WARUNKI POWSTAWANIA SKAŁ OSADOWYCH
Skały osadowe, zwane warstwowymi powstają z materiałów pochodzących ze zniszczenia różnych typów skał (magmowych, metamorficznych lub starszych skał osadowych) i produktów ich wietrzenia chemicznego, a także ze szczątków organizmów.
W genezie tych skał współdziała kilka procesów :
wietrzenie skał,
transport materiałów powstałych przy wietrzeniu,
sedymentacja (depozycja).
Powstają skały osadowe luźne (LUŹNE - SYPKIE).
Skały sypkie mogą przechodzić jeszcze jeden proces, tj.
diagenezy prowadzącej do stwardnienia i scementowania luźnych osadów.
Ad.1. WIETRZENIE
Obejmuje przeobrażenia skał, zachodzące na powierzchni Ziemi (wietrzenie mechaniczne - fizyczne i chemiczne).
WIETRZENIE MECHANICZNE
Insolacja polega na nagrzewaniu skał przez słońce. W nocy skały oziębiają się. Minerały skałotwórcze mają na ogół różne współczynniki rozszerzalności liniowej w poszczególnych kierunkach. Składniki rozszerzają się i kurczą w różnym stopniu i w różnym kierunku. Skała traci zwięzłość i z czasem przechodzi w gruz skalny (dezintegracja granularna).
EKSFOLIACJA (DEZINTEGRACJA BLOKOWA) - płytowe lub skorupowe dzielenie się skał, równolegle do ich powierzchni, spowodowane naprężeniami wywołanymi przez słabe przewodnictwo cieplne skał.
ZAMRÓZ
Stanowi zamarzanie wody w pęknięciach i w szczelinach skalnych. Zwiększa się objętość H2O, następuje nacisk lodu na ściany i rozszerzanie się szczelin oraz innych wolnych przestrzeni. Powoduje to stopniowy rozpad skały.
Mechaniczne działanie organizmów polega na rozdrabnianiu gruntów przez organizmy oraz na wywieraniu nacisku na ściany szczelin i rozrastaniu się korzeni roślin.
Natomiast wzrost kryształów soli powoduje ich nacisk na ściany, a przez to zmniejszenie się zwięzłości skały.
WIETRZENIE CHEMICZNE
Jest to chemiczne przeobrażenia minerałów w strefie wietrzenia i powstawanie minerałów wtórnych. Wskutek wietrzenia fizycznego (prawie do rozdrobnienia skał) zwiększa się powierzchnia reakcji chemicznych.
Wietrzenie fizyczne przyśpiesza więc i ułatwia wietrzenie chemiczne. Głównym czynnikiem wietrzenia chemicznego jest woda, zwłaszcza zawierająca aktywne składniki gazowe (O2, CO2, H2S) oraz SO4 i kwasy humusowe. Dzięki działaniu, zwłaszcza wody zakwaszonej przez CO2 (pochodzącej z powietrza) następuje rozkład większej części minerałów magmowych oraz metamorficznych i powstawanie minerałów nowych.
Do najważniejszych przeobrażeń chemicznych należą:
utlenianie związków beztlenowych, głównie siarczków, bądź zwiększenie wartościowości i przechodzenie w związki wyżej utlenione;
uwodnienie przez przyłączenie wody - (minerały ilaste i alitowe);
redukcja materią organiczną;
karbonatyzacja - powstawanie rozpuszczalnych węglanów - K, Na, Mg, Fe i Ca, zawartych w minerałach magmowych i metamorficznych.
Ad.2. TRANSPORT
Materiały pochodzące z wietrzenia transportowane są przez wody płynące, wiatry, lodowce i prądy morskie. Materiały kruszą się, wygładzają i obtaczają. Większe obtoczone bloczki skał określane są jako otoczaki.
Ad.3. SEDYMENTACJA
Gromadzenie się produktów wietrzenia mechanicznego, szczątków organicznych oraz materiałów pochodzenia chemicznego w basenach sedymentacyjnych, które stanowią większe zagłębienia, jak jeziora śródlądowe, morza i oceany, doliny rzeczne, tereny zajęte przez lądolody, pustynie.
Ad.4. DIAGENEZA
Materiały osadowe w basenach sedymentacyjnych są luźne. Procesy prowadzące do ich konsolidacji - diageneza.
Można tutaj wymienić następujące procesy:
Kompakcja
W materiałach drobnoziarnistych - zmniejsza się objętość pod wpływem ciśnienia nakładu, bądź ciśnienia górotwórczego. Wynikiem kompakcji jest zmniejszenie porowatości i zwiększenie ciężaru właściwego.
Cementacja
Polega na spajaniu luźnych osadów substancjami wytrąconymi z roztworów krążących w skale osadowej. Niekiedy tylko pewne partie osadu (o różnej wielkości i kształcie) są otoczone materiałami niescementowanymi lub scementowanymi w różnym stopniu. Konkrecje cementacyjne (epigenetyczne młodsze od osadzonych skał). Zachodzi twardnienie koloidów, spowodowane utratą H2O.
Rekrystalizacja
W osadach chemicznych i organogenicznych. Przejście substancji bezpostaciowych w skrytokrystaliczne, a następnie w krystaliczne (opal → chalcedon → kwarc).
Procesy metasomatozy
Polega na wymianie składników między minerałami w osadzie, a otaczającymi lub krążącymi wodami, w których rozpuszczane są różne substancje.
Dolomityzcja wapieni, kalcytyzacja skał krzemionkowych, sylifikacja skał węglanowych (węglany zastąpione SiO2). Można tutaj wymienić syderytyzację, fosforytyzację skał węglanowych, pirytyzację, limonityzację organicznych szczątków wapiennych.
Fossylizacja
Jest to proces diagenezy resztek organicznych, zagrzebanych w osadzie. Materia chitynowa, węglanowa i fosforanowa zastępowane są przez kwarc, opal, chalcedon, piryt, markasyt, kalcyt, fosforany i dolomit. Szczątki roślinne ulegają zwęgleniu, skrzemienieniu, zwapnieniu. Przy kompakcji organizmów ulegają deformacji.
