frakcje

Częśći szkieletowe:

1. Frakcja kamieni -o średnicy cząstek powyżej 20 mm

2. Frakcje żwirowe -o średnicy cząstek 20- l mm

a) żwir gruby -o średnicy 20 -10 mm

b) żwir drobny- o średnicy 10 -1 mm

Części ziemiste:

3. Frakcje piaskowe o średnicy cząstek 1,0- 0,1 mm

a) piasek gruby -o średnicy cząstek 1,0- 0,5 mm

b) piasek średni -o średnicy cząstek 0,5- 0,25 mm

c) piasek drobny -o średnicy cząstek 0,25 -0,1 mm

4. Frakcje pyłowe -o średnicy cząstek 0,1 -0,02 mm

a) pył gruby -o średnicy cząstek 0,1 -0,05 mm

b) pył drobny -o średnicy cząstek 0,05- 0,02 mm

5. Frakcje spławialne (ilaste) o średnicy cząstek poniżej 0,02 mm

a) ił pyłowy gruby- o średnicy cząstek 0,02 -0,006 mm

b) ił pyłowy drobny- o średnicy cząstek 0,006 -0,002 mm

c) ił koloidalny -o średnicy cząstek mnięjszej od 0,002 mm.

Części szkieletowe

-Frakcja kamieni ( > 20 mm) jest najgrubszą frakcją szkieletową składającą się z

mało zmienionych odłamków skał macierzystych. Skład mineralny i chemiczny omawia-

nej frakcji zależy głównie od wieku i pochodzenia skały. Znaczna zawartość kamieni

utrudnia uprawę mechaniczną, a w skrajnych przypadkach nawet ją wyklucza.

-Frakcja żwiru (20 -1,0 mm) zawiera mało lub zupełnie niezwietrzałe odłamki

skał i minerałów. lm żwir jest drobniejszy, tym więcej zawiera trudno wietrzeją-

cych odłamków mineralnych. Szczególnie dużo kwarcu występuje we frakcji Żwi-

ru drobnego. Duża ilość żwiru zwiększa przepuszczalność i przewiewność gleb

lekkich. Na utworach żwirowych, a zwłaszcza żwirach gliniastych posiadających

dużą zwięzłość w stanie suchym oraz lepkość w stanie wilgotnym, tworzą się gle-

by trudne do uprawy.

Części ziemiste

-Frakcja piasku (1,0- 0,1 mm) składa się głównie z trudno wietrzejących minera-

łów, takich jak kwarc, miki i skalenie. Frakcja ta wpływa rozluźniająco na glebę

czyniąc ją bardziej przepuszczalną. Gleby o dużej zawartości frakcji piasku posia-

dająjednak małą pojemność wodną i ograniczoną podsiąkalność. Równocześnie są

one ubogie w składniki pokarmowe, co sprawia, że gleby piaszczyste należą do u-

tworówo względnie małej potencjalnej żyzności.

-Frakcja pyłu (0, 1 -0,02 mm) składa się głównie z ziarn kwarcu i bezpostaciowej

krzemionki. Frakcje pyłowe, zwłaszcza w lessach, zapewniają glebie zbliżone do

optymalnych właściwości fizyczne, dobrą przepuszczalność i jednocześnie wysoką

retencję wodną. Pył drobny (0,05 -0,02 mm) wpływa dodatnio na tworzenie się

gruzełków glebowych, ale powstające agregaty wykazują zbyt małą trwałość. Gleby

o dużej zawartości pyłu charakteryzują się dużą podatnością na procesy erozji.

-II pyłowy gruby (0,02 -0,006 mm) składa się głównie z amorficznej krzemionki i

nieznacznej ilości drobnego kwarcu. Ił pyłowy gruby, występujący w niedużej ilo-

Ści, wpływa korzystnie na strukturę gleby, zwiększa jej retencję wodną i kapilar-

noŚĆ. Zbyt duża jego ilość oddziaływuje niekorzystnie na właściwości fizyczne gle-

by, powodując zagęszczenie fazy stałej, co wpływa na zmniejszenie porowatości o-

gólnej, a zwłaszcza porowatości powietrznej. Omawiana frakcja wykazuje dużą zdolność sorpcji fizycznej i zwiększa sorpcję mechaniczną, posiada jednak małe

zdolności sorpcji wymiennej kationów.

-Ił pyłowy drobny (0,006 -0,002 mm) zawiera w swym składzie głównie amorficzną

krzemionkę oraz niewielkie ilości minerałów wtórnych (ilastych), najczęściej ka-

olinitu. Frakcja ta wykazuje zbliżone właściwości fizyczne i fizykochemiczne do

frakcji iłu koloidalnego, zwłaszcza gdy w swym składzie posiada więcej minerałów

ilastych.

-Ił koloidalny « 0,002 mm) składa się głównie z produktów wietrzenia minerałów

oraz z koloidów organicznych. Występują tu: minerały ilaste, koloidalna próchnica,

połączenia organiczno-mineralne, wodorotlenki żelaza i glinu oraz małe ilości bez-

postaciowej krzemionki. Koloidalne rozmiary wymienionych składników decydują

o ich dużej aktywności w procesach chemicznych i fizykochemicznych zachodzą-

cych w glebie. Cząstki te posiadają duże zdolności sorpcji wymiennej i jednocze-

Śnie dużą molekularną pojemność wodną. Ilość i jakość iłu koloidalnego wpływa na

lepkość, zwięzłość i plastyczność gleby, a jednocześnie w Znacznym stopniu decy-

duje o składzie 1 właściwościach masy glebowej. Duża zawartość iłu koloidalnego

wpływa niekorzystnie na właściwości fizyczne gleby, czyniąc ją trudną do uprawy

zarówno w stanie suchym, jak i zbyt wilgotnym.

Wyróżnia się następujące grupy granulometryczne:

l. Utwory kamieniste -zawierają powyżej 25% frakcji kamieni. Dzielone są na:

a) utwory silnie kamieniste > 75% frakcji kamienistych,

b) utwory średnio kamieniste- 75 do 50% frakcji kamienistych,

c) utwory słabo kamieniste -50 do 25% frakcji kamienistych.

2. Żwiry -utwory zawierające ponad 50% frakcji żwirowych. Dzielone są na:

a) żwiry piaszczyste, w których części ziemiste wykazują skład granulometryczny

piasku (tj. ilość części spławialnych nie przekracza w nich 20%),

b) żwiry gliniaste, w których części ziemiste wykazują skład granulometryczny

glin (tj. ilość części spławialnych przekracza w nich 20%).

3 . Piaski -są to utwory, w których przeważa frakcja piasku, a ilość części spławialnych

w częściach ziemistych wynosi od O do 20%. Piaski dzielone są na:

a) piaski luźne, zawierające od 0 do 5% części spławialnych,

b) piaski słabogliniaste, zawierające od 5 do 10% części śpławialnych,

c) piaski gliniaste lekkie, zawierające od 10 do 15% części spławialnych,

d) piaski gliniaste mocne, zawierające od 15 do 20% części spławialnych.

Piaski zawierające 25 -40% frakcji pyłowych określane są dodatkowo jako

"pylaste", np. piasek gliniasty lekki pylasty.

4 . Pyły -są to utwory, które zawierają w częściach ziemistych ponad 40% frakcji

pyłowych ido 50% części spławialnych. Pyły dzielone są na:

a) pyły zwykłe zawierające do 35% części spławialnych,

b) pyły ilaste zawierające od 35 do 50% części spławialnych.

5. Ily -są to utwory zawierające ponad 50% części spławialnych. Nie zawierają

one prawie wcale części szkieletowych i mogą zawierać tylko niewielką

domieszkę piasku (do 9%). Wyróżnia się:

a) iły właściwe, zawierające poniżej 25% frakcji pyłowych,

b) iły pylaste -zawierające od 25% frakcji pyłowych.

6. Gliny -są to utwory różnoziarniste, zawierające w częściach ziemistych ponad

20% części spławialnych (i do 40% części pyłowych). Gliny dzielone

są na:

a) gliny lekkie -zawierające 20 do 35% frakcji spławialnych,

b) gliny średnie- zawierające od 36 do 50% frakcji spławialnych,

c) gliny ciężkie -zawierające ponad 50% części spławialnych.

Gliny zawierające 25 -40% frakcji pyłowych określane są dodatkowo jako

"pylaste", np. glina lekka pylasta.

Skład granulometryczny decyduje o trudności uprawy gleby. Pod tym kątem utwory

mineralne dzielone są na następujące kategorie ciężkości:

-gleby bardzo lekkie zawierające do 10% części spławialnych,

-gleby lekkie zawierające 11-20% części spławialnych,

-gleby średnie zawierające 21-35% części spławialnych,

-gleby ciężkie zawierające > 36% części spławialnych.

Gnejsy są jedną z ważniejszych grup skał metamorficznych. Powstały one w średnio

głębokich strefach metamorfizmu, w wyniku przeobrażenia skał magmowych przesyco-

nych i nasyconych krzemionką lub skał osadowych (ilastych, szarogłazów i arkoz). W

składzie mineralogicznym tych skał występuje: kwarc, skalenie i łyszczyki. Wyróżniają

się one charakterystyczną teksturą gnejsową, której odmiana może decydować o dodat-

kowym określeniu skały, np. gnejsy oczkowe, laminowane itp.

Z gnejsów powstają najczęściej gleby lekkie, zasobne w potas, wykazujące natomiast

niedostatek Mg, Ca i fosforu.

Łupki krystaliczne są skałami wykazującymi bardzo różnorodny skład mineralny i

chemiczny. Cechą wspólną tych skał jest charakterystyczna tekstura łupkowa oraz wyraź-

ne złupkowacenie. Często przeważa jeden składnik mineralny, nadający specyficzne wła-

ściwości skale i decydujący o jej nazwie. Do najpospolitszych należą łupki: serycytowe,

mikowe, talkowe, grafitowe.

Z łupków krystalicznych tworzą się różne gleby, których zasobność zależy od ich

składu mineralnego. Na ogół wietrzeją one łatwo, dając zwietrzelinę obfitującą w

łupkowe odłamki.

Kwarcyty (meta kwarcyty) powstają w wyniku metamorfozy piaskowców kwarco-

wych lub analogicznych mułowców. Zbudowane są głównie z kwarcu, któremu czasem

towarzyszą mniejsze ilości skaleni i łyszczyków; barwa biała z różnymi odcieniami lub

zabarwiona przez domieszki. Niekiedy zaznacza się tekstura łupkowa -mówimy wtedy o

łupkach kwarcytowych.

Kwarcyty bardzo trudno ulegają wietrzeniu dając płytkie, szkieletowe gleby, ubogie

we wszystkie składniki pokarmowe dla roślin.

Marmury powstają we wszystkich strefach metamorfizmu z przeobrażenia skał wę-

glanowych (marmury kalcytowe i marmury dolomitowe). Jeżeli skałą wyjściową był czy-

sty wapień, to marmury składają się wyłącznie z kalcytu, gdy natomiast były nią wapienie z domieszkami, to marmury zawierają ponadto łyszczyki, chloryty, kwarc, skalenie i inne minerały. Struktura ich jest krystaloblastyczna, tekstura bezładna, a barwa od białej, żółtawej, różowej do czarnej. Powstają z nich płytkie, gliniaste gleby o dużej zawartości wapnia, tzw .rędziny.

Zieleńce powstają w wyniku płytkiej metamorfozy bazaltów. Posiadają strukturę

drobnoblastyczną, teksturę łupkową, barwę ciemnozieloną z odcieniem niebieskim.

Głównymi składnikami są: albit, epidot i chloryt. Tworzą się z nich gleby gliniaste, za-

sobne w główne składniki pokarmowe dla roślin.

Fyllity powstają w wyniku płytkiej metamorfozy skał ilastych, czasem także mułow-

-ców, skał piaszczystych i arkozowych. Struktura drobnoblastyczna, tekstura łupkowa z

charakterystyczną podzielnością na cienkie płytki. Głównymi składnikami są: kwarc, se-

rycyt, chloryty. W wyniku wietrzenia fyllitów powstają gleby gliniaste, zasobne w potas,

z dużą domieszką łupkowej zwietrzeliny.

Serpentynity powstają w rezultacie metamorfozy skał ultrazasadowych (np. perydo-

tytów). Jest to skała monomineralna zbudowana z minerałów z grupy serpentynu. Wyka-

zuje strukturę drobnoblastyczną, teksturę bezładną, barwę od ciemnozielonej do brunat-

nej. Serpentynity dają w wyniku wietrzenia płytkie, silnie szkieletowe gleby o bardzo

dużej zawartości magnezu.

Amfibolity są produktami zaawansowanej metamorfozy skał magmowych typu gabra,

jak też osadowych o charakterze margli dolomitycznych. Składają się głównie z amfiboli,

plagioklazów i epidotu. Posiadają barwę ciemnozieloną do czarnej, strukturę drobnobla-

styczną, teksturę bezładną lub łupkową. Wietrzejąc dają gleby zasobne w wapń, a ubogie

w potas.

Eklogity zbudowane są z piroksenów i granatów. Są to ciemne skały o strukturze

drobnoblastycznej i teksturze bezładnej. Powstają w wyniku głębokiej metamorfozy za-

sadowych i ultrazasadowych skał magmowych.

