla określenia przynaleŜności danej skały do
pewnego "czasu geologicznego" chronostratygrafia korzysta z tzw. jednostek skalnych

Ciągliwość -

Zdolność minerału do duŜych i trwałych odkształceń pod wpływem działania siły.

Ciek -

Ogólna nazwa mady wody płynącej w naturalnym korycie pod wpływem siły cięŜkości

Cieplica -

Patrz źródło termalne

Cios ławicowy -

Cios równoległy do uławicenia

Cios -

Naturalna własność dzielenia się skał wzdłuŜ zespołu pęknięć charakteryzyjących się geometryczn

regularnością.

Ciśnienie geostatyczne/litostatyczne -

Ciśnienie typu hydrostatycznego, wynikające z cięŜaru skał

nadległych.

Cykl geologiczny -

Powtarzające się w historii geologicznej następstwo endogenicznych endogenicznych

egzogenicznych procesów geologicznych kształtujące skorupę ziemska na jakimś obszarze lub obszarach,
będące ogniwem obiegu materii w przyrodzie.

Czapa gipsowa -

Pozostałość po wyługowaniu soli górnej części ciała solnego, ma kształt czapy

pokrywającej ciało solne i jest złoŜona głównie z gipsu, takŜe z anhydrytu, dolomitu, wapienia

Czapka tektoniczna -

Jest to niewielki izolowany fragment płaszczowiny leŜący na utworach podłoŜa.

Czertyfikacja

to proces prowadzący do powstawania

czertów

skałach wapiennych

Roztwory hydrotermalne krąŜące w skale wapiennej rozpuszczają elementy składające się z

krzemionki

np. igły

gąbek krzemionkowych

. Następnie z nasyconego roztworu wytrąca się

krzemionka, tworząc buły czertów.

Czoło lodowca -

Dolny, najdalej wysunięty skraj jakiegokolwiek lodowca

Czoło osuwiska -

Dolny, najdalej wysunięty skraj jęzora osuwiskowego.

Dajka

(apofiza, Ŝyła niezgodna) - ciało skalne powstałe przez

intruzje

magmy

niezgodnie z

układem starszych

warstw skalnych

, wypełniające szczeliny. MoŜe mieć grubość od kilku

milimetrów do kilkuset metrów, a długość do kilkuset kilometrów.

Deflacja

– zwiewanie przez wiatr piasku bądź pyłu. Występuje głównie na pustyniach,

wybrzeŜach mórz i przedpolach lodowców. Powoduje stopniowe obniŜanie się obszaru.
Tworzy charakterystyczne formy, takie jak

misy deflacyjne

ostańce deflacyjne

czy

bruk

deflacyjny

Denudacja

- zespół czynników prowadzących do zrównania terenu poprzez transport

materiału skalnego w dół (z zasady do

oceanu

Składają się na nią:

erozja

wietrzenie

ruchy masowe

(np.

lawiny

, spływy błotne). Średnia

prędkość "zdzierania

kontynentów

" wynosi około 6 mm/1000 lat. Po odciąŜeniu terenu przez

denudację zwykle następują ruchy tektoniczne, które wynoszą obniŜony teren.

Delta

- to

ujście rzeki

w postaci kilku odnóg, tworzących obszar

nizinny

o charakterze

bagiennym

(np.

śuławy Wiślane

Polsce

), przypominający kształtem grecką literę ∆ (delta).

Pochodzi od nazwy nadanej przez

staroŜytnych Greków

ujściu

Nilu

, które rzeczywiście

przypomina tę literę.

Diageneza -

RóŜnorodne przeobraŜenia fizyczne i chemiczne skał osadowych.

Diaftoreza

- proces wtórnego przeobraŜania

skał metamorficznych

Diapir -

Jest to forma powstała wskutek przebicia się skał (plastycznych) jądra antykliny przez kolejne

warstwy nadległe.

Distrofizm

- to w

geologii

ogół procesów powodujących mechaniczne deformacje

skorupy

ziemskiej

w jej geologicznej ewolucji (np.

wypiętrzenie

lub zapadnięcie się całych obszarów,

fałdowanie

, powstawanie

uskoków

trzęsienie ziemi

, zmiany linii brzegowej lądów i mórz,

transgraesja i regresja morza).