OZNAKI WIETRZENIA SKAŁ
W pierwszej fazie wietrzenia skały zmieniają barwę (rdzawe plamy, nacieki). Skały zawierające części organiczne (np. wapień bitumiczny) bieleją na powierzchni, natomiast skały zawierające w swym składzie żelazo Fe+2 (np. BAZALT) przybierają barwę brązową. Powierzchnie skał stają się matowe i chropowate. Szczególnie widać to na skałach zbudowanych z kilku minerałów wietrzejących z różną szybkością. W dalszej fazie wietrzenia zmniejsza się wyraźnie wytrzymałość skał.
PRODUKTY WIETRZENIA SKAŁ
Poszczególne minerały wykazują duże różnice w szybkości rozwoju tego procesu (wietrzenia mechanicznego i chemicznego). Jedne minerały wietrzeją bardzo szybko, inne powoli. Kolejność, od najłatwiej do najtrudniej wietrzejących minerałów, jest następująca:
1. KALCYT, 2. DOLOMIT, 3. OLIWINY, 4. PIROKSENY, 5. AMFIBOLE, 6. SKALENIE, 7. BIOTYT, 8. MUSKOWIT, 9. KWARC.
Muskowit i kwarc praktycznie nie wietrzeją, dlatego można je spotkać w nie zmienionej postaci w zwietrzelinie !!! i na wtórnych złożach. Są głównymi minerałami skał okruchowych.
Jeśli skała podlega wyłącznie wietrzeniu mechanicznemu, ostatecznym produktem wietrzenia będą okruchy skalne lub ziarna mineralne o różnej wielkości. Najczęściej skały podlegają, zarówno wietrzeniu mechanicznemu, jak i chemicznemu. Po rozdrobnieniu skały na drodze mechanicznej intensywniej rozwijają się procesy chemiczne. Na powierzchni zwietrzałej skał, dzięki procesom biologicznym rozwija się gleba (jakość gleby zależy głównie od skał wyjściowych i warunków klimatycznych).
PROFIL ZWIETRZENIOWY
Wietrzenie skał odbywa się do głębokości występowania wód podziemnych. Najintensywniej proces ten rozwija się na powierzchni terenu. Na stromych stokach profil pokrywy zwietrzelin jest niepełny, zaś na obszarach płaskich - na ogół dobrze rozwinięty i może sięgać kilkudziesięciu metrów grubości. W klimacie tropikalnym spotyka się większe miąższości pokrywy zwietrzelinowej niż w klimacie umiarkowanym i zimnym.
ZNACZENIE WIETRZENIA DLA TRWAŁOŚCI BUDOWLI
WPŁYW WIETRZENIA NA KONSTRUKCJE BUDOWLANE
W inżynierii proces wietrzenia może być nazywany korozją.
Wpływ wietrzenia na konstrukcję najczęściej obserwujemy w 2 przypadkach :
kiedy wietrzeniu podlega materiał kamienny (skały lite), wykorzystany jako materiał konstrukcyjny (ściany, stropy, elementy ozdobne architektury);
jeśli wietrzeje kruszywo zastosowane do betonów lub innych mas (np. tzw. asfaltobetony).
Tradycje budownictwa z materiałów kamiennych na terenach, gdzie są one łatwo dostępne, sięgają nieraz kilku tys. lat (np. Egipt, konstrukcje kamienne). Miejscowi budowniczowie potrafili eliminować skały mało odporne na wietrzenie, a tym samym zachowały się one często w dobrym stanie do dzisiejszych czasów. Z czasów najnowszych, gdzie zastosowano materiał kamienny (atrakcyjny z punktu widzenia estetycznego, lecz zwietrzały), znane są przypadki, że już po kilkudziesięciu latach uległy intensywnemu zniszczeniu.
SKAŁY MAGMOWE OBOJĘTNE
Skały magmowe obojętne, pozbawione praktycznie kwarcu, podlegają w naszym klimacie kaolinizacji (w rezultacie zanikają reliefy). Mało trwałe w elewacjach okazują się PIASKOWCE TUMLIŃSKIE (WĄCHOCKIE), które po krótkim okresie rozpadają się.
Podczas badań stanu technicznego niewielkiej zapory wodnej na DOLNYM ŚLĄSKU zabudowanej z XIX wieku z miejscowego materiału kamiennego, stwierdzono, że bloki kamienne wewnątrz korpusu zapory uległy w znacznym stopniu procesowi wietrzenia, co spowodowało zagrożenie stateczności całej budowli. Wietrzenie kruszywa może doprowadzić do znacznego obniżenia wytrzymałości betonu, zwłaszcza, jeśli proces wietrzenia rozpoczął umieszczeniem kruszywa w masie betonowej lub asfaltowej, co może doprowadzić do znacznego obniżenia wytrzymałości betonu.
W naszym klimacie głównie działającym naturalnie na konstrukcję jest zamróz. Istnieje obowiązek badania, tzw. mrozoodporności materiałów kamiennych przed ich zastosowaniem. W ostatnich kilkudziesięciu latach obserwuje się intensyfikujący proces wietrzenia materiałów kamiennych, wskutek działania agresywnych czynników (wytwarzanych przez człowieka) znajdujących się w powietrzu i w wodzie (szczególnie agresywne są np. związki S-siarki. Obserwuje się obecnie postępujące niszczenie architektury (np. Kraków).
WARUNKI GEOLOGICZNO-INŻYNIERSKIE NA OBSZARACH POKRYW ZWIETRZELINOWYCH
Nośność gruntów (podłoża) będzie wzrastała w głąb profilu, w związku ze zwiększeniem się zawartości okruchów skały macierzystej i ich rozmiarów. Jednak wraz ze wzrostem głębokości prace ziemne będą coraz trudniejsze, a w najniższych strefach bloków zorientowanych i nie zorientowanych, może powstać konieczność zastosowania materiałów do urabiania.
Najwyższa część profilu (gliniasta lub ilasta) może wykazywać dodatkowo cechy charakterystyczne dla iłów - np. pęcznienie lub skurcz.
Obiekt posadowiony na zboczu będzie przegradzał spływ wód podziemnych i powierzchniowych.
Woda podziemna może występować zwłaszcza w najniższych strefach profilu, gdzie szczeliny między blokami rumoszu umożliwiają jej łatwy przepływ. W strefach rumoszu zaglinionych (w wyższych partiach profilu zwietrzelinowego), a tym bardziej w strefie gliny zwietrzelinowych, pojawienie się ciągłego zwierciadła wody podziemnej jest mało prawdopodobne.