II, Siarczki i siarkosole

Należy tu piryt i markasyt PeS2, galena PbS, sfaleryt (blenda cynkowa) ZnS i wiele

innych, mniej pospolitych minerałów. Najpowszechniej, lecz w małych ilościach, wystę-

pują siarczki żelaza (piryt i markasyt). Są to minerały typowe dla warunków redukcyj-

nych. Można je spotkać w glebach o wadliwych stosunkach powietrzno-wodnych,

tj. stale nadmiernie uwilgotnionych.

111, Halogenki (solowce)

Obejmują związki metali z chlorowcami, a zwłaszcza z chlorem, fluorem, bromem i

jodem. Reprezentowane są m.in. przez: halit NaCI, karnalit KMgCI) .6H2O, sylwin

KCI, fluoryt CaF2. Występują one niekiedy w większych skupieniach, tworząc złoża skał

osadowych, czasem eksploatowanych jako nawozy mineralne, np. karnalit, sylwin.

IV, Tlenki i wodorotlenki

I) Tlenki i wodorotlenki Fe

Tlenki i wodorotlenki żelaza występują w wielu skałach. Magnetyt PeO' Pe2O) na-

daje czarne zabarwienie bazaltom, hematyt Pe2O) -zabarwia na czerwono ryolity, mela-

tiry oraz niektóre piaskowce i zlepieńce. Na podmokłych terenach, w wyniku procesów

biochemicznych i oksydacyjnych często tworzy się limonit Pe2O)' nH2O, stanowiący

mieszaninę minerałów o różnym stopniu uwodnienia (getyt aPeOOH, lepidokrokit yPe-

OOH i inne). Związki żelaza są również pospolite w glebach, gdzie odgrywają dużą rolę

w procesach oksydoredukcyjnych. Ponadto hematyt, getyt, limonit i inne wodorotlenki

Fe nadają niektórym poziomom glebowym charakterystyczne czerwone lub brunatne

zabarwienie.

2) Tlenki i wodorotlenki Al

Występują one w silnie zwietrzałych utworach, stanowiąc główne składniki boksytów.

Reprezentowane są m.in. przez: gibbsyt AI(OH)) (zwany też hydrargillitem) i diaspor

AIOOH (określany też jako bohemit). Do tej grupy tlenków należy również korund

AI2O), który odznacza się bardzo dużą twardością.

V, Sole kwasów tlenowych

Jest to najliczniejsza gromada minerałów, dzielona na podgromady w zależności od

kwasu, którego są solami. Spośród wielu wyróżnianych podgromad najważniejsze są:

Azotany , zwane też saletrami, mają powszechne zastosowanie w rolnictwie jako na-

wozy azotowe. Reprezentowane są przez saletrę chilijską NaNO3 i saletrę indyjską

KNO3. Charakteryzują się one bardzo łatwą rozpuszczalnością, toteż w warunkach klima-

tu umiarkowanego i wilgotnego ulegają szybkiemu wymywaniu ze zwietrzelin i gleb.

Natomiast w strefach klimatu suchego tworzą na powierzchni naskorupienia i złoża osa-

dowe, eksploatowane do celów nawozowych.

2) Węglany

Z minerałów tych największe znaczenie mają: kalcyt CaCO3 i dolomit CaMg(CO3)2.

Kalcyt jest głównym minerałem wapieni, margli i marmurów. Jest on bardzo ważnym

składnikiem gleb wpływającym na szereg ich właściwości, przede wszystkim przeciw-

działającym zakwaszaniu. Charakterystycznąjego cechąjest reakcja z 10% HCI (a nawet

z kwasem octowym), podczas której wydziela się CO2, powodując tzw. "burzenie".

Z 10% HCI reaguje również dolomit, ale dopiero po sproszkowaniu (np. po zarysowaniu

ostrzem) lub po "potraktowaniu gorącym kwasem. Mniej powszechnie występującymi

węglanami są: syderyt FeCO3 i magnezyt MgCO3.

3) Siarczany

Minerały te występują głównie w skałach osadowych. Głównym przedstawicielem

siarczanów jest gips CaSO4. 2H2O, który tworzy monomineralne skały gipsowe oraz wy-

stępuje w niektórych marglach i iłach. Innymi siarczanami są: anhydryt CaSO4, baryt

BaSO4, jarozyt KFe3(OH)6(SO4)2 oraz kainit KCI. MgSO4. 3H2O. Gips znajduje zasto-

sowanie w rolnictwie przy "gipsowaniu" gleb słonych, a kainit używany jest jako nawóz

potasowo-magnezowy (tab. 4).

4) Fosforany

Należą do nich apatyty oraz fosforyty. Apatyt fluorowy Ca5F(PO4)3 stanowi

praźródło fosforu -jednego z najważniejszych składników pokarmowych roślin. Złoża

fosforytów (mieszaniny fosforanów Ca) eksploatowane sąjako surowce fosforowe (tab. 4). Do

fosforanów zaliczamy również wiwianit Fe3(PO4)2. 8H2O, który występuje w iłach, tor-

fach i rudach darniowych, w postaci niebieskich nalotów.

5) Krzemiany i glinokrzemiany

Podgromada krzemianów i glinokrzemianów stanowi najliczniejszą grupę minerałów,

odgrywających ogromną rolę w budowie skorupy ziemskiej. Należące tu minerały, takie

jak kwarc, skalenie, łyszczyki, minerały ilaste. w mniejszym stopniu pirokseny i amfi-

bole, stanowią najistotniej sze mineralne składniki materiału glebowego.

Systematyka krzemianów i glinokrzemianów opiera się na ich właściwościach krysta-

lochemicznych, tj. na budow,ie sieci krystalicznej. Jej podstawowymi elementami struktu-

ralnymi są ściśle obok siebie ułożone 4 aniony tlenu oraz zawarty między nimi kation

krzemu. Modelem przestrzennym tak ułożonego anionu [SiO4]4- jest tetraedr, czyli

czworościan foremny (rys. 1). Wewnątrz tetraedru w miejscu krzemu może występować

także glin. Różnice ładunków wywołane podstawieniem Si4+ przez AI3+ kompensowane

są przez przyłączanie dodatkowych kationów. Krzemiany, w których część anionów

[SiO4]4- jest zastąpiona anionami [A 104]5-, określane sąjako glinokrzemiany.

w zależności od sposobu łączenia tetraedrów i stopnia ich kondensacji krzemiany

dzieli się na następujące grupy:

5a) Krzemiany wyspowe

k Zawierają one nie połączone ze sobą tetraedry [SiO4]4-. Są to najprostsze wśród

l krzemianów związki, takie jak oliwiny, granaty , topaz, sillimanit, staurolit i inne.

Oliwiny -grupa minerałów będących składnikami skał magmowych niedosyconych

krzemionką. Ich przedstawicielami są: forsteryt Mg2[SiO4] oraz fojalit Fe2[SiO4].

Łatwo ulegają one wietrzeniu i z tego względu nie występują w skałach osadowych ani

w glebach.

Granaty -krzemiany Mg, Fe, Mn, Ca, Al, Cr stanowiące izostrukturalny szereg mi-

nerałów (czyli wykazujących bardzo podobną budowę, lecz różniących się składem che-

micznym). Występują ~poradycznie w skałach magmowych, osadowych oraz w niektó-

rych skałach metamorficznych.

Topaz A12(OH,F)2[SiO4J -minerał odznaczający się dużą twardością, wykorzystywany

w przemyśle jubilerskim.

Sillimanit (krzemian Al) i staurolit (uwodniony krzemian Al i Fe) są minerałami ty-

powymi dla skał metamorficznych.

5b) Krzemiany grupowe

Minerały te zawierają aniony [Si2O7J6-, powstałe wskutek kondensacji dwóch tetrae-

drÓw, posiadających jedno wspólne naroże. Należy tu m.in. epidot -krzemian Ca, Al

i Fe, występujący głównie w skałach metamorficznych.

5c) Krzemiany łańcuchowe

Zbudowane są z tetraedrów połączonych w wydłużone łańcuchy złożone z anionów

[Si2O6J4- (każdy tetraedr posiada 2 naroża wspólne z sąsiednimi tetraedrami). Do krze-

mianÓw łańcuchowych należą pirokseny: diallag Ca(Mg,Fe)[Si2O6J i augit (glino-

krzemian Ca, Mg, Ti, Al). Pirokseny występują w wielu skałach magmowych (np. diallag

jest głównym składnikiem gabra) oraz metamorficznyd1. Stosunkowo szybko ulegają one

wietrzeniu, dostarczając glebie wielu cennych składników (tab. 4).

5d) Krzemiany wstęgowe

Powstają one przez równoległe połączenie dwóch łańcuchów typu piroksenów i two-

rzą płaskie wstęgi zbudowane z anionów [Si4OlU6- .Należą tu amfibole, których przed-

stawicielem jest hornblenda (uwodniony glinokrzemian Ca, Mg, Na, K, Al). Amfibole

występują w wielu skałach magmowych oraz metamorficznych. Podobnie jak pirokseny

łatwo wietrzeją, wzbogacając materiał glebowy w składniki pokarmowe dla roślin (tab. 4).

5e) Krzemiany warstwowe

Posiadają one tetraedry połączone trzema narożami w płaską, sześcioboczną sieć,

utworzoną z warstwowych anionów [S40l0J4-. Pozostałe wierzchołki tetraedrów łączą się

z oktaedrami, tworzącymi kolejną warstwę. Krzemiany warstwowe zbudowane są z pakie-

tów utworzonych przez połączenie kolejno zmieniających się warstw tetraedrów i oktae-

drów. Należą tu m.in.: łyszczyki, niiiteraiy ilaste, chloryty, glaukonit i talk.

Łyszczyki (miki) wyróżniają się blaszkowym pokrojem, a ich najważniejszym i

przedstawicielami są:

-muskowit -uwodniony glinokrzemian Ki Al,

-serycyt -drobnołuseczkowa odmiana muskowitu,

-biotyt -uwodniony glinokrzemian K, Mg, Fe i Mn.

Wymienione łyszczyki występują powszechnie w wielu skałach. Należą do głównych

minerałów skał magmowych, są ważnymi składnikami skał metamorficznych i często

występują w skałach osadowych. Przeźroczysty muskowit jest kruchy, lecz bardzo od-

porny na wietrzenie chemiczne; łatwiej wietrzeje ciemny biotyt. Łyszczyki są pospolite w

wielu zwietrzelinach, zwracając na siebie uwagę charakterystycznym blaszkowym

kształtem i połyskliwością (tzw'. kocie złoto). Należą do ważnych minerałów występują-

cych w materiale glebowym.

Minerały ilaste powszechnie występują w wielu skałach osadowych, a należące do

nich minerały, takie jak kaolinit, illit, wermikulit i montmorillonit,są najbardziej istot-

nymi mineralnymi składnikami materiału glebowego. Powstają one najczęściej w wyniku

wietrzenia chemicznego innych krzemianów i dlatego określane sąjako minerały wtórne.

Niekiedy do minerałów ilastych zaliczane są chloryty (glinokrzemiany Mg, Fe i Al)

oraz glaukonit (uwodniony glinokrzemian K, Na, Ca, Mg, Fe i Al) -typowy minerał

środowiska morskiego, o charakterystycznym zielonym zabarwieniu.

Talk -o wzorze Mg3(OH)2[Si4Olo], wyróżnia się bardzo niską twardością. Jest

wzorcowym minerałem w skali Mohsa, w której określa twardość l.

5t) Krzemiany szkieletowe (przestł;zenne)

Stanowią one produkt najsilniejszej kondensacji tetraedrów, które łączą się narożami

równomiernie we wszystkich kierunkach. W ten sposób każdy atom tlenu występujący w

narożu jest wspólny dla dwóch tetraedrów. Większość krzemianów szkieletowych sta-

nowią glinokrzemiany, które zbudowane są z anionów [(Al,Si)xO2x]-il. Należą tutaj mine-

raly z grupy krzemionki, skalenie oraz skaleniowce.

Minerały z grupy krzemionki (SiO2)

Minerały te reprezentowane są przez kwarc, chalcedon i opal.

Kwarc , o wzorze SiO2, jest jednym z najbardziej rozpowszechnionych minerałów.

W dużych ilościach występuje w skałach magmowych przesyconych krzemionką, jest

częstym składnikiem skał metamorficznych, a także tworzy samodzielne żyły przecinają-

ce inne utwory. Kwarc jest głównym minerałem skał osadowych okruchowych, niemal

wyłącznym składnikiem niektórych piasków i piaskowców. Jego okruchy mogą wykazy-

wać różny stopień rozdrobnienia; od bardzo drobnych ziarn występujących w iłach do

dużych odłamków żwirowych i kamienistych. Kwarc charakteryzuje się największą spo-

śród minerałów skałotwórczych odpornością na wietrzenie, co decyduje, iż jest on domi-

nującym składnikiem materiału glebowego.

Odmiany zabarwione kwarcu wykorzystywane są jako kamienie ozdobne (np. ame-

tyst, cytryn, kwarc dymny, kwarc różowy).