Dolina ryftowa

- głęboka rozpadlina dna oceanicznego (rzadziej na powierzchni kontynentu),

z której co jakiś czas wypływają intensywne strumienie

lawy

bazaltowej

. Pod nią, w

astenosferze

, występują

ogniska magmowe

związane z emisją ciepła z głębokiego

płaszcza

W miejscu doliny ryftowej

skorupa ziemska

jest rozrywana.

Druza

- Pustka w skałach o ścianach pokrytych kryształami minerałów wtórnych względem skały,

narastających do jej wnętrza, często tworzą szczotki krystaliczne. Formy owalne to geody.

Dygitacja

- fałdy (załamania, odkształcenia) na powierzchni grzbietowej lub czołowej

płaszczowiny

Dyslokacja

- deformacja, przeobraŜanie w układzie warstw skalnych wywołane ruchami

skorupy ziemskiej

, występujące w postaci fałdów lub uskoków.

Fałd -

Wygięcie warstw bez przerwania ich ciągłości. Składa się z 2 sąsiadujących form fałdowych: antykliny i

synkliny. WyróŜnia się fałdy: stojący, pochylony, obalony, leŜący, przewalony.

Fenokryształ -

Inaczej prakryształ, jest to kryształ, zazwyczaj w postaci automorficznej, tkwiący w cieście

skalnym w skałach porfirowych.

Fluorescencja -

Zjawisko świecenia minerału pod wpływem naświetlenia promieniami ultrafioletowymi lub

rentgenowskimi trwające tylko przez okres naświetlania i zanikające po jego przerwaniu.

Frakcja -

W skałach osadowych - wielkość materiału okruchowego z którego zbudowana jest skała.

Geoda -

Kulista lub elipsoidalna przestrzeń w skale wulkanicznej, wypełniona częściowo minerałami

(chalcedon, kalcyt, zeolity), zazwyczaj wewnętrzna powierzchnia jest pokryta kryształami.

Gęstość -

Cecha fizyczna wyraŜana w g/cm3. Dokładniejsze oznaczenia wymagają specjalistycznych badań.

W przypadku minerałów kruszcowych oraz pewnych minerałów o duŜej gęstości (np. barytu) moŜna “waŜąc w
ręku” stwierdzić, Ŝe są cięŜsze od innych minerałów.

Hieroglify -

Są to odlewy śladów zachowane na dolnych powierzchniach ławic. Powstały one pod wpływem

róŜnych czynników na powierzchni dna (np. ruchu organizmów czy falowania).

Inkluzje (wrostki) -

Ciała obce (stale, ciekłe lub gazowe) zawarte w masie kryształu. Najczęściej występują

w postaci drobnych kryształów wewnątrz innych kryształów; w postaci ciekłej lub gazowej występują rzadziej.

Izomorfizm

- Równopostaciowość, zjawisko polegające na tym, Ŝe niektóre podobne do siebie związki

chemiczne krystalizują w takich samych postaciach. Kryształy niektórych minerałów mają takie same kształty.

Idiochromatyczny minerał

- Minerał o barwie własnej, a nie wywołanej obecnością obcych

zanieczyszczeń. Przykłady to lazuryt oraz turkus.

Konkrecje -

Kuliste lub bochenkowate (często nieregularne) twory w skałach osadowych zbudowane z

jednego typu minerałów (np. SiO2 - krzemienie w wapieniach, kalcyt - "kukiełki lessowe", konkrecje gipsowe w
iłach). Powstają one w wyniku przemian diagenetycznych i wędrówki roztworów.

Kowalność -

Zdolność minerałów (głównie metali) do odkształcania się podczas kucia (np. złoto rodzime).

Kryształ -

Ciało o prawidłowej budowie wewnętrznej, chemicznie jednorodne i z jednakowymi w kaŜdej

części skalarnymi właściwościami fizycznymi (np. gęstość, temp. topnienia), ale mające róŜne w zaleŜności od
kierunku pomiaru w krysztale właściwości wektorowe (np. twardość, przewodnictwo cieplne).

Kryształy mieszane

- Jednorodne chemicznie mieszaniny dwóch lub więcej substancji w stanie stałym. np.

Oliwin (Mg,Fe)

[SiO

] składa się z dwóch skrajnych członów: forsterytu Mg

[SiO

] i fajalitu Fe

[SiO

] ,

mieszających się w dowolnych proporcjach.

Kryształy narosłe

- Kryształy narastające na podłoŜu w próŜniach skalnych, szczelinach, tworzące np.

druzy, szczotki krystaliczne.