WARUNKI GEOLOGICZNO - INŻYNIERSKIE NA OBSZARACH WYSTĘPOWANIA PODZIEMNYCH FORM KRASOWYCH ORAZ METODY ICH BADAŃ
Nierozpoznane dokładnie podłoże, w którym proces krasu zaznaczył swoją działalność, może w znacznym stopniu skomplikować proces inwestycyjny, a nawet może być powodem katastrof budowlanych.
Na obszarach, gdzie w podłożu występują skały węglanowe w strefie przypowierzchniowej, możemy spotkać formy krasowe (kras powierzchniowy); kras podziemny (jaskinie, studnie).
Nierówna powierzchnia skrasowiałych powierzchniowo skał, przykryta później osadami, jeśli znalazła się w poziomie projektowanego posadowienia, stwarza potencjalne niebezpieczeństwo bardzo nierównomiernych osiadań obiektów.
Zaznacza się bardzo duża różnica w nośności skał węglanowych i młodszych osadów, które je przykrywają.
Taki problem wystąpił w latach 50-tych, w Hucie w Częstochowie.
Tradycyjne metody badań podłoża budowlanego (np. wiercenia) muszą być uzupełniane nowoczesnymi specjalistycznymi metodami geofizycznymi.
Formy krasowe podziemne (w stadium dojrzałym), mogą nie dawać żadnych objawów na powierzchni terenu. Przy braku właściwego rozpoznania, może dojść do zawalenia się stropu nad kawerną krasową w wyniku obciążenia go konstrukcją (mimo niewielkiej miąższości skał oddzielających je od powierzchni).
NAJPEŁNIEJSZE ROZPOZNANIE WARUNKÓW NA OBSZARZE PRZEWIDZIANYM DO ZABUDOWY
Metoda sejsmiczna
(Wiercenia uzupełniające, metoda sejsmiczna i metoda elektrooporowa). Pomiar prędkości sztucznie wywołanej fali sejsmicznej między źródłem, a odbiornikiem (tzw. geofon). Rejestracja przejścia fali odbitej, np. od stropu wapieni przykrytych młodszymi osadami, w ten sposób otrzymuje się bardzo dokładny profil.
Można też mierzyć prędkość fal sejsmicznych między ich źródłem, a odbiornikiem, które umieszczono w otworach wiertniczych.
Całkowity zanik fali sejsmicznej może być interpretowany, jako obecność pustki w skale między źródłem fal, a geofonem.
Metoda elektrooporowa
Polega na badaniu oporu elektrycznego skał między 2-ma elektrodami zagłębionymi z powierzchni w podłożu, bądź też, jak poprzednio w metodzie sejsmicznej, umieszczonymi w otworach wiertniczych. Stosuje się prąd stały. Można wykonać szereg profili sejsmicznych lub też elektrooporowych, zagęszczając je, stosowanie do konkretnych warunków. Uzyskuje się bardzo szczegółową dokumentację zjawisk krasowych na danym obszarze.
PRZEGLĄD SKAŁ OSADOWYCH
1. OKRUCHOWE SKAŁY OSADOWE
Podział został przeprowadzony na podstawie składników, tj. cech strukturalnych skały. Skały piroklastyczne - przejściowe między skałami magmowymi, a typowymi skałami osadowymi, ujęte niezależnie od grubości składników. Wyróżnia się:
I. skały piroklastyczne
II. skały grubookruchowe (psefity)
III. skały średniookruchowe (psamity)
IV. skały drobnookruchowe (aleuryty)
SKAŁY PIROKLASTYCZNE
Materiał wyrzucany przez wulkan przy gwałtownych wybuchach, różnego typu, bloki i okruchy skał oderwanych ze ścian krateru lub nawet podłoża wulkanu lub też rozpylona lawa zastygająca w powietrzu.
Bomby wulkaniczne (o wielkości kilkudziesięciu cm) mają kształt owalny, wskutek zastygania lawy w stanie półplastycznym. Mniejsze kulki lawy (wielkości orzecha) - lapille. Jeszcze drobniejszy materiał - piaski i popioły wulkaniczne, a najdrobniejsze cząstki - pyły wulkaniczne. Pył wulkaniczny utrzymuje się długo w atmosferze, podczas deszczu gromadzi się on w kuleczki, jeśli > 2 mm, nazywane są pizoidami. Do wilgotnego powietrza opadających pizoidów przyczepia się pył wulkaniczny. Skały składające się częściowo z pizoidów - pizolity
Brekcja wulkaniczna - scementowana skała, zawierająca bloki ostrokrawędziste, oderwane ze ścian krateru. Jest to minerał grubszy wyrzucany przez wulkany, scementowany materiałem drobnym.
Skały zawierające fragmenty lawy, zaokrąglone w stanie półplastycznym przy zastyganiu w powietrzu - aglomeraty wulkaniczne.
Obydwa typy skał niekiedy zostały scementowane gorącym jeszcze popiołem wulkanicznym, czasem już przerobionym przez wodę. Opadły na powierzchnię ziemi popiół wulkaniczny ma niekiedy jeszcze tak wysoką temperaturę, że cząstki lawy kwaśnej łączą się ze sobą.
Tufolawy (ignimbryty) tworzą po przetopieniu i zupełnym zakrzepnięciu litą skałę.
Tufy wulkaniczne - luźno osadzone piaski, popioły i pyły wulkaniczne, scementowane przez wody powierzchniowe, tworzą porowate skały, tzw. tufy.
Tufity - materiały wulkaniczne, osadzone w środowisku wodnym i zmieszane z iłem lub piaskiem, dają warstwowane skały.
Tufy i tufity są skałami okruchowymi o wielkości ziarn < 2 mm, składają się z kawałków szkliwa wulkanicznego, okruchów mineralnych i fragmentów zastygłych law.
SKAŁY GRUBOOKRUCHOWE - psefity
Gruzy deponowane są na miejscu lub w rejonach, niezbyt odległych od terenu ulegającego intensywnej denudacji (rozmywaniu).
Gruzy i żwiry - skały przedstawiające luźny materiał okruchowy o wielkości składników > 2 mm i kształtach mniej lub bardziej ostrokrawędzistych: - gruz lub też obtoczonych w czasie transportu - żwir.