Chalcedon stanowi skrytokrystaliczną odmianę kwarcu. Posiada wiele odmian o róż-

nym zabarwieniu (np. agat, chryzopraz).

Opal , o wzorze SiO2 .nH2O, jest koloidalną, bezpostaciową krzemionką zawierającą

zmienne ilości wody.

Skalenie

Są to glinokrzemiany K, Na i Ca. Dzielone są na skalenie potasowe i plagioklazy,

czyli skalenie sodowo-wapniowe. Często używane jest określenie skalenie alkaliczne, do

których zalicza się skalenie potasowe i albit.

Do skaleni potasowych należą ortoklaz i mikroklin . Oba minerały posiadają wzór

K[AlSi3O8], różnią się natomiast budową krystalograficzną.

Plagioklazy stanowią szereg izomorficzny 'minerał ÓW, które wykazują podobne wła-

ŚciwoŚci krystalograficzne, lecz różnią się składem chemicznym. Stanowią one mieszani-

nę glinokrzemianu sodu (albit) i wapnia (anortyt).

Plagioklazy zasobne w albit określane sąjako plagioklazy kwaśne (albit, oligoklaz,

andezyn), a zasobne w anortyt- jako plagioklazy zasadowe (labrador, bytownit, anortyt).

Skalenie są głównymi minerałami skał magmowych, stanowiąc często ponad 50% ich

składu mineralogicznego. Na podstawie obecności skaleni potasowych i poszczególnych

plagioklazów wyróżniane są klasy systematyczne skał magmowych. Skalenie występują

też w wielu skałach metamorficznych i osadowych. Należą one do minerałów bardziej

odpornych na wietrzenie i są ważnymi składnikami materiału glebowego. Skalenie pota-

sowe są bardziej odporne na wietrzenie od plagioklazów, z których najszybciej rozpadają

się plagioklazy zasadowe. W wyniku wietrzenia skaleni -gleby wzbogacają się w potas i

wapń.

Skaleniowce

Pod względem chemicznym skaleniowce są uboższe od skaleni w krzemionkę. Należy

tu leucyt K(AISi2O6J i nefelin KNa3(AISiO4J4. Skaleniowce występują w skałach mag-

mowych nie dosyconych krzemionką. Bardzo łatwo ulegają one wietrzeniu, stąd rzadko

spotykane są w glebach.

VI. Minerały organiczne

Należą tu:

-sole kwasów organicznych, np. szczawiany;

-węglowodory, wśród których występują składniki węgli, torfów, ropy naftowej itp.;

-kompleksy organiczno-mineralne, do których zaliczyć można występujące w gle-

bach substancje próchniczno-mineralne.

Minerały ilaste dzieli się na podstawie budowy na:

-dwuwarstwowe:

grupa kaolinitu (kandyty) -kaolinit, hydrohaloizyt, dickit,

-trójwarstwowe:

grupa hydromik- illit, hydromuskowit,

grupa montmorillonitu (smektyty) -montmorillonit, beidellit,

grupa wermikulitu -wermikulit.

W minerałach dwuwarstwowych poszczególne pakiety związane są trwale wiąza-

niami wodorowymi (wodór z grup OH oktaedrów). Wiązania te są na tyle silne, że nie

dopuszczają do zwiększania przestrzeni międzypakietowych kandytów, uniemożliwiają

wchodzenie wody i dodatkowych kationów. Zdolności sorpcyjne tych minerałów ograni-

czone są tylko do ich powierzchni zewnętrmych.

Odmienne właściwości posiadają minerały trójwarstwowe .

W pakietach illitu około 20% Si4+ jest zastąpione przez AP+. Wywołane tym podsta-

wieniem ładunki ujemne są rekompensowane występującymi w przestrzeniach międzypa-

kietowych jonami potasu. Wielkość promienia jonowego potasu zbliżona jest do odległo-

Ści międzypakietowej, dzięki czemu jony te są zasorbowane trwale, usztywniają sąsiadu-

jące pakiety i uniemożliwiają wchodzenie wody. Struktura illitu nie jest zatem rozciągli-

wa, a związane jony potasu nie są dostępne dla roślin. Sorbowanie zachodzi tu głównie

na powierzchni zewnętrmej minerału.

Struktura wermikulitu jest do pewnego stopnia rozciągliwa. W przestrzeniach mię-

d z y pakietowych, oprócz jonów Mg2+ równoważących ujemny ładunek pakietów, miesz-

czą się dwie warstwy cząsteczek wody. Dzięki temu kationy wymienne mogą być sorbo-

wane również w przestrzeniach międzypakietowych.

Pomiędzy pakietami montmorillonitu występują słabe siły międzycząsteczkowe (siły

van der Waalsa), które nie są w stanie przeciwdziałać wnikaniu wody i innych kationów.

Odległości rniędzypakietowe tego minerału mogą się zwiększać nawet ponad 2-krotnie.

Łatwość, z jaką woda wnika i opuszcza przestrzenie międzypakietowe montmorillonitu,

jest powodem dużych zmian objętości tego minerału. Duża zawartość montmorillonitu w

glebach przyczynia się do wzrostu ich zdolności do pęcznienia i kurczliwości, a także

plastyczności i lepkości.

Skały okruchowe

Skały okruchowe dzieli się na:

-luźne,

-scementowane.

Skały o dużej zawartości cząstek ilastych trudno zdecydowanie zaliczyć do jednej z

wyżej wymienionych grup, ze względu na odmienne zachowanie w stanie suchym

(zwięzłe) i wilgotnym (plastyczne). Łupki ilaste wykazują wprawdzie właściwości takie

jak skały scementowane, lecz diageneza skał ilastych powodowana jest zagęszczeniem

cząstek, a nie cementacją.

W gleboznawstwie najczęściej do skał luźnych zalicza się iły i gliny, a do skał sce-

mentowanych- łupki ilaste i iłołupki.

Niezależnie od podziału na skały luźne i scementowane, skały okruchowe dzieli się

wg struktury, tj. wielkości dominujących okruchów na następujące grupy (tab. 6):

-grubookruchowe (psefity) -w których dominują okruchy większe od 2 mm,

- średniookruchowe (psamity) -dominują okruchy od 2 do 0,1 mm,

- drobnookruchowe (aleuryty) -dominują okruchy od 0,1 mm do 0,01 mm,

-bardzo drobnoziarniste (pelity) -dominują cząstki mniejsze niż 0,01 mm,

- różnoziarniste ( okruchowo-pelitowe ) -gdy występują nie przesortowane okruchy

wymieszane z częściami pelitowymi.

Skały grubookruchowe (psefity)

Reprezentowane są przez gruzy (ostrokrawędziste) i żwiry (okruchy obtoczone).

Żwiry najczęściej są pochodzenia zwałowego, aluwialnego lub fluwioglacjalnego.

Występują one lokalnie w różnych rejonach Polski. Tworzą się z nich gleby o niskiej

wartości użytkowej, trudne do uprawy, mało żyzne i suche.

Skały średniookruchowe (psarnity)

Skały te określane sąjako piaski. Występują one dość powszechnie na terenie Pol-

ski jako skały macierzyste wielu gleb. Według Polskiego Towarzystwa Gleboznawcze-

go piaski są to psa mity zawierające do 20% tzw .części spławialnych, tj. mniejszych od

0,02 mm. Wartość glebotwórcza tych utworów zależy od ich genezy .

Piaski eoliczne są dobrze obtoczone i przesortowane (prawie wyłącznie piasek drob-

noziarnisty), a ziarna ich mają matową powierzchnię. Na ogół wykazują warstwowanie

krzyżowe lub przekątne. Charakteryzują się dość zróżnicowanym składem mineralnym i

dlatego wykazują na ogół żółtawe zabarwienie.

Piaski aluwialne są średnio obtoczone, błyszczące, warstwowane, a w obrębie war-

stwy dość dobrze wysortowane. Piaski aluwialne wykazująjasną lub białą barwę pocho-

dzącą od dobrze przemytych ziarn kwarcu. Są one ubogie w tlenki i wodorotlenki żelaza,

skalenie, minerały ilaste oraz inne składniki.

Piaski zwałowe występują dość powszechnie na terenie Polski. Są one nie wysorto-

wane, nie wykazują warstwowania, a obok okruchów obtoczonych występują ziarna

ostrokrawędziste. Materiał zwałowy w porównaniu z innymi zwietrzelinami jest bogatszy

w niektóre ważne z punktu widzenia rolniczego składniki, np. Ca, Mg, K, P.

Piaski fluwioglacjalne są bardzo rozpowszechnione na terenie naszego kraju. Cha-

rakteryzują się słabym obtoczeniem, wykazują warstwowanie oraz mniejsze w porówna-

niu z utworami aluwialnymi wysortowanie i przemycie.

Wartość glebotwórcza piasków jest na ogół niska. Stanowią one skałę macierzystą

gleb lekkich, ubogich w składniki pokarmowe dla roślin. Charakteryzują się bardzo małą

retencją wodną. Piaski przedstawiają tym niższą wartość rolniczą, im bardziej są wysor-

towane. Stąd też najwyższą wartość glebotwórczą posiadają piaski zwałowe, a najniższą

wysortowane piaski eoliczne (!1p. piaski wydmowe) bądź przemyte piaski pochodzenia

wodnego. Z tych względów najczęściej nie są one zagospodarowane rolniczo i stanowią

naturalne siedliska dużych kompleksów leśnych. Puszcza Kurpiowska, Piska, Augustow-

ska, Bory Tucholskie oraz Rzepińskie występują na olbrzymich polach sandrowych.

Puszcze: Kampinoska, Sandomierska i Kozienicka, Bory Nadnoteckie, Zielonogórskie i

Dolnośląskie związane są natomiast z dużymi obszarami występowania piasków fluwio-

glacjalnych i aluwialnych.

Skały drobnookruchowe (aleuryty)

Do skał drobnookruchowych zaliczamy pyły, wśród których największe znaczenie

mają pyły pochodzenia wodnego (aluwialne i fluwioglacjalne) oraz eolicznego.

Pyły fluwioglacjalne powstają w wyniku przesortowania utworów zwałowych i in-

nych, a następnie przetransportowania ich przez wody polodowcowe i osadzenia w doli-

nach rzecznych i obniżeniach terenowych.

Pyły aluwialne osadzają się głównie w dolnym biegu rzek (np. na Żuławach) i od-

znaczają się dużą zasobnością w składniki pokarmowe dla roślin. Występująca w nich

często duża zawartość ziarn drobnych (mniejszych od 0,01 mm) wpływa na wadliwe sto-

sunki powietrzno-wodne. Niemniej stanowią one dobrą skałę macierzystą gleb.

Lessy są pyłami pochodzenia eolicznego, o barwie żółtej i odznaczają się piono,

łupliwością oraz brakiem warstwowania. Typowy less składa się z kwarcu (60-70%),

glinokrzemianów (20-30%), węglanów (8-12%), wodorotlenków żelaza i glinu oraz mi-

nerałów ilastych. Ziarna lessu są na ogół ostrokrawędziste, co przyczynia się do wy-

kształcenia dużej porowatości. W naturalnych odsłonięciach lessu widoczne są często

konkrecje węglanowe (tzw. laleczki lub kukiełki lessowe) oraz pionowe kanaliki po ro-

ślinności zasypywanej przez osadzany materiał lessowy .Osady lessowe wykazują bardzo

dobre właściwości fizyczne (zwłaszcza zdolności do magazynowania dużych zapasów

wody) i dobre właściwości fizykochemiczne, toteż stanowią jedną z najwartościowszych

skał macierzystych gleb. Mankamentem gleb lessowych jest stosunkowo łatwa podatność

na erozję. Lessy i utwory lessopodobne występują na Wyżynie Lubelskiej, Kielecko-

-Sandomierskiej i Miechowskiej, w pasie pogórzy przedkarpackich, na Płaskowyżu

Głubczyckim, Rybnickim oraz na Przedgórzu Sudeckim i Wzgórzach Trzebnickich.

Skały bardzo drobnoziarniste (pelity)

Obejmują one iły, które zawierają znaczne ilości drobnodyspresyjnych cząstek, będą-

cych głównie produktami wietrzenia chemicznego (minerały ilaste). Poszczególne ele-

menty skały są tak małe, że nie można ich makroskopowo rozróżnić.

Podziału iłów dokonuje się najczęściej w oparciu o ich genezę. Mogą być one utwo-

rami rezydualnymi, lecz przeważnie powstają w środowisku wodnym, w wyniku proce-

sów transportu i sedymentacji, np. iły rzeczne, jeziorne itp.

Iły rezydualne stanowią produkty chemicznego wietrzenia skał zasobnych w glino-

krzemiany (skalenie, łyszczyki, amfibole i inne). Przykładem rezydualnych skał ilastych

są skaolinizowane części masywów granitowych, np. złoża kaolinitu w Jaroszowie koło

Strzegomia. .

Iły pochodzenia lodowcowego reprezentowane są przez iły zastoiskowe (warwowe),

tworzące się w jeziorach zastoiskowych w pobliżu krawędzi ustępującego lądolodu.