Kryształy wrosłe

- Kryształy, które występują pogrąŜone w masie innych kryształów; zazwyczaj mają

niekompletne wykształcone ściany lub zarys przypadkowy.

Krzemiany -

Największa i najbardziej liczna grupa minerałów na Ziemi. Znanych jest około 600 róŜnych

krzemianów. Składają się one z metali połączonych krzemem i tlenem. Typowe minerały krzemianowe to
skalenie, miki, amfibole.

Ksenomorficzny kryształ -

Kryształ którego kształt nie odpowiada jego postaci krystalograficznej.

Zazwyczaj takie kryształy są ograniczone kryształami innych minerałów w skale, lub obtopione.

Lakkolit -

Ciało skalne powstałe przez intruzję magmy, złoŜone ze skał głębinowych, zajmujących przestrzeń

w kształcie soczewki lub grzybka.

Laminy -

Są to cienkie, regularne, naprzemianległe warstewki w skałach, charakteryzujące się innym składem

mineralnym, barwą, ułoŜeniem składników. Często spotykane w skałach metamorficznych.

Lapille -

Małe zakrzepłe fragmenty lawy wielkości od średnicy ziarna grochu do średnicy orzecha włoskiego.

Lityfikacja -

Proces przekształcenia luźnego osadu w skałę zwięzłą.

Luminescencja -

Właściwość niektórych minerałów polegająca na zdolności do pochłaniania pewnego

rodzaju energii i następnie jej emisji w postaci promieniowania widzialnego o określonej barwie. JeŜeli emisja
promieniowania następuje tylko w czasie wzbudzenia, to występuje tzn. fluorescencja a jeŜeli po okresie
wzbudzenia to fosforescencja. Fluorescencję wykazują pewne odmiany kalcytu, fluoryt, scheelit, wolframit- po
naświetleniu ich promieniowaniem ultrafioletowym lampy kwarcowej. Zjawisko wykorzystywane w
identyfikacji minerałów oraz w pracach górniczych.

Lustro tektoniczne -

Powierzchnia w skale, często zmineralizowana, wygładzona w wyniku dokonanego,

wzdłuŜ niej ruchu tektonicznego.

Ławice -

Są to pewne zespoły skał osadowych oddzielone od siebie powierzchniami oddzielności w stropie i

spągu.

Łupliwość

- Zdolność kryształów (minerałów) do pękania wg określonych płaszczyzn, zwanych

płaszczyznami łupliwości, pod wpływem uderzenia lub nacisku. Cecha ta związana jest z budową wewnętrzną
kryształów. Łupliwość moŜe być wielokierunkowa (np. sól kamienna i galena rozłupują się na sześciany, fluoryt
na ośmiościany, a kalcyt na romboedry) lub jednokierunkowa (np. mika i gips). WyróŜnia się łupliwość
doskonalą, dokładną, wyraźną (dobra), niewyraźna (dostrzegalna, rozpoznawalna), niedokładną (złą) oraz brak
łupliwości

M/N

Magnetyzm minerałów -

Właściwość fizyczna niektórych minerałów polegająca na ich przyciąganiu

przez magnes; minerały te odchylają igłę kompasu, np. magnetyt, pirotyn (piryt magnetyczny).

MiąŜszość -

Jest to grubość warstwy mierzona prostopadle do spągu i stropu. MiąŜszość widziana w

przekroju nie prostopadłym do spągu czy stropu, nazywamy miąŜszością pozorną, zawsze większą od
rzeczywistej.

Metamorfizm -

Jest to zespół procesów zachodzących w głębi ziemi (m.in. wzrostu ciśnienia i temperatury)

powodujący przeobraŜenie się skał magmowych i osadowych w skały metamorficzne. WyróŜniamy 2 typy
metamorfizmu: regionalny i kontaktowy.

Miarola -

Pustka w skałach plutonicznych lub Ŝyłowych, ograniczona ścianami kryształów.

Migdał -

Niewielki pęcherzyk w skale wulkanicznej o kulistym lub elipsoidalnym kształcie wypełniony

minerałami.

Minerały -

Pierwiastki lub związki chemiczne będące ciałami krystalicznymi, a zatem mające prawidłową

budowę wewnętrzną, określony skład chemiczny i właściwości fizyczne, powstałe wskutek działania procesów
geologicznych.

Minerały skałotwórcze -

Składniki skał wyróŜnia się: minerały główne, zawsze obecne w duŜych ilościach

w danym rodzaju skały, minerały poboczne występujące w mniejszych ilościach oraz minerały akcesoryczne
prawie zawsze obecne w danej skale, lecz w bardzo małych ilościach.