Żwiry odbywają dłuższy transport powodujący obróbkę mechaniczną ziarn. Między gruzami a żwirami - istnieją stopniowe przejścia. Żwiry i gruzy są jednoskładnikowe. Im lepsze jest obtoczenie fragmentów, tym mniej gatunków skał zawiera żwir, gdyż materiał mniej odporny ulega zniszczeniu podczas transportu. Luźne skały grubookruchowe występują najczęściej wśród osadów czwartorzędowych. Gruzy i żwiry występują zwykle z piaskami i mułkami, wśród których tworzą soczewkowate wtrącenia i warstwy lub też przeławicają się rytmicznie. Rzadziej występują wśród skał ilastych (wyjątek - glina lodowcowa).
Gruzy i żwiry o większej miąższości powstają najczęściej w środowisku rzecznym lub morskim przybrzeżnym w środowisku lodowcowej (wodnolodowcowej) akumulacji, ponadto tworzą się na pustyniach, na peryferiach masywów górskich.
Brekcje i zlepieńce, scementowane gruzy i żwiry, obecność masy wypełniającej i spoiwa właściwego. Masa wypełniająca :
Piaszczysto-mułkowa z przewagą kwarcu - w zlepieńcach kwarcowych lub bogata w skalenie i minerały ilaste - w brekcjach i w zlepieńcach wieloskładnikowych. Spoiwo właściwe: krzemionkowe, węglanowe, żelaziste, rzadziej fosforowane, glaukonitowe.
Szczątki organiczne są obecne rzadko w zlepieńcach, gdyż silne prądy poruszające żwir, niszczą szczątki szkieletów i skorup oraz pozostałości roślin. Niekiedy - fragmenty drzew skrzemieniałych. Na przykład, brekcja kostna może powstać wskutek nagromadzenia szczątków organicznych. Brekcje powstałe w wyniku procesów wietrzeniowych - brekcje rezydualne.
Brekcje określane są jako druzgoty, zaś zlepieńce - konglomeraty. Występują różne typy genetyczne zlepieńców, zlepieńce rzeczne, morskie itp. Mamy do czynienia z rozmaitym składem petrograficznym zlepieńców: zlepieńce jednoskładnikowe (np. kwarcowe, wapienne), częściej są wieloskładnikowe. Spoiwo może być wapienne, żelaziste. Częściej jest jednak masą wypełniającą, która składa się z silnie roztarganego i rozdrobnionego materiału, o składzie podobnym do szkieletu ziarnowego. Oprócz brekcji tworzących się, dzięki normalnym procesom sedymentacyjnym, wyróżnia się: brekcje wulkaniczne, tektoniczne, tworzące na uskokach - druzgot tektoniczny.
III. SKAŁY ŚREDNIOOKRUCHOWE
Piaski reprezentują luźne skały złożone z ziarn o wymiarach od 2,0 - 0,1 mm.
Odznaczają się różnym składem mineralnym. Największe rozprzestrzenienie mają piaski kwarcowe (kwarc > 90 %), następnie piaski arkozowe, zawierające ziarna kwarcu i skaleni, a także piaski posiadające w swoim składzie również łyszczyki i minerały ilaste oraz okruchy różnych skał drobnoziarnistych, głównie magmowych i metamorficznych. Piaski te są słabo rozpowszechnione, gdyż zawarte w nich substancje koloidalne przyczyniają się do szybkiej diagenezy tych skał - szarogłazy.
Piaski wapienne i dolomitowe
Ze względu na środowisko sedymentacyjne wyróżnia się:: piaski plażowe, wydmowe, rzeczne, fluwioglacjalne (wodnolodowcowe). Ubocznie w piaskach kwarcowych mogą występować ziarna skał i minerałów krzemionkowych (chalcedon, lidyt), detrytyczne ziarna skaleni i inne.
Z rozmycia skał wapiennych tworzą się piaski wapienne.
Piaski plażowe odznaczają się wysokim stopniem wysortowania ziarn, pod względem wielkości, bardzo dobrym obtoczeniem oraz błyszczącą powierzchnią ziarn.
Piaski wydmowe, kwarcowe lub wapienne są równoziarniste o ziarnach, na ogół dobrze obtoczonych, o matowych powierzchniach ziarn kwarcu.
Piaski rzeczne są najczęściej różnoziarniste o ziarnach obtoczonych w różnym stopniu i błyszczących powierzchniach.
Piaski wodnolodowcowe są zwykle źle wysortowane (różnoziarniste), o różnym stopniu obtoczenia.
Barwa piasków zależy głównie od zawartości tlenków i wodorotlenków Fe lub glaukonitu. Piaski ubogie w te domieszki są białe lub żółtawe, piaski glaukonitowe - zielonawe, piaski żelaziste - żółte, brunatne lub ceglastoczerwone, piaski arkozowe - różowe. Piaski plażowe charakteryzują się występowaniem soczewek lub smug ciemnych piasków o barwie zależnej od większych koncentracji minerałów ciężkich.
Piaskowce są scementowane różnymi spoiwami, np. opalowym, chalcedonowym, węglanowym, ilastym, limonitowym a niekiedy gipsem, anhydrytem lub barytem. Piaskowce kwarcytyczne są to skały powstałe przez scementowanie piasków kwarcowych spoiwem krzemionkowym. Zawierają one ponad 95 % Si02. Piaskowce mogą być żelaziste, glaukonitowe, syderytowe, dolomityczne i inne.
Zwięzłość piaskowców zależy głównie od rodzaju i ilości spoiwa. Największą zwięzłość i wytrzymałość mechaniczną maja piaskowce kwarcowe o spoiwie krzemionkowym (chalcedon, opal). Barwa piaskowców kwarcowych zależy od rodzaju spoiwa lub barwnych domieszek.
Piaskowce białoszare (spoiwo krzemionkowe lub wapniste), piaskowce szare (spoiwo ilaste, margliste).
Arkozy
Powstają w warunkach dość szybkiej akumulacji, zawierają dużą domieszkę skaleni potasowych oraz muskowitu, są słabo scementowane. Spoiwo jest ubogie, głównie ilaste a także żelaziste. Mają zabarwienie jasnoszare, różowawe niekiedy brunatnawe. Pochodzą z rozmycia skał granitoidowych lub gnejsowych, powstają w pobliżu wietrzejących masywów.
Szarogłazy
Obok kwarcu, skaleni i łyszczyków oraz minerałów ilastych istotnym składnikiem są tutaj fragmenty rozmaitych skał drobnoziarnistych, zwłaszcza łupków i skał krystalicznych. Przeważa drobnoziarnista masa wypełniająca, występuje niewielka ilość spoiwa. Szarogłazy mają wieloskładnikowy charakter. Powstają w warunkach intensywnej erozji i szybkiej sedymentacji. Charakteryzują się ciemniejszymi barwami szarogłazów (szarozielone, ciemnoszare lub prawie czarne). Są znacznie silniej scementowane niż arkozy.