Składają się one z naprzemianległych jaśniejszych (letnich) i ciemniejszych (zimowych)

warstewek o kilkumilimetrowej grubości. Warstwy ciemniejsze osadzone zimą są cień-

sze, a ich zabarwienie pochodzi od szczątków organicznych i tlenków żelaza. Wśród

składników ilastych dominuje w nich illit. Zawierają również dużo kalcytu (do 35%). W

Polsce występują one niezbyt dużymi płatami w pasie nizin oraz na pojezierzach.

Iły pochodzenia jeziornego reprezentowane są przez tzw. iły poznańskie, które po-

wstały w rozległym jeziorzysku słodkowodnym w trzeciorzędzie. Wykazują szare, zie-

lonkawe, niebieskawe lub brunatnawe zabarwienie. Są ubogie w węglany, a dominującym

w nich minerałem jest illit.

Z iłów różnej genezy powstają gleby zasobne, lecz o niekorzystnych właściwościach

fizycznych, słabej przewiewności i przepuszczalności. Są trudne do uprawy (lepkie i ma-

Żące wstanie wilgotnym i silnie zwięzłe wstanie suchym). Duże zdolności pęcznienia i

kurczenia się iłów w trakcie nawilgatniania i wysychania -dodatkowo obniżają ich war-

tość rolniczą.

Skały okruchowo-pelitowe (różnoziarniste)

Do utworów tych zaliczamy gliny. Obok dużej zawartości części spławialnych

(wg Polskiego Towarzystwa Gleboznawczego ponad 20%), gliny zawierają domieszkę

większych ziarn allogenicznych, często widocznych gołym okiem. Należą zatem do

utworów różnoziarnistych. Zawartość większych okruchów i drobnych części może być

zróżnicowana, dlatego też gliny dzielone są w zależności od udziału części spławialnych.

Gliny mogą wykazywać różną genezę (rezydulane, deluwialne i inne), jednak największe znaczenie glebotwórcze mają pospolite na dużych obszarach Polski gliny zwałowe. Osadzone one były przez lodowiec plejstoceński, głównie w postaci moreny dennej.

Są to utwory charakteryzujące się złym wysortowaniem ziarn, wśród których występują otoczaki oraz fragmenty słabo obtoczonych bloków skalnych. Gliny zwałowe zawierają

często znaczne ilości węglanu wapnia.

Z glin zwałowych tworzą się gleby dobre i bardzo dobre, a ich skład chemiczny w po-

równaniu np. z utworami rezydualnymi jest bogatszy w niektóre ważne z rolniczego punktu widzenia składniki (np. P, Ca, Mg, K). Wartość glebotwórcza glin zwałowych związana jest z różnym wiekiem osadów. Najstarsze utwory związane ze zlodowaceniem krakowskim występują na niewielkich obszarach w Kotlinie Sandomierskiej. Uległy one silnemu rozmyciu i zwietrzeniu w okresach międzylodowcowych, a podczas następnych zlodowaceń nastąpiło dalsze pogorszenie ich wartości, związane ze spiaszczeniem i odwapnieniem. Mniej zdegradowane są gliny zlodowacenia środkowopolskiego, występujące na terenie nizin. Niemniej, strefa odwapnienia i spiaszczenia tych osadów jest często głębsza niż miąższość profilu glebowego. Najmłodsze gliny, związane ze zlodowaceniem bałtyckim, występują na terenie pobrzeża iw pasie pojezierzy. Są to utwory przeważnie nie wykazujące spiaszczenia i odwapnienia, co decyduje o ich bardzo wysokiej wartości glebotwórczej.

1.4.4.2. Skały okruchowe scementowane

Skały scementowane powstają w wyniku diagenezy (najczęściej cementacji) skał

okruchowych luźnych. Spoiwo (lepiszcze) może być:

-detrytyczne, gdy główną masę wypełniającą stanowi drobnoziarnisty, wzajemnie

zazębiający się materiał okruchowy;

-chemiczne, które powstaje przez wytrącanie masy cementującej na drodze pro-

cesÓw chemicznych. W zależności od składu chemicznego wyróżnia się następujące

rodzaje lepiszcza chemicznego:

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

-margliste -złożone z kalcytu i minerałów ilastych, o barwie jasnej lub szarej,

burzące z HCI i pozostawiające osad po wyburzeniu,

-dolomityczne -złożone z dolomitu, o jasnej barwie, burzące z HCI ną gorąco

lub na zimno po sproszkowaniu,

-żelaziste -złożone z tlenków i wodorotlenków żelaza, o charakterystycznym

czerwonym lub brunatnym zabarwieniu,

-krzemionkowe -złożone z chalcedonu, opalu, o jasnej barwie i dużej zwięzłości,

-ilaste -złożone z minerałów ilastych, o małej zwięzłości,

-glaukonitowe -złożone z glaukonitu, o charakterystycznym zielonym zabarwieniu.

Rodzaj substancji wiążącej okruchy wpływa istotnie na wartość g]ebotwórczą skały.

Lepiszcze krzemionkowe przyczynia się do zwiększenia odporności skały na wietrzenie.

Ze skał takich powstają na ogół g]eby płytkie, ubogie w składniki pokarmowe d]a roś]in.

Ze skał o ]episzczu węg]anowym ]ub ilastym znacznie szybciej tworzą się zwietrze]iny,

które są głębsze i zasobniejsze w składniki minera]ne. Wartość g]ebotwórcza skał sce-

mentowanych, podobnie jak wszystkich okruchowych, za]eży także od rodzaju okruchów

budujących skałę. lm bardziej urozmaicony jest skład minera]ny okruchów, tym zwie-

trze]iny są bogatsze w składniki pokarmowe d]a roś]in.

Do najważniejszych skał scementowanych należą:

z]epieńce i brekcje, piaskowce (kwarcowe, arkozy i szarogłazy), mułowce łupki ilaste i iłołupki.

Zlepieńce (okruchy obtoczone) i brekcje (ostrokrawędziste okruchy) stanowią sce-

mentowane odpowiedniki żwirów i gruzów. G]eby powstające ze skał gruboziarnistych

scementowanych mają najczęściej charakter żwirów g]iniastych, a ich wartość w dużej

mierze warunkuje rodzaj lepiszcza.

Zlepieńce występują w małych i]ościach w Sudetach, Karpatach i Górach Świę-

tokrzyskich.

Piaskowce powstają w wyniku diagenezy piasków. Zależnie od składu minera]nego

wyróżnia się piaskowce kwarcowe, arkozy i szarogłazy .

Piaskowce kwarcowe , zbudowane głównie z dobrze obtoczonych i wysortowanych

ziarn kwarcu (około 80%), są najpowszechniejsze. Piaskowce kwarcowe o spoiwie

krzemionkowym, które u]egły rekrysta]izacji, zwane są piaskowcami kwarcytowymi

a]bo ortokwarcytami. Są to skały bardzo odporne na wietrzenie, z których powstają sil-

nie szkie]etowe, płytkie i bardzo ubogie g]eby.

Arkozy są odmianą piaskowców zawierającą ponad 20% skalenia potasowego.

Szarogłazy składają się z ostrokrawędzistych, si]nie ze sobą scementowanych okru-

chów skał drobnoziarnistych, ziarn minerałów ciemnych, kwarcu, łyszczyków i skaleni.

Barwa ich jest szara do prawie czarnej, a spoiwo najczęściej ilasto-krzemionkowe.

Z piaskowców tworzą się zwietrze]iny na ogół piaszczyste, o niezbyt wysokiej warto-

ści glebotwórczej, zróżnicowanej jednak w zależności od rodzaju okruchów i lepiszcza.

Piaskowce występują dość powszechnie na terenie Sudetów, Karpat, Gór Świętokrzy-

skich i na wyżynach. Szczegó]nie ]iczne odmiany tych skał znane są z Karpat fliszowych.

Flisz jest to zespół naprzemianległych warstw zlepieńców, piaskowców, pyłowców i łup-

ków ilastych, który w Karpatach posiada decydujące znaczenie jako skała macierzysta

gleb.

Mułowce mają zbliżony skład mineralny do piaskowców, ale zawierają więcej mine-

rałów ilastych. Charakteryzują się silniejszym scementowaniem i często ciemniejszym

zabarwieniem. Mułowce występują sporadycznie na telenach górskich.

Łupki ilaste , zwane niekiedy ilołupkami, powstają w wyniku sprasowania

(złupkowacenia) iłów pod wpływem nacisku warstw nadległych. Silnie sprasowane łupki, dzielące się na równe płyty, noszą nazwę łupków dachówkowych.

Minerały ilaste dzieli się na podstawie budowy na:

-dwuwarstwowe:

grupa kaolinitu (kandyty) -kaolinit, hydrohaloizyt, dickit,

-trójwarstwowe:

grupa hydromik- illit, hydromuskowit,

grupa montmorillonitu (smektyty) -montmorillonit, beidellit,

grupa wermikulitu -wermikulit.

W minerałach dwuwarstwowych poszczególne pakiety związane są trwale wiąza-

niami wodorowymi (wodór z grup OH oktaedrów). Wiązania te są na tyle silne, że nie

dopuszczają do zwiększania przestrzeni międzypakietowych kandytów, uniemożliwiają

wchodzenie wody i dodatkowych kationów. Zdolności sorpcyjne tych minerałów ograni-

czone są tylko do ich powierzchni zewnętrmych.

Odmienne właściwości posiadają minerały trójwarstwowe .

W pakietach illitu około 20% Si4+ jest zastąpione przez AP+. Wywołane tym podsta-

wieniem ładunki ujemne są rekompensowane występującymi w przestrzeniach międzypa-

kietowych jonami potasu. Wielkość promienia jonowego potasu zbliżona jest do odległo-

Ści międzypakietowej, dzięki czemu jony te są zasorbowane trwale, usztywniają sąsiadu-

jące pakiety i uniemożliwiają wchodzenie wody. Struktura illitu nie jest zatem rozciągli-

wa, a związane jony potasu nie są dostępne dla roślin. Sorbowanie zachodzi tu głównie

na powierzchni zewnętrmej minerału.

Struktura wermikulitu jest do pewnego stopnia rozciągliwa. W przestrzeniach mię-

d z y pakietowych, oprócz jonów Mg2+ równoważących ujemny ładunek pakietów, miesz-

czą się dwie warstwy cząsteczek wody. Dzięki temu kationy wymienne mogą być sorbo-

wane również w przestrzeniach międzypakietowych.

Pomiędzy pakietami montmorillonitu występują słabe siły międzycząsteczkowe (siły

van der Waalsa), które nie są w stanie przeciwdziałać wnikaniu wody i innych kationów.

Odległości rniędzypakietowe tego minerału mogą się zwiększać nawet ponad 2-krotnie.

Łatwość, z jaką woda wnika i opuszcza przestrzenie międzypakietowe montmorillonitu,

jest powodem dużych zmian objętości tego minerału. Duża zawartość montmorillonitu w

glebach przyczynia się do wzrostu ich zdolności do pęcznienia i kurczliwości, a także

plastyczności i lepkości.

Skały okruchowe

Skały okruchowe dzieli się na:

-luźne,

-scementowane.

Skały o dużej zawartości cząstek ilastych trudno zdecydowanie zaliczyć do jednej z

wyżej wymienionych grup, ze względu na odmienne zachowanie w stanie suchym

(zwięzłe) i wilgotnym (plastyczne). Łupki ilaste wykazują wprawdzie właściwości takie

jak skały scementowane, lecz diageneza skał ilastych powodowana jest zagęszczeniem

cząstek, a nie cementacją.

W gleboznawstwie najczęściej do skał luźnych zalicza się iły i gliny, a do skał sce-

mentowanych- łupki ilaste i iłołupki.

Niezależnie od podziału na skały luźne i scementowane, skały okruchowe dzieli się

wg struktury, tj. wielkości dominujących okruchów na następujące grupy (tab. 6):

-grubookruchowe (psefity) -w których dominują okruchy większe od 2 mm,

- średniookruchowe (psamity) -dominują okruchy od 2 do 0,1 mm,

- drobnookruchowe (aleuryty) -dominują okruchy od 0,1 mm do 0,01 mm,

-bardzo drobnoziarniste (pelity) -dominują cząstki mniejsze niż 0,01 mm,

- różnoziarniste ( okruchowo-pelitowe ) -gdy występują nie przesortowane okruchy

wymieszane z częściami pelitowymi.

Skały grubookruchowe (psefity)

Reprezentowane są przez gruzy (ostrokrawędziste) i żwiry (okruchy obtoczone).

Żwiry najczęściej są pochodzenia zwałowego, aluwialnego lub fluwioglacjalnego.

Występują one lokalnie w różnych rejonach Polski. Tworzą się z nich gleby o niskiej

wartości użytkowej, trudne do uprawy, mało żyzne i suche.

Skały średniookruchowe (psarnity)

Skały te określane sąjako piaski. Występują one dość powszechnie na terenie Pol-

ski jako skały macierzyste wielu gleb. Według Polskiego Towarzystwa Gleboznawcze-

go piaski są to psa mity zawierające do 20% tzw .części spławialnych, tj. mniejszych od

0,02 mm. Wartość glebotwórcza tych utworów zależy od ich genezy .

Piaski eoliczne są dobrze obtoczone i przesortowane (prawie wyłącznie piasek drob-

noziarnisty), a ziarna ich mają matową powierzchnię. Na ogół wykazują warstwowanie

krzyżowe lub przekątne. Charakteryzują się dość zróżnicowanym składem mineralnym i

dlatego wykazują na ogół żółtawe zabarwienie.