Minerały towarzyszące -

Współwystępują z opisywanym minerałem - parageneza.

Morfologia kryształu -

Wygląd zewnętrzny kryształu uwzględniający wszystkie występujące na nim ściany,

niezaleŜnie od ich wykształcenia i wielkości.

Monoklina -

Jest to obszar w którym warstwy leŜą nachylone w jednym kierunku mniej więcej pod tym

samym kątem.

Nasunięcie

- Jest to rodzaj uskoku, w którym przemieszczają się duŜe partie skał na spore odległości i

zazwyczaj w pozycji poziomej lub zbliŜonej do poziomu.

Odmiana mineralna -

WyróŜnienie w obrębie danego minerału, np. ze względu na barwę, morfologię,

domieszki pierwiastków.

Odszklenie -

Inaczej dewitryfikacja, jest to proces powolnej rekrystalizacji szkliwa.

Okno tektoniczne -

Jest to "dziura" w płaszczowinie powstała w skutek procesów erozyjnych, w której

odsłaniają się skały podłoŜa.

Oś fałdu -

Linia na powierzchni którejś z warstw sfałdowanych, biegnąca wzdłuŜ przegubu fałdu w połowie

szerokości tego przegubu

Parageneza -

Wspólnota występowania minerałów w wyniku współdziałania czynników fizycznych,

chemicznych, względnie biologicznych związanych z czasowo określonym procesem geologicznym.

Płaszczowina -

To sfałdowane masy skalne przesunięte mniej więcej poziomo na znaczną odległość,

stykające się ze swym podłoŜem zdłuŜ powierzchni nieciągłości i często oderwane od swojej strefy macierzystej.

Połysk

- ZaleŜy on od ilości i typu światła odbitego oraz współczynnika załamania światła, jak równieŜ od

rodzaju powierzchni minerału. Istnieją minerały o połysku metalicznym i niemetalicznym. Połyskiem
metalicznym odznaczają się minerały rud np. piryt i galena. Wśród minerałów niemetalicznych wyróŜnia się
następujące rodzaje połysku:

1. diamentowy;
2. szklisty;
3. tłusty;
4. matowy;
5. jedwabisty - w agregatach włóknistych;
6. perłowy- w niektórych minerałach o budowie blaszkowej.

Pokrój -

Termin opisujący wygląd zewnętrzny kryształów z uwzględnieniem proporcji jego poszczególnych

elementów. WyróŜnia się pokrój tabliczkowy, blaszkowaty, słupkowy, igiełkowaty.

Polimorfizm -

Wielopostaciowość; moŜliwość występowania tej samej substancji chemicznej w dwu lub

większej ilości faz krystalicznych róŜniących się strukturą i właściwościami fizycznymi.

Postać -

Sposób występowania danego minerału. Minerały mogą występować w postaci prawidłowo

wykształconych kryształów lub tworzą skupienia (agregaty). W szczelinach i rozpadlinach skalnych spotyka się
grupy kryształów jednego lub wielu minerałów zwane druzami (szczotkami krystalicznymi). Kryształy
wypełniające owalne pustki w skalach wulkanicznych tworzą geody. Poza tym spotyka się skupienia nerkowate,
szkieletowe, krzaczaste, włókniste, promieniste, groniaste, dendryty, stalaktyty. Specjalną formę skupień
stanowią konkrecje.

Powierzchnia osiowa fałdu -

Powierzchnia łącząca osie danego fałdu w poszczególnych warstwach.

Procesy pomagmowe -

Zjawiska powstawania zespołów mineralnych z resztek stopu krzemianowego

(magmy), wzbogaconego w składniki lotne (np. woda, dwutlenek węgla, bor, fluor, chlor), pozostałego po

zakończeniu zasadniczych procesach magmowych. Wraz ze spadkiem temperatury wyodrębniają się następujące
etapy krystalizacji resztek pomagmowych: pegmatytowy, pneumatoliczny (z gorących par i gazów),
hudrotermalny (z roztworu wodnych).

Przełam -

Pewne minerały, np. kwarc i opal, nie rozpadają się pod wpływem uderzenia lub nacisku w

określonym kierunku, lecz rozłupują się nieregularnie. Wygląd przełamanych powierzchni (przełam) moŜe być
równy, nierówny, muszlowy, haczykowaty, zadziorowaty lub ziemisty.