SKAŁY DROBNOOKRUCHOWE (ALEURYTY)
Mułki lub muły - skały luźne, podobne do piasków. Drobny pył kwarcowy, częściowo skaleniowy o wielkości wahającej się w granicach 0,1 - 0,01 mm. Obecne są pewna ilość minerałów ilastych, wodorotlenki Fe oraz substancje organiczne, niekiedy CaCO3. Mułki tworzą się w różnych środowiskach sedymentacyjnych m.in. w dolnym biegu rzek, w jeziorach, a także w płytkich strefach mórz.
Mułowce - zdiagenezowane muły, zazwyczaj silniej scementowane niż piaskowce, co jest związane z obfitym wytrącaniem się substancji koloidalnej i jej diagenetyczną rekrystalizacją. Tekstura jest często równoległa. Powstają w spokojniejszym środowisku niż piaskowce.
Barwa jasnoszara, szara, szarozielona, czarna (od substancji węglistych).
Lessy - skały pochodzenia eolicznego (wietrznego), słabo spoiste, znane są głównie z pleistocenu, na większą skalę tworzą się w Chinach. Mają barwę żółtą, wyglądem przypominające glinę (dawna nazwa glinka nawiana). Są nieplastyczne. Skład mineralny: pył kwarcowy, substancje ilaste, CaCO3, wodorotlenki Fe. Tekstura porowata. Brak warstwowania, pionowa oddzielność. W lessach często występują konkrecje wapienne, tzw. lalki lessowe
Łupki osełkowe (bruski) - szczególna odmiana mułowców cechujących się właściwościami szlifierskimi. Pelit kwarcowy (ziarno < 0,005 mm), maja teksturę równoległą.
SKAŁY ILASTE
Głównymi składnikami iłów, iłołupków i łupków ilastych są minerały ilaste: kaolinit, illit, montmoryllonit. Jako gliny określa się zwykłe skały ilaste, plastyczne po zarobieniu wodą, zawierające domieszkę piasku lub żwiru. Minerały ilaste tworzą się wskutek wietrzennych przeobrażeń minerałów glinokrzemianowych (głównie skalenie) w środowisku wilgotnym (alkalicznym lub zakwaszonym). Powstają także w basenach sedymentacyjnych wodnych w wyniku krystalizacji roztworów jonowych, a również wskutek rozmycia starszych skał ilastych. W systematycznym podziale skał ilastych stosuje się dwa kryteria: genezę (rodzaj środowiska sedymentacyjnego) i skład mineralny (odmiany petrograficzne).
Odmiany petrograficzne skał ilastych
Iły
Zawierają minerały ilaste, niewielką domieszkę minerałów okruchowych, brak regularnej podzielności, w dotyku są gładkie i śliskie. Odznaczają się barwą szarą, czarną, zieloną, niebieską, fioletową, czerwoną, obserwuje się często różnokolorowe rozgałęziające się smugi.
Iłołupek
Ma niewyraźne nieregularne powierzchnie oddzielności, powstające przez diagenezę iłów.
Powstaje przez daleko posuniętą diagnozę iłów, ma dobrą oddzielność międzywarstewkową, prócz tego występuje oddzielność wtórna pochodzenia tektonicznego, często skośna do warstwowania (złupkowanie).
Łupki ilasto-mułkowe
Są to dobrze warstewkowane skały z większą domieszką materiału okruchowego frakcji aleurytowej, głównie kwarcu.
Kaoliny
Skały rezydualne, które powstały na miejscu wietrzejących granitów, gnejsów lub arkoz. Mają następujący skład: kaolinit (20 - 30 % wag.), a ponadto łyszczyki, illity, cyrkon i rutyl. Są jasne, szarawe, żółtawe, zielonkawe, rozsypują się w ręku. Występują najczęściej w strefie krążenia wód zawierających substancje humusowe, w pobliżu złóż węgla brunatnego i kamiennego.
Gliny kaolinitowe
Powstają z materiału już przetransportowanego i osadzonego w spokojnym środowisku wodnym. Zawierają kaolinit, illit, znaczną domieszkę ziarn kwarcu.
Plastyczne i nieplastyczne (chude gliny kaolinitowe)
Mają różne barwy, nawet czarne, gdy zawierają duże ilości substancji humusowej. Stanowią osady jeziorne występujące wśród osadów trzeciorzędowych. Pospolicie towarzyszą im złoża węgla brunatnego lub kamiennego, które przeważnie dostarczają substancji nadającej środowisku wodnemu kwasowość pH ok. 5, niezbędną do tworzenia kaolinitu. Występują najczęściej w postaci soczewkowych pokładów o grubości od 20 - 30 m.
Łupki ogniotrwałe
Tworzą przerosty w pokładach węgla kamiennego o ok. 20 cm grubości. Są jasne, zwięzłe, nieplastyczne. Zawierają kaolinit z małą domieszką kwarcu, niekiedy skaleni i łyszczyków.
Bentonity
Składają się głównie z montmoryllonitu, w mniejszych ilościach z kaolinitu, illitu, nieco przekrystalizowanego żelu krzemionkowego. Są to skały kruche po uderzeniu rozpadające się na okruchy ostrokrawędziste, niekiedy o przełamie. muszlowym. Białe, żółtawe, brunatne, o połysku woskowym. W wodzie silnie pęcznieją. Stanowią materiał odbarwiający i adsorbujący. Bentonity tworzą cienkie pokłady, przerosty i gniazda wśród wapieni, skał ilastych i innych. Są produktem przeobrażenia szkliwa wulkanicznego, zawartego w popiołach, tufach i tufitach osadzonych w morzu.
Iły warwowe (wstęgowe)
Osady cienko laminowe, składają się z naprzemianległych warstewek jasnych i ciemnych, o grubości kilku mm. Zabarwienie to jest spowodowane zmianami sezonowymi (zima-lato) w dopływie materiałów. Reprezentują osady związane z działalnością lodowców, tworzące się w jeziorach zastoiskowych na peryferiach lodowca.
Glina morenowa
Odmiana gliny związanej z działalnością lodowców, materiał niewysortowany, minerały ilaste i ziarna kwarcu frakcji aleurytowej lub psamitowej oraz bloków skalnych o różnej wielkości rozmieszczonych bezładnie, zwykle domieszka kalcytu CaCO3, chociaż niekiedy został on wyługowany częściowo lub całkowicie.