Piaski aluwialne są średnio obtoczone, błyszczące, warstwowane, a w obrębie war-

stwy dość dobrze wysortowane. Piaski aluwialne wykazująjasną lub białą barwę pocho-

dzącą od dobrze przemytych ziarn kwarcu. Są one ubogie w tlenki i wodorotlenki żelaza,

skalenie, minerały ilaste oraz inne składniki.

Piaski zwałowe występują dość powszechnie na terenie Polski. Są one nie wysorto-

wane, nie wykazują warstwowania, a obok okruchów obtoczonych występują ziarna

ostrokrawędziste. Materiał zwałowy w porównaniu z innymi zwietrzelinami jest bogatszy

w niektóre ważne z punktu widzenia rolniczego składniki, np. Ca, Mg, K, P.

Piaski fluwioglacjalne są bardzo rozpowszechnione na terenie naszego kraju. Cha-

rakteryzują się słabym obtoczeniem, wykazują warstwowanie oraz mniejsze w porówna-

niu z utworami aluwialnymi wysortowanie i przemycie.

Wartość glebotwórcza piasków jest na ogół niska. Stanowią one skałę macierzystą

gleb lekkich, ubogich w składniki pokarmowe dla roślin. Charakteryzują się bardzo małą

retencją wodną. Piaski przedstawiają tym niższą wartość rolniczą, im bardziej są wysor-

towane. Stąd też najwyższą wartość glebotwórczą posiadają piaski zwałowe, a najniższą

wysortowane piaski eoliczne (!1p. piaski wydmowe) bądź przemyte piaski pochodzenia

wodnego. Z tych względów najczęściej nie są one zagospodarowane rolniczo i stanowią

naturalne siedliska dużych kompleksów leśnych. Puszcza Kurpiowska, Piska, Augustow-

ska, Bory Tucholskie oraz Rzepińskie występują na olbrzymich polach sandrowych.

Puszcze: Kampinoska, Sandomierska i Kozienicka, Bory Nadnoteckie, Zielonogórskie i

Dolnośląskie związane są natomiast z dużymi obszarami występowania piasków fluwio-

glacjalnych i aluwialnych.

Skały drobnookruchowe (aleuryty)

Do skał drobnookruchowych zaliczamy pyły, wśród których największe znaczenie

mają pyły pochodzenia wodnego (aluwialne i fluwioglacjalne) oraz eolicznego.

Pyły fluwioglacjalne powstają w wyniku przesortowania utworów zwałowych i in-

nych, a następnie przetransportowania ich przez wody polodowcowe i osadzenia w doli-

nach rzecznych i obniżeniach terenowych.

Pyły aluwialne osadzają się głównie w dolnym biegu rzek (np. na Żuławach) i od-

znaczają się dużą zasobnością w składniki pokarmowe dla roślin. Występująca w nich

często duża zawartość ziarn drobnych (mniejszych od 0,01 mm) wpływa na wadliwe sto-

sunki powietrzno-wodne. Niemniej stanowią one dobrą skałę macierzystą gleb.

Lessy są pyłami pochodzenia eolicznego, o barwie żółtej i odznaczają się piono,

łupliwością oraz brakiem warstwowania. Typowy less składa się z kwarcu (60-70%),

glinokrzemianów (20-30%), węglanów (8-12%), wodorotlenków żelaza i glinu oraz mi-

nerałów ilastych. Ziarna lessu są na ogół ostrokrawędziste, co przyczynia się do wy-

kształcenia dużej porowatości. W naturalnych odsłonięciach lessu widoczne są często

konkrecje węglanowe (tzw. laleczki lub kukiełki lessowe) oraz pionowe kanaliki po ro-

ślinności zasypywanej przez osadzany materiał lessowy .Osady lessowe wykazują bardzo

dobre właściwości fizyczne (zwłaszcza zdolności do magazynowania dużych zapasów

wody) i dobre właściwości fizykochemiczne, toteż stanowią jedną z najwartościowszych

skał macierzystych gleb. Mankamentem gleb lessowych jest stosunkowo łatwa podatność

na erozję. Lessy i utwory lessopodobne występują na Wyżynie Lubelskiej, Kielecko-

-Sandomierskiej i Miechowskiej, w pasie pogórzy przedkarpackich, na Płaskowyżu

Głubczyckim, Rybnickim oraz na Przedgórzu Sudeckim i Wzgórzach Trzebnickich.

Skały bardzo drobnoziarniste (pelity)

Obejmują one iły, które zawierają znaczne ilości drobnodyspresyjnych cząstek, będą-

cych głównie produktami wietrzenia chemicznego (minerały ilaste). Poszczególne ele-

menty skały są tak małe, że nie można ich makroskopowo rozróżnić.

Podziału iłów dokonuje się najczęściej w oparciu o ich genezę. Mogą być one utwo-

rami rezydualnymi, lecz przeważnie powstają w środowisku wodnym, w wyniku proce-

sów transportu i sedymentacji, np. iły rzeczne, jeziorne itp.

Iły rezydualne stanowią produkty chemicznego wietrzenia skał zasobnych w glino-

krzemiany (skalenie, łyszczyki, amfibole i inne). Przykładem rezydualnych skał ilastych

są skaolinizowane części masywów granitowych, np. złoża kaolinitu w Jaroszowie koło

Strzegomia. .

Iły pochodzenia lodowcowego reprezentowane są przez iły zastoiskowe (warwowe),

tworzące się w jeziorach zastoiskowych w pobliżu krawędzi ustępującego lądolodu.

Składają się one z naprzemianległych jaśniejszych (letnich) i ciemniejszych (zimowych)

warstewek o kilkumilimetrowej grubości. Warstwy ciemniejsze osadzone zimą są cień-

sze, a ich zabarwienie pochodzi od szczątków organicznych i tlenków żelaza. Wśród

składników ilastych dominuje w nich illit. Zawierają również dużo kalcytu (do 35%). W

Polsce występują one niezbyt dużymi płatami w pasie nizin oraz na pojezierzach.

Iły pochodzenia jeziornego reprezentowane są przez tzw. iły poznańskie, które po-

wstały w rozległym jeziorzysku słodkowodnym w trzeciorzędzie. Wykazują szare, zie-

lonkawe, niebieskawe lub brunatnawe zabarwienie. Są ubogie w węglany, a dominującym

w nich minerałem jest illit.

Z iłów różnej genezy powstają gleby zasobne, lecz o niekorzystnych właściwościach

fizycznych, słabej przewiewności i przepuszczalności. Są trudne do uprawy (lepkie i ma-

Żące wstanie wilgotnym i silnie zwięzłe wstanie suchym). Duże zdolności pęcznienia i

kurczenia się iłów w trakcie nawilgatniania i wysychania -dodatkowo obniżają ich war-

tość rolniczą.

Skały okruchowo-pelitowe (różnoziarniste)

Do utworów tych zaliczamy gliny. Obok dużej zawartości części spławialnych

(wg Polskiego Towarzystwa Gleboznawczego ponad 20%), gliny zawierają domieszkę

większych ziarn allogenicznych, często widocznych gołym okiem. Należą zatem do

utworów różnoziarnistych. Zawartość większych okruchów i drobnych części może być

zróżnicowana, dlatego też gliny dzielone są w zależności od udziału części spławialnych.

Gliny mogą wykazywać różną genezę (rezydulane, deluwialne i inne), jednak największe znaczenie glebotwórcze mają pospolite na dużych obszarach Polski gliny zwałowe. Osadzone one były przez lodowiec plejstoceński, głównie w postaci moreny dennej.

Są to utwory charakteryzujące się złym wysortowaniem ziarn, wśród których występują otoczaki oraz fragmenty słabo obtoczonych bloków skalnych. Gliny zwałowe zawierają

często znaczne ilości węglanu wapnia.

Z glin zwałowych tworzą się gleby dobre i bardzo dobre, a ich skład chemiczny w po-

równaniu np. z utworami rezydualnymi jest bogatszy w niektóre ważne z rolniczego punktu widzenia składniki (np. P, Ca, Mg, K). Wartość glebotwórcza glin zwałowych związana jest z różnym wiekiem osadów. Najstarsze utwory związane ze zlodowaceniem krakowskim występują na niewielkich obszarach w Kotlinie Sandomierskiej. Uległy one silnemu rozmyciu i zwietrzeniu w okresach międzylodowcowych, a podczas następnych zlodowaceń nastąpiło dalsze pogorszenie ich wartości, związane ze spiaszczeniem i odwapnieniem. Mniej zdegradowane są gliny zlodowacenia środkowopolskiego, występujące na terenie nizin. Niemniej, strefa odwapnienia i spiaszczenia tych osadów jest często głębsza niż miąższość profilu glebowego. Najmłodsze gliny, związane ze zlodowaceniem bałtyckim, występują na terenie pobrzeża iw pasie pojezierzy. Są to utwory przeważnie nie wykazujące spiaszczenia i odwapnienia, co decyduje o ich bardzo wysokiej wartości glebotwórczej.

1.4.4.2. Skały okruchowe scementowane

Skały scementowane powstają w wyniku diagenezy (najczęściej cementacji) skał

okruchowych luźnych. Spoiwo (lepiszcze) może być:

-detrytyczne, gdy główną masę wypełniającą stanowi drobnoziarnisty, wzajemnie

zazębiający się materiał okruchowy;

-chemiczne, które powstaje przez wytrącanie masy cementującej na drodze pro-

cesÓw chemicznych. W zależności od składu chemicznego wyróżnia się następujące

rodzaje lepiszcza chemicznego:

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

-margliste -złożone z kalcytu i minerałów ilastych, o barwie jasnej lub szarej,

burzące z HCI i pozostawiające osad po wyburzeniu,

-dolomityczne -złożone z dolomitu, o jasnej barwie, burzące z HCI ną gorąco

lub na zimno po sproszkowaniu,

-żelaziste -złożone z tlenków i wodorotlenków żelaza, o charakterystycznym

czerwonym lub brunatnym zabarwieniu,

-krzemionkowe -złożone z chalcedonu, opalu, o jasnej barwie i dużej zwięzłości,

-ilaste -złożone z minerałów ilastych, o małej zwięzłości,

-glaukonitowe -złożone z glaukonitu, o charakterystycznym zielonym zabarwieniu.

Rodzaj substancji wiążącej okruchy wpływa istotnie na wartość g]ebotwórczą skały.

Lepiszcze krzemionkowe przyczynia się do zwiększenia odporności skały na wietrzenie.

Ze skał takich powstają na ogół g]eby płytkie, ubogie w składniki pokarmowe d]a roś]in.

Ze skał o ]episzczu węg]anowym ]ub ilastym znacznie szybciej tworzą się zwietrze]iny,

które są głębsze i zasobniejsze w składniki minera]ne. Wartość g]ebotwórcza skał sce-

mentowanych, podobnie jak wszystkich okruchowych, za]eży także od rodzaju okruchów

budujących skałę. lm bardziej urozmaicony jest skład minera]ny okruchów, tym zwie-

trze]iny są bogatsze w składniki pokarmowe d]a roś]in.

Do najważniejszych skał scementowanych należą:

z]epieńce i brekcje, piaskowce (kwarcowe, arkozy i szarogłazy), mułowce łupki ilaste i iłołupki.

Zlepieńce (okruchy obtoczone) i brekcje (ostrokrawędziste okruchy) stanowią sce-

mentowane odpowiedniki żwirów i gruzów. G]eby powstające ze skał gruboziarnistych

scementowanych mają najczęściej charakter żwirów g]iniastych, a ich wartość w dużej

mierze warunkuje rodzaj lepiszcza.

Zlepieńce występują w małych i]ościach w Sudetach, Karpatach i Górach Świę-

tokrzyskich.

Piaskowce powstają w wyniku diagenezy piasków. Zależnie od składu minera]nego

wyróżnia się piaskowce kwarcowe, arkozy i szarogłazy .

Piaskowce kwarcowe , zbudowane głównie z dobrze obtoczonych i wysortowanych

ziarn kwarcu (około 80%), są najpowszechniejsze. Piaskowce kwarcowe o spoiwie

krzemionkowym, które u]egły rekrysta]izacji, zwane są piaskowcami kwarcytowymi

a]bo ortokwarcytami. Są to skały bardzo odporne na wietrzenie, z których powstają sil-

nie szkie]etowe, płytkie i bardzo ubogie g]eby.

Arkozy są odmianą piaskowców zawierającą ponad 20% skalenia potasowego.

Szarogłazy składają się z ostrokrawędzistych, si]nie ze sobą scementowanych okru-

chów skał drobnoziarnistych, ziarn minerałów ciemnych, kwarcu, łyszczyków i skaleni.

Barwa ich jest szara do prawie czarnej, a spoiwo najczęściej ilasto-krzemionkowe.

Z piaskowców tworzą się zwietrze]iny na ogół piaszczyste, o niezbyt wysokiej warto-

ści glebotwórczej, zróżnicowanej jednak w zależności od rodzaju okruchów i lepiszcza.