Przegub fałdu -

Odcinek warstwy sfałdowanej, w obrębie którego zachodzi najszybsza zmiana jej połoŜenia

(przegięcie)

Pseudomorfoza -

Kryształ, który wypełnił próŜnię w skale po innym krysztale, dziedzicząc przy tym kształt

swego poprzednika.

Skała -

Jest to zespół róŜnych minerałów, bądź osobników jednego minerału powstały w sposób naturalny.

WyróŜnia się 3 typy skał: magmowe, osadowe, metamorficzne.

Skupienia -

Forma zbiorowiska wielu osobników krystalicznych lub bezpostaciowych substancji mineral-

nych. Pojęcie równoznaczne - agregat. WyróŜnia się następujące skupienia: szczotki krystaliczne, druzy, geody
(skupienie ziarniste), skupienia słupkowe, pręcikowe, igiełkowe, włókniste, tabliczkowe, płytkowe, łuseczkowe,
promieniste, sferolitycz-ne, dendrytowe, naciekowe - stalaktyty, stalagmity, skupienia nerkowa-te, groniaste,
krzaczaste. Specjalną formę skupień stanowią konkrecje.

Spąg -

Jest to dolna (w sensie stratygraficznym) powierzchnia ławicy bądź warstwy skalnej.

Spoiwo -

Inaczej lepiszcze lub cement, jest to substancja mineralna wytrącona chemicznie lub osadzona w

wolnych przestrzeniach pomiędzy ziarnami i okruchami w skałach osadowych.

Spójność -

Cecha fizyczna rozumiana jako sposób zachowania się minerałów wobec działania czynników

mechanicznych. WyróŜnia się minerały kruche, spręŜyste, giętkie, kowalne, ciągliwe itp.

Strefa utleniania -

Strefa oddziaływania wody, tlenu atmosferycznego, dwutlenku węgla i innych substa-

ncji, w której zachodzą procesy przeobraŜeń minerałów pierwotnych, zwłaszcza minerałów kruszcowych, i
powstają nowe minerały.

Strop -

Jest to górna (w sensie stratygraficznym) powierzchnia ławicy bądź warstwy skalnej.

Struktura -

Jest to sposób wykształcenia składników skały.

Synklina (łęk) -

Część fałdu, w której skały najstarsze leŜa na zewnątrz, a najmłodsze w środku, w

normalnym połoŜeniu synklina jest formą wklęsłą.

Układ krystalograficzny -

KaŜdy osobnik danego minerału wykazuje taki sam sposób uszeregowania

atomów w sieci krystalicznej, niezaleŜnie od tego, gdzie został znaleziony. WyróŜnia się siedem podstawowych
ukladów krystalograficznych-regularny, jednoskośny, tetragonalny, trójskośny, rombowy, heksagonalny oraz
trygonalny.

Undulacja -

Jest to inaczej kąt nachylenia, zanurzenia osi fałdu - kąt między osią fałdu a płaszczyzną

poziomą.

Upad / Linia upadu -

Jest to kąt między linia upadu i pionem (0 - 90 stopni). Linia upadu jest to linia

prostopadła do linii biegu, inaczej jest to linia największego spadku (nachylenia) warstwy. Upad określa się
oprócz miary kąta takŜe kierunkiem w którym zapada warstwa (północ lub południe).

Upad pozorny -

Jest to upad widziany w przekroju nie prostopadłym do linii biegu. Nachylenie warstwy

widziane w takim przekroju jest zawsze mniejsze od rzeczywistego upadu.

Uskok -

Jest to przerwa ciągłości skał, połączona z przesunięciem wzdłuŜ niej rozdzielonych części masywu

skalnego, czyli skrzydeł uskoku

Wergencja

- Jest to kierunek nachylenia powierzchni osiowej fałdu, lub po prostu kierunek pochylenia fałdu.

Wychodnia -

Jest to obszar występowania jakiejś skały czy warstwy na powierzchni terenu lub płytko pod

powierzchnią np. pod glebą.

śyła -

Zwykle płaska forma ciała skalnego lab mineralnego, młodszego od skał otaczających.

śyła hydrotermalna -

Wypełnienie szczelin tektonicznych minerałami powstałymi w czasie procesów

pomagmowych na etapie hydrotermalnym.

śyła typu alpejskiego -

Mineralizacja wykształcona w specyficznym typie szczelin tektonicznych w

metamorficznych skałach krzemianowych.