Skały ilaste charakteryzują się strukturami pelitowymi lub aleurytowo-pelitowymi. Najczęściej są równoziarniste, homogeniczne. Tylko gliny morenowe są nierównoziarniste (niewysortowane). Skały ilaste są jednorodne. Niekiedy wykazują budowę warstwową, megaskopowo podkreśloną przez zmianę zabarwienia. Swoistą budowę warstwową mają iły warwowe.
Skały ilaste mogą tworzyć się w bardzo różnorodnych warunkach, dlatego wyróżnia się trzy główne ich typy genetyczne : skały ilaste rezydualne, skały ilaste pochodzenia lodowcowego, skały pochodzenia rzecznego oraz jeziornego i morskiego:
Rezydualne skały ilaste (iły)
Powstają w wyniku chemicznego rozkładu minerałów glinokrzemianowych (skaleni i łyszczyków) i pozostaniu głównych produktów rozkładu na miejscu. Przykładem rezydualnych złóż są skaolinizowane stropowe partie masywów granitowych (kaolin). Np. iły rezydualne powstają w skrasowiałych wapieniach zawierających w swoim składzie minerały ilaste (w wyniku rozmycia wapieni, pozostające na miejscu - w zagłębieniach podłoża, jako frakcja nierozpuszczalna).
Skały ilaste pochodzenia lodowcowego:
Gliny zwałowe (morenowe) i gliny zastoiskowe (iły warwowe - wstęgowe).
Gliny zwałowe
Pochodzą z sedymentacji lodowcowej, zdeponowane przez topniejące ciało lodowca. Mają różnorodny skład: substancje ilaste - główne składniki. Mniejsze lub większe domieszki frakcji piaszczystej CaCO3, wodorotlenki Fe, fragmenty skał o różnych zabarwieniach. Są plastyczne po rozrobieniu z wodą.
Iły warwowe (wstęgowe)
Występują w jeziorach zastoiskowych u brzegu cofających się lądolodów. W tych jeziorach osadza się bardzo drobny zawieszony w wodzie, materiał ilasty i mułkowy. Rytmicznie powtarzające się warstewki stanowią odzwierciedlenie sezonowych (półrocznych) zmian w sedymentacji.
Skały ilaste pochodzenia rzecznego
Tworzą się na terenach zalewowych - w dolnym biegu rzek oraz deltach. W klimacie umiarkowanym zawierają domieszki substancji organicznych (szare lub ciemnoszare zabarwienie). W klimatach suchych i gorących, w iłach obok substancji ilastych występują domieszki minerałów węglanowych i siarczanowych, a także wodorotlenki Fe, które nadają osadom barwę czerwoną lub brunatną.
Skały ilaste pochodzenia jeziornego i morskiego
Osady środowisk jeziornych, w zależności od warunków pH - osady kaolinitowe (w środowisku kwaśnym) lub illitowe (w środowisku zasadowym). Są zwykle szare, słabo zwięzłe. Skały ilaste w środowiskach morskich mogą powstawać w bardzo różnorodnych warunkach i w różnych strefach głębokościowych.
Skały ilaste pod względem petrograficznym dzielą się na 3 główne grupy, zależnie od dominującego minerału ilastego :
skały ilaste kaolinitowe,
skały ilaste illitowe,
skały ilaste montmoryllonitowe.
SKAŁY POCHODZENIA CHEMICZNEGO I ORGANICZNEGO
Wyróżnia się tutaj kilka odrębnych grup, zależnie od składu chemicznego - głównego składnika skały: 1) skały krzemionkowe, 2) skały alitowe, 3) skały węglanowe, 4) skały gipsowe i solne, 5) węglowce, 6) bituminy.
Skały węglanowe
Do tej grupy należą głównie wapienie i dolomity. Rozpowszechnione są też skały przejściowe między - węglanowymi a ilastymi - margle, oraz przejściowe między węglanowymi a krzemionkowymi - opoki.
Do skał węglanowych zaliczamy skały osadowe w skład których, wchodzi ponad 50 % wagowo minerałów węglanowych. Najważniejszą rolę skałotwórczą odgrywają - kalcyt CaCO3, dolomit MgCO3. CaCO3 oraz w minimalnym stopniu aragonit (rombowa. Modyfikacja kalcytu CaCO3). Dodatkowo występują minerały ilaste, detrytyczny kwarc, związki Fe. Ilościowy wzrost substancji ilastych w skałach wapiennych powoduje stopniowe ich przechodzenie do margli. W czystych skałach węglanowych można wyróżnić następujące ogniwa główne i pośrednie :
(Klasyfikacja wg S.G.Wiszniakowa)
Zawartość w procentach wagowych
CaCO3 CaMg(CO3)2
WAPIEŃ 100 - 95 0 - 5
WAPIEŃ DOLOMITYCZNY 95 - 75 5 - 25
WAPIEŃ DOLOMITOWY 75 - 50 25 - 50
DOLOMIT WAPIENNY 50 - 25 50 - 75
DOLOMIT WAPNISTY 25 - 5 75 - 95
DOLOMIT 5 - 0 95 - 100
Skały węglanowe, oprócz zróżnicowanego składu chemiczno-mineralnego, odznaczają się różnorodną i niekiedy złożoną genezą. Najbardziej rozprzestrzenione w skorupie ziemskiej są wapienie i dolomity oraz margle i opoki. Dla skał pochodzenia chemicznego stosuje się podobną terminologię, jak w skałach magmowych, np. wapienie drobnokrystaliczne, zbite. W skałach wapiennych z grupy biogenicznej, bogatych w szczątki organiczne występują struktura biomorficzna, tekstura bezładna lub warstwowa. Struktury i tekstury wapieni pochodzenia mechanicznego, określa się podobnie jak skały okruchowe, np. wapienie psefitowe, wapienie psamitowe itp. Dotyczy to też skał organodetrytycznych.
Wapienie
Powstają głównie przez nagromadzenie kalcytowych szczątków organizmów lub też z wytrącania się kalcytu CaCO3 w procesie biochemicznym. Mniejsze znaczenie mają natomiast wapienie pochodzenia chemicznego.
Wapienie okruchowe powstałe ze zniszczenia i ponownego osadzania okruchów wapieni starszych, głównie u wybrzeży morskich.