Piaskowce występują dość powszechnie na terenie Sudetów, Karpat, Gór Świętokrzy-

skich i na wyżynach. Szczegó]nie ]iczne odmiany tych skał znane są z Karpat fliszowych.

Flisz jest to zespół naprzemianległych warstw zlepieńców, piaskowców, pyłowców i łup-

ków ilastych, który w Karpatach posiada decydujące znaczenie jako skała macierzysta

gleb.

Mułowce mają zbliżony skład mineralny do piaskowców, ale zawierają więcej mine-

rałów ilastych. Charakteryzują się silniejszym scementowaniem i często ciemniejszym

zabarwieniem. Mułowce występują sporadycznie na telenach górskich.

Łupki ilaste , zwane niekiedy ilołupkami, powstają w wyniku sprasowania

(złupkowacenia) iłów pod wpływem nacisku warstw nadległych. Silnie sprasowane łupki, dzielące się na równe płyty, noszą nazwę łupków dachówkowych.

Skały magmowe

Skały bardzo nie dosycone krzemionką

Klasa perydotytu

Należą tu wyłącznie skały głębinowe zbudowane głównie z oliwinów i piroksenów.

Perydotyt, piroksenit i dunit to ciemne skały występujące na niewielkich obszarach

.w Sudetach (Góry Bialskie, Rudawy Janowickie), okolice Sobótki, gdzie towarzyszą

skałom z klasy gabra i bazaltu. Ze względu na skład mineralny (duża zawartość oliwinu),

gleby utworzone z tych skał charakteryzują się znaczną zawartością magnezu.

Skały nasycone krzemionką

Klasa gabra i bazaltu

Są to skały zasadowe, zbudowane głównie z plagioklazów zasadowych (labrador -

bytownit) oraz piroksenów (diallag, czasem augit).

Gabro – skała głębinowa posiadająca barwę ciemnozieloną do prawie czarnej, wy-

kazująca strukturę jawnokrystaliczną gruboziarnistą, a teksturę masywną i bezładną. Z

gabra powstają na ogół gleby głębokie, gliniaste, zasobne w Fe, Mg, Ca, P, wykazujące

jednak często niedostateczną zawartość potasu. Skały te występują w Sudetach (większy

masyw koło Nowej Rudy), masyw Ślęży.

Bazalt – skała wylewna wykazująca strukturę skrytokrystaliczną (rzadko porfirową z

prakryształami oliwinów). Odznacza się charakterystyczną czarną barwą spowodowaną

występowaniem małych ilości silnie rozproszonego magnetytu. Bazalt, obok granitu, jest

najpospolitszą skała magmową. Skały te wietrzeją nieco wolniej od gabra, dając gleby

gliniaste i pyłowe zasobne w składniki pokarmowe dla roślin. Występują one w wielu

miejscach Dolnego Śląska, od zachodniej granicy Polski po okolice Opola, tworząc z

innymi skałami wylewnymi tzw .trzeciorzędową formację bazaltową.

Starsze (paleozoiczne), nieco jaśniejsze odmiany bazaltu, często czerwonawo zabar-

wione oraz wykazujące migdałowcową teksturę, znane są jako melafiry (paleobazalty).

Klasa diorytu i andezytu

Obejmuje skały zaliczane pod względem składu chemicznego do obojętnych, zbudowane głównie z plagioklazów zasobnych w albit (oligoklaz -andezyn) i hornblendy.

Dioryt – skała głębinowa o barwiesząrej lub ,ciemnosząręj, strukturze jawnokrystalicznej dronoziarnistej i teksturze masywnej, bezładnej. Dioryty przeważnie towarzyszą

masywom granitowym lub gabrowym, tworząc lokalne wystąpienia. Ze skał tych powsta-

ją gleby gliniaste zasobne w Fe, Mg, Ca, z dostateczną ilością K i P.

Andezyt -skała wylewna, o barwie szarej oraz strukturze porfirowej z makroskopowo widocznymi prakryształami amfiboli (hornblenda) i plagioklazów. Stosunkowo łatwo

ulegają wietrzeniu, dając gleby gliniaste, zasobne w składniki pokarmowe. Andezyty wy-

stępują w niewielkich masywach ciągnących się wzdłuż Pienin oraz w Karpatach fliszo-

wych.

Klasa monozonitu i latytu.

Do klasy tej należą skały obojętne, zbudowane głównie z plagioklazów (andezyn -

labrador) i skalenia potasowego, a także hornblendy i biotytu.

Monozonity i sjenodioryty -są skałami głębinowymi o barwie szarej, czasem ciemnoszarej, wyraźnie wykształconej strukturze średnioziarnistej i teksturze bezładnej.

W sjenodiorycie plagioklazy znacznie przeważają nad skaleniem potasowym. Ze skał

tych powstają gleby gliniaste, zasobne w składniki pokarmowe dla roślin. Sjenodioryty

występują w okolicy Niemczy oraz w masywie Kłodzko-Złotostockim.

Niektóre sjenodioryty (np. z okolic Niemczy) mylnie zaliczano dawniej do klasy sje-

nitu i trachitu, do której należą znacznie rzadziej występujące skały, zbudowane głów-

nie ze skalenia potasowego oraz mniejszych ilości plagioklazów, hornblendy i biotytu.

Latyty i inne skały wylewne tej klasy różnią się między sobą ilościowym udziałem

plagioklazów, skaleni alkalicznych oraz minerałów ciemnych. Występują one lokalnie w

Sudetach, stanowiąc razem ze skałami wylewnymi innych klas tzw .trzeciorzędową for-

macją bazaltową.

Skały przesycone krzemionką

Klasa granitu i ryolitu

Klasę tę stanowią skały kwaśne zbudowane ze skalenia potasowego, plagioklazów

kwaśnych, kwarcu i łyszczyków.

Granity są przedstawicielami najbardziej rozpowszechnionych skał magmowych,

tzw. granitoidów. Nazwą tą określa się grupę podobnych do granitu skał głębinowych, o

charakterystycznej jasnej barwie, masywnej i bezładnej teksturze oraz bardzo dobrze

wykształconej strukturze jawnokrystalicznej (drobno-, średnio- bądź gruboziarnistej). W

odmianach średnio- i gruboziarnistych wyraźnie widać kryształy jasnych skaleni (w niektórych granitoidach, np. z Karkonoszy, można odróżnić różowy ortoklaz i białe plagioklazy kwaśne), szarego kwarcu (podobnego do kryształków lodu) i czarnego biotytu. Najczęstsze są skały biotytowe, spotyka się też granitoidy muskowitowe lub dwułyszczykowe. Granitoidy należą do kilku klas wyróżnianych w obrębie skał przesyconych krzemionką, a różnią się rodzajem dominujących skaleni oraz ilością kwarcu (należą tu skały wykazujące nawet poniżej 65% SiO2). Tworzą się z nich na ogół gleby lekkie, zasobne w K i ubogie w Fe, Mg, Ca oraz P. Granitoidy gruboziarniste łatwiej ulegają wietrzeniu niż odmiany drobnoziarniste i dają gleby głębsze.

Granitoidy występują na Dolnym Śląsku w postaci potężnych masywów (np. masyw

Strzelin-Otmuchów, masyw Strzegom-Sobótka, masyw Karkonoszy), lokalnych wystąpień (np. granit Kudowy) oraz w Tatrach. .

Ryolity i inne odpowiedniki wylewne granitoidów mają teksturę masywną, bezładną

lub kierunkową oraz strukturę skrytokrystaliczną lub porfirową. Są one znacznie słabiej

rozpowszechnione niż granitoidy. Ustalenie ich składu mineralnego nie zawsze jest możliwe, ze względu na bardzo drobnoziarniste wykształcenie tła skalnego lub występowanie szkliwa. Dla starszych skał wylewnych tej klasy stosowane były nazwy porfir lub porfir kwarcowy. Wulkaniczne skały przesycone krzemionką są nieco ciemniejsze od granitoidów wskutek dodatku bardzo rozproszonych ciemnych minerałów, a związki żelaza, w tym hematyt, nadają im często czerwonawe zabarwienie. Ze skał wylewnych zbliżonych do ryolitów powstają najczęściej gleby lekkie, bogate w potas, lecz wykazujące niedobór Ca, Mg i P. Występują one na Dolnym Śląsku między Kłodzkiem, Wałbrzychem i Kamienną Górą, w okolicy Złotoryi, Lwówka, Jawora, a także w okolicy Krzeszowa k. Krakowa.

Skały węglanowe

Reprezentowane są one głównie przez wapienie, margle, dolomity i opoki.

W zależności od zawartości głównych składników skały węglanowe stanowią szereg

skał o właściwościach pośrednich, np. wapień marglisty, margiel ilasty, wapień dolomi-

tyczny, dolomit wapnisty i inne. Stanowią one również formy przejściowe do skał okru-

chowych, np. wapień piaszczysty, piaskowiec wapnisty, margiel piaszczysty, margiel ila-

sty i inne (rys. 5).

Wapienie -powstają przeważnie w wyniku nagromadzenia węglanowych szczątków

zwierząt, niekiedy również roślin, na dnie zbiorników morskich i śródlądowych. Głów-

nym minerałem tych skał jest kalcyt (ponad 90%). Wapienie są na ogół białe, lecz często

zawierają domieszki (np. kwarc, gips, minerały ilaste, hematyt) nadające im szare, żółta-

we, kremowe, różowe, a nawet czarne zabarwienie. Cechą charakterystyczną, ułatwiającą

ich rozpoznanie, jest burzliwa reakcja z 10% HC1, a nawet z kwasem octowym. Nazwy

wapieni tworzy się w zależności od okresu geologic7;nego, w którym zostały utworzone

(np. triasowe, jurajskie, kredowe, trzeciorzędowe) oraz w zależności od dominujących

szczątków organicznych, np. krynoidowe (szczątki liliowców), numulitowe (szczątki du-

Żych otwornic), koralowe, litotamniowe (szczątki glonów) itp. Wapienie zbudowane ze

szczątków organizmów osiadłych budujących rafy określane są jako wapienie rafowe,

wśród których występują bardzo drobnoziarniste odmiany zwane wapieniami płytowymi.

Do wapieni bogatych w skorupy ślimaków, ramienionogów, mszywiołów, otwornic i

innych organizmów stosuje się nazwę zlep muszlowy (muszlowiec).

Kreda pisząca jest miękkim, łatwo brudzącym palce, białym wapieniem złożonym

głównie ze szczątków organizmów planktonicznych (głównie wiciowców), małych

otwornic i pelitowego kalcytu. W Polsce występuje m.in. na WyŻynie Lubelskiej.

Wapienie pochodzenia chemicznego są niezbyt rozpowszechnioną gruPą skał, należą

tum.in.: martwica wapienna, trawertyn i kreda jeziorna. .

Martwica wapienna jest jasną, porowatą skałą utworzoną wskutek wytrącania kalcy-

tu z wód źródlanych lub rzecznych, np. przy wodospadach. W wapieniach tych występują ~

dobrze zachowane części roślin, skorupki ślimaków i innych zwierząt, gdyż osadzający

się na nich węglan wapnia zachowuje ich kształty. Bardziej zwięzłe odmiany martwicy

wapiennej określane sąjako trawertyn.

Kreda jeziorna jest szarą, czasem białą skałą, zbudowaną ze szlamu węglanowego

wytrąconego z wody jeziornej. Często zawiera pewną ilość minerałów ilastych.

Margle są skałami pośrednimi między skałami węglanowymi a okruchowymi. Zbu-

t dowane są głównie z kalcytu (50-75% wg Czermińskiego, 33-67% wg Smulikowskiego),

r( któremu t~war~szą rnniejsze.ilośc.i dolon:łitu, syderytu oraz minerałów i!astych. Mar~le

mogą zaWlerac ponadto domieszki materIału okruchowego, którego zwiększony udział

prowadzi do utworzenia odmian piaszczystych lub piaskowców marglistych. Cechą cha-

rakterystyczną tych skał jest burzenie z HCI, podczas którego wytrąca się i pozostaje osad

minerałów ilastych. .

Dolomity są skałami pochodzenia chemicznego zbudowanymi przede wszystkim z

dolomitu. Rozpoznać je można po burzliwej reakcji z 10% HC1, ale tylko na gorąco lub

po sproszkowaniu. Posiadają barwy jasne, czasem są zabarwione na różne odcienie i naj-

częŚciej wykazują strukturę pelitową lub krystaliczną.

Opoki są osadami przejściowymi między wapieniami i skałami krzemionkowymi. Są

zasobne w skrytokrystaliczną krzemionkę rozproszoną wśród składników węglanowych.

Opoki są jaśniejsze od margli, często z niebieskawym odcieniem pochodzącym od

sproszkowanego pirytu. Opoki, w których krzemionka jest pochodzenia organicznego

(np. igły gąbek, szkieleciki okrzemek), określane sąjako gezy wapienne.

Skały krzemionkowe

Należą tu m.in. gezy i opoki lekkie.

Gezy są skałami organogenicznymi zbudowanymi z detrytycznego kwarcu, organicz-

nej krzemionki (igły gąbek, szkieleciki radiolarii i okrzemek) oraz domieszek glaukonitu,

minerałów ilastych i tlenków żelaza.