Wapienie są skałami drobnoziarnistymi lub afanitowymi. W stanie czystym mają zabarwienie białe. Różne domieszki nadają im różne barwy, aż do czarnej włącznie.
Wapienie organogeniczne - zlepy muszlowe
Zbudowane są z wapiennych skorup małżów, ślimaków, ramienionogów i dużych otwornic.
Wapienie rafowe
Są zbudowane z kopalnych zespołów osiadłych organizmów o szkieletach wapiennych, takich jak korale i mszywioły. CaCO3 - węglan Ca w kopalnych rafach koralowców reprezentowany jest przez kalcyt, szkielety korali współczesnych zbudowane są głównie z aragonitu.
Wapienie rafowe są skałami białymi, żółtawymi, są masywne, nie wykazują ani uławicenia, ani też warstwowania.
Kreda (pisząca)
Odmiana wapieni organogenicznych, składających się głównie ze skalcytyzowanych szczątków glonów (kakolity), ze skorupek otwornic kalcytowych oraz szlamu wapiennego, wytrąconego przy współudziele bakterii. Jako domieszki mogą występować igły gąbek krzemionkowych lub skalcytyzowanych oraz radiolarnie o skorupie krzemionkowej lub wtórnie skalcytyzowanej. Niektóre gatunki kredy mało zwięzłe, powstają w słodkowodnych jeziorach przy współudziale roślin (kreda jeziorna).
Margiel
Zawiera pelit kalcytowy i dużą ilość minerałów ilastych oraz niewielką domieszkę detrytycznego kwarcu. Barwa szara, zielonkawa (od glaukonitu).
Niektóre odmiany są zabarwione na kolor ciemny substancjami bitumicznymi. Margle mogą powstawać w środowiskach morskich i jeziornych.
Opoka
Składa się z: pelitu kalcytowego, dużej ilości krzemionki: opalu i chalcedonu. Opoki są skałami jasnymi, niekiedy z odcieniem silnym, tworzą wyraźne ławice z drobnopłytowym ciodem. Do skał wapiennych pochodzenia chemicznego należą: martwica wapienna i nawary wapienne.
Martwica wapienna (trawertyn)
Skała porowata o barwie białej lub różowawej, bez wyraźnego warstwowania. Powstaje chemicznie wskutek zmniejszenia ilości dwutlenku węgla CO2 w wodzie, przechodzącego z wody do atmosfery, w wyniku zmniejszenia się ciśnienia albo w czasie silnego wzburzenia wody. Osady martwicy wapiennej tworzą się przy źródłach i wodospadach. Proces powstawania ułatwia współdziałanie glonów i mchów, pobierających z wody CO2. Czasami martwica zawiera części roślin, np. liści, na których trącał się CaCO3. Martwica wapienna tworzy się również współcześnie.
Nawary wapienne
Wytrącają się wokół gorących źródeł i zbudowane głównie z aragonitu. Mają niekiedy budowę oolitową. Na przykład,. w Karlovych Varach wokół gorącego źródła wód mineralnych (87oC), CaCO3 strąca się tutaj wskutek ucieczki części CO2 z wody, co spowodowane jest obniżeniem temperatury i spadkiem ciśnienia przy wypływie na powierzchnię.
Ewaporyty wapienne
Powstają wyłącznie chemicznie przez odparowanie (ewaporację) rozpuszczalnika. Wapienie takie mogą występować u podstawy złóż solnych. Przy odparowaniu zbiornika wody słonej kalcyt CaCO3, jako najtrudniej rozpuszczalny, pierwszy wytrąca się z roztworu. Innym typem ewaporytów są stalaktyty i stalagmity występujące w grotach wapiennych.
Wapienie pogipsowe (wtórne)
Powstają wskutek zastąpienia przez kalcyt gipsu. Tworzeniu się wapieni pogipsowych towarzyszy wydzielanie siarki S rodzimej. Przypuszczalnie, w pierwszym etapie powstają kalcyt i H2S.
Utlenianie siarkowodoru H2S przy współudziale bakterii prowadzi do wydzielenia siarki rodzimej.
Dolomity
Głównym minerałem jest dolomit CaCO3 ⋅MgCO3. Podrzędnie występuje kalcyt. Dolomity są masywne, czasem porowate. Twardsze, burzą z gorącym HCl. Barwy białe, żółtawe i brunatne.
Dolomity pierwotne (sedymentacyjne i jeziorne) powstają przez bezpośrednie wytrącanie się MgCa(CO3)2 z wody morskiej w procesach chemicznych lub przy współudziale świata żyjącego. Tworzą duże serie wyraźnie uławicone.
Dolomity wtórne (metasomatyczne) powstają w procesie dolomityzacji (źródłem Mg jest woda morska) świeżo wytrąconych wapieni, wskutek wymiany części jonów Ca na jony Mg.
Wapienie pelagiczne powstają w głębszych częściach strefy batialnej, skały o barwie szarej (kalcyt, słabo zachowuje struktury organiczne, rozproszone gniazda chalcedonu, substancje ilaste).
Wapienie jeziorne tworzą się we współczesnych jeziorach, znane jako utwory kopalne z trzeciorzędu i innych okresów geologicznych, białe, szare, porowate. Zawierają pelit kalcytowy, detrytyczne ziarna kwarcu, substancje ilaste, szczątki organizmów słodkowodnych.
Wapienie oolitowe powstają w płytkowodnej strefie przybrzeżnej mórz, także jezior. Zbudowane z owalnych lub kulistych oolitów o średnicy 0,1 - 2,0 mm. Oolity są scementowane spoiwem wapiennym.
Wapienie organodetrytyczne stanowią skały wapienne pochodzenia organicznego, powstają wskutek nagromadzenia szkieletów organizmów na dnie basenu sedymentycyjnego.
Margle - oprócz margli miękkich dających się dość łatwo urabiać, znane są zwarte, silnie zdiagenezowane i wykazujące budowę ławicową. Margle morskie i jeziorne.
Skały gipsowe i solne
Są utworami tworzącymi się chemicznie. Należą do tzw. ewaporatów, które powstają przez odparowanie wód słonych morskich lub śródlądowych. Ewaporacja rozpoczyna się zwykle od wytrącenia przeważającej części węglanów Ca i Mg. Sole osadzają się zwykle, wg takiej kolejności, w jakiej wzrasta ich rozpuszczalność w wodzie przy danej temperaturze, a także, w zależności od obecności tych samych anionów różnych metali. Po osadzeniu się siarczanów Ca (anhydrytu i gipsu) z wody morskiej wytrącają się sole.
Cyklotem solny stanowi zespół warstw węglanowych, siarczanów i soli.
Cyklotemy nie zawsze są pełne. Niekiedy brak soli potasowo-magnezowych, a czasami nie dochodzi nawet do wytrącania soli kamiennej.
Skały jednomineralne - skały gipsowe i anhydrytowe oraz sól kamienna;
Skały wielomineralne - sole potasowo-magnezowe.
Skały gipsowe i anhydrytowe
Mogą występować obok siebie, jako odrębne warstwy. Powstają przez wytrącanie z wody morskiej. Anhydryt może przejść w gips przez przyłączenie wody lub odwrotnie, wskutek dehydrytacji, może przejść w anhydryt. Występują mieszane skały gipsowo-anhydrytowe, często o strukturach porfirowatych. Skały gipsowe i anhydrytowe zawierają zwykle drobne domieszki kwarcu minerałów ilastych, kalcytu, dolomitu, wodorotlenki Fe i czasami substancji bitumicznych.
Skały gipsowe
Są afanitowe, drobnoziarniste, np. alabaster, ziarniste, niekiedy wielkoziarniste, w których kryształy gipsu są zbliźniaczone w postaci jaskółczych ogonów, mogą osiągać kilka metrów wielkości.
Gipsy łupkowe,
Rozpadają się podobnie do kartek papieru (wyraźne warstwicowanie, wtrącenia minerałów ilastych). Barwa skał gipsowych - biała, szara, żółtawa, brunatnawa, skały miękkie.
Skały anhydrytowe,
Są najczęściej drobnoziarniste, barwy szarej, niebieskiej lub brunatnawej, twardsze.
Skały gipsowe i anhydrytowe są rozpowszechnione wśród osadów morskich, mogą też powstać jako osady jezior słonych. Występują w obrębie skał ilastych, ilasto-mułkowych lub dolomitów. Tworzą kilkudziesięciometrowe pokłady lub duże soczewki.
Sól kamienna i jej odmiany
Zbudowane są niemal wyłącznie z halitu. Skały mieszane ilasto - solne (smugi z domieszką anhydrytu, polihalitu, kizerytu). Jest to skała ziarnista, barwy białej, szarawej, żółtawej, różowej. Łatwo rozpuszcza się w wodzie. Odmiany zawierają inkluzje gazowe podczas rozpuszczania pękają z charakterystycznym trzaskiem (sól trzaskająca).
Stanowią produkty krystalizacji z wody morskiej w lagunach, płytkich morzach odciętych od oceanu, ze słonych jezior.
Sole potasowo-magnezowe
Sole potasowo-magnezowe są wielomineralne, często warstwowane, wyróżniają się barwnością. Większość sylwinitów jest biaława, spotyka się też odmiany czerwonawe, czerwone (zabarwienie zw. Fe), niebieskie. Karnality są czerwonawe. Występują znacznie rzadziej niż kamienne.
Węglowce (kopalne paliwa stałe)
Są reprezentowane przez torf, węgiel brunatny i węgiel kamienny.
Ich głównym, niekiedy wyłącznym składnikiem są uwęglone szczątki roślinne. Pierwotnym materiałem są szczątki flory lądowej i wodnej, szczątki fauny wodnej.
Żywice, woski, bursztyn stanowią węgle kopalne.
Torfy (porowate, duża zawartość H2O - do 97 %)
Składają się w 50 % z obumarłych otorfionych szczątków roślin: trzcin, sitowia, skrzypów, mchów itp. Torfy wysokie, przejściowe i niskie.
Węgle brunatne
Występują węgle brunatne lignitowe, miękkie i twarde.
Węgle kamienne
Wyróżnia się fuzyt, witryt, kalcyt, duryt, węgle tłuste, chude, antracyt.
Bituminy
Stanowią różnego typu węglowodory stałe, ciekłe i gazowe, ich mieszaniny.
Gaz ziemny (składa się z metanu CH4)
Ropa naftowa (mieszanina płynnych węglowodorów nasyconych; seria parafinowa i naftenowa).
Łupek bitumiczny - łupek ilasty, zawierający substancje bituminów stałych, które przy ogrzaniu przechodzą w bituminy płynne. Charakterystyczny zapach tych łupków (podobny do zapachy ropy).
Wosk ziemny (ozokeryt)
Reprezentuje mieszaninę węglowodorów parafinowych stałych. Przy podgrzaniu staje się plastyczny. Jest produktem odparowania w warunkach naturalnych rop parafinowych.
Asfalt
Stanowi mieszaninę stałych węglowodorów serii naftenowej. Jest produktem odparowania w warunkach naturalnych ropy stanowiącej mieszaninę węglowodorów naftenowych. Impregnuje zwykle piaskowce. Jako przykład można podać Jezioro asfaltowe w Trynidad na Małych Antylach.
W profilach geologicznych często spotyka się też skały, które mają cechy brekcji i zlepieńców równocześnie (ziarna obtoczone i ostrokrawędziste), iły piaszczyste, iły zlepieńcowate, wapniste, piaski żwirowe, łupki ilaste, częściej skrzemieniałe, wapienie dolomityczne, piaszczyste itd.
Skały krzemionkowe
Powstają głównie w wyniku wytrącania się krzemionki w sposób chemiczny lub organiczny. Główne minerały: opal i chalcedon, bądź też opalowe lub chalcedon, skorupki radiolarii, okrzemek, krzemionkowe igły i inne.
Gejzeryty, martwica krzemionkowa - skały krzemionkowe pochodzenia chemicznego. Spongiolity, radiolaryty, diatomity - skały krzemionkowe, pochodzenia organicznego.
Skały alitowe
Skały alitowe zawierają wodorotlenki Al., tj. hydrargilit i diasper (lateryty - makroskopowo podobne do gliny, o zabarwieniu czerwonobrunatnym, plamistym żółtawym, zielonawym).
Boksyty - zawierają. wodorotlenki Al (w ilości dochodzącej do 55 - 68 %); częstym składnikiem są wodorotlenki Fe, hematyt i FeCO3. Duże złoża występują na Węgrzech. Terra rossa ma różną genezę, jest rozpowszechniona w Środkowej Europie, tworzy się na podłożu wapieni i dolomitów, w warunkach tropikalnych.
21