Opoki lekkie są skałami krzemionkowymi powstałymi w wyniku odwapnienia opok.

W Polsce skały krzemionkowe występują głównie na Roztoczu iw Karpatach.

Torfy

Skały te powstają współcześnie w wyniku nagromadzenia szczątków obumarłych

roślin na obszarach nadmiernie uwilgotnionych oraz w wyniku zarastania jezior.

Wyróżnia się torfy niskie, przejściowe i wysokie.

Torfy niskie powstają zwykle w dolinach rzek i jezior przy udziale wód przepływo-

wych, wykazując znaczny stopień zamulenia. Tworzą się przeważnie z takich roślin, jak

turzyce, olchy itp. Charakteryzują się ciemnobrunatną lub czarną barwą i dość zbitą kon-

systencją. W zależności od stopnia rozkładu zawierają mniej lub bardziej widoczne

szczątki roślinne.

Torfy wysokie tworzą się na wododziałach iw zagłębieniach bezodpływowych, przy

udziale wody ubogiej w tlen i związki mineralne. Powstają one przede wszystkim w wy-

niku nagromadzenia obumarłych mchów sfaganowych, wełnianki jtp. roślinności. W od-

różnieniu od torfów niskich torfy wysokie sąjasnobrunatne, posiadają luźną konsystencję

i zawierają szczątki roślin słabo rozłożone, które decydują o ich biomorficznej strukturze.

Odczyn ich jest przeważnie silnie kwaśny.

Torfy przejściowe charakteryzują się pośrednimi właściwościami pomiędzy torfami

niskimi i wysokimi. W ich podłożu leży zazwyczaj torf niski.

Ewaporaty

Należą tu złoża gipsu, anhydrytu, halitu, soli potasowych i inne. Powstają w zbiorni-

kach wodnych po wytrąceniu skał węglanowych, gdy po odparowaniu wody składniki

mineralne ulegają dalszej koncentracji. Ewaporaty mogą mieć charakter monomineralny

(np. gipsy, anhydryty, halit) lub wielomineralny, (np. sole potasowo-magnezowe).

Znaczenie glebotwórcze posiadają gipsy, z których tworzą się rędziny gipsowe. Wy-

stępują one w Niecce Nidziańskiej. Ewaporaty wpływają czasami na tworzenie się gleb

słonych (np. na Kujawach).

Skały żelaziste

Utwory te są osadami o różnorodnym składzie chemicznym, zawierającymi ponad

15% żelaza. Najpowszechniejszymi skałami tej grupy są żelaziaki brunatne (limonity).

Skały te tworzą się lokalnie na terenach podmokłych, bagnistych i określane są też jako

ruda darniowa, błotna, jeziorna. Głównym ich składnikiem są wodorotlenki żelaza o

różnym stopniu uwodnienia (limonit). Towarzyszą im substancje ilaste oraz wiwianit.

Związki wapnia w glebie mogą występować w różnych formach. Spotykamy je w postaci

minerałów (np. kalcyt, aragonit, plagioklazy, fosforyty, gips itp.), soli rozpuszczalnych

(np. Ca(HCO3)z), połączeń próchniczno-mineralnych (np. Ca-humiany) oraz kationów związa-

nych ""Yrlliennie przez kompleks sorpcyjny. Forma węglanowa spotykana jes~ w postaci

odłamków wapieni, kalcytu albo wytrąceń i konkrecji powstających w procesie karbonatyzacji.

W warunkach klimatycznych Polski węglan wapnia występuje w poziomach po-

wierzchniowych gleb bardzo rzadko, p<?nieważ z reguły został przemieszczony i wypłu-

kany do głębszych poziomów. Głębokość jego występowania w profilu może być wyra-

zem stopnia wyługowania gleb, które zachodzi głównie pod wpływem wzrostu zakwa-

szenia oraz zstępującego kierunku ruchu wody. CaCO3jest składnikiem gleby charaktery-

zującym się wysoką dynamiką. Pod wpływem opadów atmosferycznych i dużej ilości

COz w powietrzu glebowym -przechodzi w rozpuszczalny Ca(HCO3)z, który jest łatwo

""Yrllywany z gleby. Z 1 ha gleby rocznie wymywane jest przeciętnie 150-400 kg CaO.

Dzięki łatwości przechodzenia w formy rozpuszczalne węglan wapniowy wzbogaca roz-

twór. glebowy i kompleks sorpcyjny w jony Ca +z zapobiegające zakwaszeniu gleby oraz

sprzyja powstaniu Ca-humianów. Połączenia wapnia ze związkami próchniczymi ulega-

jąc koagulacji, a następnie de hydratacji, przyczyniają się do sklejania rozdrobnionych

cząsteczek masy glebowej. Dzięki tym zjawiskom powstają w glebie agregaty struktural-

ne zwiększające przepuszczalność gleb ciężkich i zmniejszające ją w glebach lekkich.

Polepszają się w ten sposób stosunki powietrzno-wodne oraz właściwości cieplne gleb.

Korzystniejszy ich układ zwiększa aktywność biologiczną gleb, co powoduje wzrost za-

sobności w przyswajalne składniki pokarmowe. Wapń stymuluje szczególnie rozwój

bakterii wolno żyjących (rodzaj Azotobacter) i współżyjących w symbiozie z roślinami

motylkowymi (rodz. Rhizobium), które wiążą wolny azot atmosferyczny.

Występujący w glebie węglan wapnia tworzy z HzCO3 ,znajdującym się w roztworze,

układ buforowy przeciwdziałający nagłym zmianom odczynu. Aktywność CaCO3 zależy

od postaci, w jakiej występuje w glebie. Najbardziej aktywne są świeże wytrącenia"silnie

zdyspergowane, inkrustujące masę glebową, a z reguły najmniej aktywne są okruchy wa-

pieni, zwłaszcza triasowych. Występowanie CaCO3 w masie glebowej informuje nas o

wielu wspomnianych właściwościach gleby, dlatego ilościowe jego oznaczenie stosuje się

powszechnie w badaniach terenowych i laboratoryjnych.

w warunkach terenowych, na podstawie intensywności burzenia, można określać w I

przybliżeniu zawartość CaCO3: !

-brak burzenia, gleba zawiera poniżej 1% CaCO3,

-słabe burzenie, gleba zawiera 1-3% CaCO3,

-silne i'krótkie burzenie, gleba zawiera 3-5% CaCOJ,

-silne i długotrwałe burzenie, gleba zawiera powyżej 5% CaCOJ.

W metodach wagowych CO2 absorbowany jest w U-rurkach wypełnionych wapnem

sodowym lub roztworem KOR. Ilość CaCOJ obliczamy na podstawie przyrostu masy

sp6wodowanej absorpcją CO2.

Metody objętościowe polegają na określaniu objętości wydzielonego CO2, która po

uwzględnieniu temperatury i ciśnienia stanowi podstawę wyliczania zawartości CaCOJ.

Metody objętościowe ze względu na łatwość oznaczania są powszechnie używane w la-

boratoriach gleboznawczo-rolniczych. Najczęściej stosowana jest w naszym kraju metoda

objętościowaScheiblera.

Oznaczenie węglanu wapnia metodą objętościową Scheiblera

Przeprowadzamy je w aparacie Scheibleraskładającym się z dwóch połączonych ze

sobą szklanych rur, wypełnionych barwną cieczą (rys. 20). Wydzielony w trakcie rozkła-

du CaCOJ dwutlenek węgla wypycha ciecz z kalibrowanego ramienia U-rurki, zajmując

jej objętość. Dokładna jej wartość zależy od ciśnienia atmosferycznego i temperatury.

Uwzględniając te parametry, na podstawie odpowiednich tablic odczytuje się ilość Ca-

COJ (w mg) odpowiadającą 1 cmJ wydzielonego CO2 i oblicza zawartość węglanu

wapnia w glebie.

Wykonanie oznaczenia:

-próbkę gleby ucieramy w moździerzu, przesiewamy przez sito o <I> 1 mm;

-w częściach ziemistych określamy orientacyjnie zawartość CaCOJ przez dodanie

kilku kropli 10% RCI do próbki gleby umieszczonej na szkiełku zegarkowym;

-w zależności od przybliżonej zawartości CaCOJ odważamy odpowiednią naważkę

gleby (od 1 g dla gleb silnie węglanowych do 20 lub więcej g dla gleb nisko węgla-

nowych) i umieszczamy ją w naczyńku reakcyjnym;

-doprowadzamy poziom cieczy w obu ramionach U-rurki do zera na skali, za pomo-

cą naczynia z zabarwionym płynem, podłączonego do ramienia niekalibrowanego,

po czym kranikiem trójdrożnym zamykamy wlot do rurki pomiarowej i otwieramy

wylot na zewnątrz;

-do małego naczyńka umocowanego w korku wlać pipetą przez boczny otwór

10 cmJ 10% RCI i umieścić je szczelnie wewnątrz naczyńka reakcyjnego;

-przekręcić kranik trójdrożny tak, aby wydzielający się CO2 przechodził do rurki

pomiarowej;

-trzymając naczynie reakcyjne z glebą dwoma palcami za szyjkę, przechylić ją wy-

lewając powoli RCI z naczyńka umieszczonego w korku i wytrząsać tak długo, aż

przestanie wydzielać się CO2;

-gdy w ramieniu kalibrowanym poziom cieczy nie ulega obniżeniu (co świadczy o

zakończeniu przebiegu reakcji), wyrównujemy poziomy płynów w obu ramionach U-

rurki i dokonujemy odczytu objętości wydzielonego CO2, uwzględniając jednocześnie

aktualną temperaturę i ciśnienie panujące w laboratorium;

-znając temperaturę i ciśnienie na podstawie tabeli 31 określamy współczynnik ~ a,

który wskazuje nam, ilu mg CaCOJ odpowiada 1 cmJ wydzielonego w tych

warunkach CO .

2,

-obliczamy zawartość CaCOJ w badanej próbce na podstawie wzoru:

Odczyn określa wzajemny udział jonów wodorowych do wodorotlenowych w roztworze.

Woda w niewielkim stopniu ulega dysocjacji, przy czym w temp. 22°C stopień dysocjacji

Iwody destylowanej stanowi jedną dziesięciomilionową część gramocząsteczki na 1 dcm3,

czyli l. 10-7 gramocząsteczki. Oznacza to, że w każdych 10 milionach litrów wody jest

zdysocjowana jedna gramocząsteczka, czyli 18 g wody. Ponieważ z każdej cząsteczki

wody ulegającej rozpadowi tworzy się 1 jon H+ i 1 jon OH-, to stężenie tych jonów bę-

dzie zawsze równe:

Odczyn gleby określany jest na podstawie pH oznaczanego w wodzie destylowanej

lub w roztworze IN KCI. Jest on bardzo ważną właściwością, ponieważ decyduje o

przebiegu wielu procesów glebowych oraz wpływa na kształtowanie żyzności gleby.

Wyróżnia się następujące rodzaje odczynu gleb:

w warunkach klimatycznych Polski następuje zakwaszanie środowiska glebowego.

Do głównych przyczyn powodujących wzrost jonów wodorowych w glebie należą:

-działalność fizjologiczna organizmów glebowych, wydzielających duże ilości CO2

oraz produkujących kwasy organiczne w procesach przemian substancji organicznej;

-warunki klimatyczne, w szczególności klimat humidowy i umiarkowanie wilgotny

(charakterystyczny dla naszej strefy), w których zaznacza się przewaga kierunku

zstępującego ruchu wody, powodująca wymywanie łatwo rozpuszczalnych składników o

charakterze alkalicznym;

-stosowanie nawozów mineralnych, a zwłaszcza fizjologicznie kwaśnych,

np. (NH4)2SO4, z których rośliny pobierająjon NH4+, wymieniając go najon H+;

-emitowanie przez zakłady przemysłowe tlenków, np. SO2, SO3, NO2, które dostając

się do gleby z opadami, powodująjej zakwaszenie (kwaśne deszcze).

Wzrostowi jonów wodorotlenowych w glebie sprzyjają głównie:

-warunki klimatyczne, np. klimat aridowy (suchy) charakterystyczny dla strefy pu-

stynnej i półpustynnej, w którym parowanie przewyższa ilość wody opadowej. W

tych warunkach zachodzi gromadzenie składników alkalicznych w glebie;

-stosowanie nawozów wapniowych i fizjologicznie zasadowych, np. NaNO3,

Ca(NO3)2;

-emitowanie przez zakłady przemysłowe, np. cementownie, dużych ilości pyłów

zawierając;ych CaO.

6.6.1. Formy występowania jonów wodorowych i rodzaje kwasowości

Jony H+, podobnie jak inne kationy, mogą występować w glebie w formie wolnej

lub związanej w tzw. kompleksie sorpcyjnym, który tworzą wszystkie koloidy glebo-

we, głównie związki próchniczne i minerały ilaste. Wykazują one na Qgół ładunek

ujemny i z tego względu przyciągają i przytrzymują na swojej powierzchni jony do-

datnie, czyli kationy wodoru i metali. Między kompleksem sorpcyjnym a roztworem

glebowym zachodzi nieustanna wymiana kationów, zmierzająca do wyrównywania ich

stężeń w roztworze.

Pojęcie kwasowości gleby łączy się ściśle z odczynem, aczkolwiek znaczenie

tych terminów jest nieco inne. Kwasowość gleby oznacza stężenie jonów wodoro-

wych w roztworze glebowym i wyrażana jest w milirównoważnikach na 100 g gleby.

Tak więc gleby o odczynie obojętnym, a nawet zasadowym, mogą wykazywać pewną

kwasowość.

w gleboznawstwie wyróżnia się kwasowość:

-czynną, wywołaną obecnością wolnych jonów wodoro~h w roztworze glebowym,

-potencjalną, spowodowaną obecnością jonów W i Al związanych z kompleksem

sorpcyjnym gleby. Obecność tych jonów ujawnia się dopiero w środowisku roztwo-

rów soli obojętnych (kwasowość wymienna) lub hydrolizujących zasadowo

(kwasowość hydrolityczna).

Kwasowość wymienna ujawnia się w wyniku traktowania gleby roztworem soli

obojętnej, np. 1 N KCI i związana jest z pojawieniem się w roztworze jonów W wypar-

tych przez jony K+ z kompleksu sorpcyjnego oraz przez jony H+ powstałe w wyniku hy-

drolizy wypartych jonów AIJ+ :

Z reakcji tych wynika, iż zawarte w kompleksie sorpcyjnym jony H+ i AI+3 przyczy-

niają się do wzrostu stężenia H+ w roztworze KCI. Roztwór takiej soli zdolny jest wy-

przeć tylko pewną ilość kationów H+ i AIJ+ słabiej związanych z kompleksem sorpcyj-

nym, głównie przez wiązania odpowiadające ładunkom trwałym.

Kwasowość hydrolityczna związana jest z obecnością jonów H+ w kompleksie

sorpcyjnym, które są z niego wypierane dopiero przez kationy soli hydrolizujących zasa-

dowo. Ujawnia się ona w wyniku traktowania gleby I N octanem sodu lub wapnia, przy

czym wypierany z kompleksu sorpcyjnego jon W tworzy zresztą CH3COO- słabo zdy-

.socjowany kwas octowy wg reakcji:

6 .6.2. Oznaczanie odczynu gleb .,

I

Odczyn gleby możemy określić na podstawie oznaczenia ich pH za pomocą metod: 1

kolorymetrycznych i potencjometrycznych.

Metody kolorymetryczne polegają na wykorzystaniu indykatorów lub ich mieszanin,

które zmieniają swoje zabarwienie w zależności od stężenia aktywnych jonów H+. ozna-

czenie pH polega na porównaniu barwy wskaźnika, po dodaniu odpowiedniej jego ilości

do gleby, z barwą skali wzorcowej. Oznaczenie to ma jedynie charakter orientacyjny,

pozwalając określić pH w granicach 4 -8, ale jest całkowicie wystarczające dla potrzeb j

badań polowych. ,

Metody potencjometryczne polegają na pomiarze różnicy potencjałów, jaka powstaje

w ogniwie złożonym z 2 elektrod: porównawczej, o stałym potencjale oraz pomiarowej,

której potencjał jest zależny od stężenia jonów W. Jako porównawczą najczęściej stosuje

się elektrodę kalomelową, a jako pomiarową- elektrodę szklaną.

Obecnie używa się elektrody zespolone, w których w jednej obudowie znajdują się

elektrody: kalomelowa i szklana lub chlorosrebrowa (porównawcza) i szklana

(pomiarowa). Pomiar pH wykonuje się w zawiesinie glebowej sporządzonej w stosunku

l: 2,5 (np. 10 g gleby i 25 cm3 H2O).

W glebach torfowych pH oznacza się w próbkach świeżych, sporządzając zawiesinę

I: 10. Suszenie bowiem gleb torfowych powodować może obniżenie ich pH, związane z

procesami utleniania siarki. ,~i'

Kolorymetryczne oznaczanie pH pehametrem HeIliga 1\;

Niewielką ilość gleby umieszczamy przy użyciu łyżeczki w okrągłym wgłębieniu

płytki porcelanowej (rys. 22) i dodajemy kroplami wskaźnik HeIliga. Po zamieszaniu

ruchem okrężnym, odczekujemy 2-3 minuty i przechylamy płytkę, tak aby wprowadzić

barwny wskaźnik do rowka połączonego z wgłębieniem. Porównujemy zabarwienie

wskaźnika z barwną skalą umieszczoną na płytce i odczytujemy wartość pH gleby z do-

kładnoŚcią ok. 0,5 jednostki.

Przygotowanie wskaźnika Helliga:

-0, 1 g czerwieni metylowej rozetrzeć bardzo drobno w moździerzu. Z odmierzonych

100 cm3 alkoholu etylowego 96% wlać 2-3 cm3 do moździerza i rozpuścić czer-

wień metylową. Następnie roztwór wskaźnika przenieść do kolby miarowej o poj.

500 cm3, spłukując moździerz resztką alkoholu, dodać 3,7 cm3 0, IN roztworu

Na OH i dopełnić wodą destylowaną do kreski;

-0, l g błękitu bromotymolowego rozpuścić w zlewce w 52 cm3 alkoholu etylowego

96%, przenieść do kolby miarowej na 250 cm3, dodać 1,6 cm3 0, l Na OH i dopełnić

wodą destylowaną do kreski;

-Obydwa wskaźniki zmieszać w kolbie o pojemności 1 dcm3 w stosunku 2: 1 (2 cz.

czerwieni metylowej i 1 cz. błękitu bromotymolowego). Prawidłowo przygotowany

wskaźnik Helliga powinien mieć barwę zgniłozieloną, Jeśli zabarwienie jest zielono-

-trawiaste, należy dodać parę kropel O,IN HCI. Gdy roztwór jest bardziej żółty, do-

daje się parę kropel O,IN Na OH. Sporządzony wskaźnik przechowywać należy

w butlach szczelnie zamkniętych, wykonanych z ciemnego szkła.

Oznaczanie ph w H2O metodą potencjometryczną

Odważyć 10 g gleby powietrznie suchej, przesianej przez sito o średnicy oczek I mm

i przenieść do zlewki o pojemności 50 cm3. Dodać 25 cm3 wody destylowanej, zamieszać

i pozostawić do następnego dnia. Po 20 godz. wykonać odczyt na pehametrze. W tym

celu należy włączyć pehametr na ok. 15 min przed pomiarem, nastawić gałkę na właściwą

temperaturę pomiaru, a wskazówkę miernika pH na 7. Podłączyć elektrody do odpo-

wiednich gniazdek i opłukać je wodą destylowaną. Zanurzyć elektrodę zespoloną w roz-

tworze buforowym o znanym pH, włączyć miernik pH i gałką kompensacyjną ustawić

wskazówkę pehametru na określoną wartość pH buforu. Po ustawieniu pH buforu wyłą-

czamy gałką miernik pH, a elektrody opłukujemy H2O destylowaną. Do określenia pra-

widłowości pomiarów używamy drugiego buforu o znanym pH. Elektrody opłukujemy

wodą destylowaną z tryskawki, zanurzamy w zawiesinie glebowej i przełącznik ustawia-

my na odpowiedni zakres pomiarowy .Po ustaleniu się położenia wskazówki na skali od-

czytujemy pH, przełącznik pomiarowy ustawiamy na 0, opłukujemy elektrodę wodą de-

stylowaną i podstawiamy kolejną próbkę do oznaczenia.

Oznaczanie p8 w IN KCI metodą potencjometryczną

Odważyć 10 g gleby powietrznie suchej, przesianej przez sito o średnicy oczek 1 mm

i umieścić ją w zlewce o pojemności 50 cm3. Dodać 25 cm3 IN roztworu KCl, zamieszać

i pozostawić do następnego dnia. Po 20 godz. wykonać pomiar na pehametrze

wg postępowania podanego przy oznaczeniu pH w H2O. Porównać wartość pHKO z

pHHz°. W niektórych wskazaniach metodycznych zaleca się oznaczenie pHKO natych-

miast po zalaniu próbki roztworem IN KCllub co najmniej po 3 godz. od momentu

zalania.

Klasa I -Gleby orne najlepsze

Występują w dobrych warunkach fizjograficznych (na równinach lub bardzo łagod-

nych pochyłościach). Są zasobne w składniki pokarmowe, odznaczają się dobrymi wła-

ŚciwoŚciami fizycznymi, chemicznymi i biologicznymi warunkującymi wierność pIono-

wania wszystkich roślin uprawnych. Posiadają dobrą strukturę oraz głęboki (powyżej

35 cm) poziom próchniczny, zawierają dużą ilość słodkiej próchnicy (związanej z Ca).

Gleby łatwe do uprawy, dostatecznie wilgotne, nie wymagające melioracji. Udają się na

nich wszystkie rośliny uprawne, ale z punktu widzenia ekonomicznego winny być prze-

znaczone pod uprawę roślin o wysokich wymaganiach glebowych (np. buraki cukrowe,

pszenica, rzepak, lucerna, warZYY"a itp.).

Klasa 11.- Gleby orne bardzo dobre

Występują w nieco gorszych warunkach fizjograficznych, a ponadto posiadają trochę

gorsze stosunki wodne i właściwości fizyczne (są mniej przepuszczalne, mniej przewiewne),

powodujące pewne trudności wich uprawie. Zmeliorowane lub nie wymagające melio-

racji. Udają,się na nich te same rośliny co w klasie l., ale przy średniej kulturze rolnej

plony na nich są niższe.

Klasa lIIa:- Gleby orne dobre

Posiadają gorsze właściwości fizyczne, chemiczne i położone są w mniej korzystnych

warunkach fizjograficznych niż gleby klasy l. i li. Poziom wody gruntowej może ulegać w

nich dużym wahaniom, co ogranicza dobór roślin uprawnych. Plony mogą się wahać w sze-

rokich granicach zależnie od stopnia ich kultury, przebiegu warunków atmosferycznych oraz

stosowanych zabiegów agrotechnicznych. Większość z nich wykazuje słabe oznaki procesu

degradacji (wyługowanie, odgórne oglejenie itp.), al.e ogólnie -ujemne cechy występują

w nich w nieznacznym stopniu. Są to gleby zmeliorowane lub nie wymagające melioracji.

Na glebach lżejszych osiąga się wysokie plony żyta, jęczmienia, owsa i ziemniaków, a

przy wysokiej ich kulturze oraz na glebach cięższych -dobre plony pszenicy, buraków

cukrowych i warzyw .

Klasa IIIb -Gleby orne średnio-dobre

Zaliczamy tu gleby okresowo za suche lub okresowe za mokre, w których poziom

wody gruntowej ulega większym wahaniom, a plony uzależnione są jeszcze bardziej od

warunków atmosferycznych. Niekiedy mogą być narażone na erozję, często występują w

nich wyraźnie zaznaczone cechy degradacji. Niektóre z nich są trudniejsze do uprawy.

Dobór roślin zależy od stopnia ich kultury.

Klasa IVa -Gleby orne średniej jakości

Występują w nieco gorszych położeniach fizjograficznych, na większych skłonach,

narażonych na erozję. Plony są średnie, zależne jeszcze bardziej od ilości i rozkładu opa-

dów w okresie wegetacyjnym, a dobór roślin bardziej ograniczony w porównaniu z po-

przednimi klasami. Obejmuje ona gleby ciężkie zasobne w składniki pokarmowe, lecz

mało przewiewne, zimne, o niskiej aktywności biologicznej. Bardzo często wymagają

melioracji, po wykonaniu których mogą przejść do lepszych klas. Są one zaliczane do

gleb minutowych, gdyż mażą się na mokro i zasychają w okresie suszy, tworząc szczeliny

i pęknięcia. Agrotechnika ich wymaga uchwycenia odpowiedniego momentu uprawy. W

dobrej kulturze dają wysokie plony pszenicy, buraków cukrowych i koniczyny czerwonej.

Uprawa żyta jest bardziej ryzykowna niż pszenicy. Gleby lżejsze tej klasy są typowymi

glebami żytnio-ziemniaczanymi.

Klasa IVb -Gleby orne średniej jakości, gorsze

Bardziej wadliwe od poprzednich, gdyż są zbyt suche lub zbyt wilgotne. Wykazują

duże wahania w plonowaniu w zależności od przebiegu warunków atmosferycznych.

Występują tu ciężkie gleby podmokłe, w położeniach warunkujących uwilgotnienie lub

narażone na silną erozję. Często wymagają drenowania. Niekiedy podścielone są łatwo

przepuszczalnymi utworami. Należą tu także gleby lekkie, wrażliwe na suszę, na których

dobrze udają się żyto i ziemniaki.

Klasa V -Gleby orne słabe

Zaliczamy tu gleby najczęściej bardzo lekkie, a tym samym zbyt suche, o małej ży-

znoŚci i urodzajności. Najczęściej są to gleby wytworzone z piasków i żwirów, płytkie,

o małej aktywności biologicznej, zawodne w plonowaniu. Przydatne są do uprawy żyta i

łubinu, a w lata przekropne udają się na nich ziemniaki i seradela. Zaliczane sątu rÓw-

nieŻ gleby zbyt mokre nie zmeliorowane lub nie nadające się do melioracji.

Klasa VI- Gleby orne najsłabsze

Są to gleby bardzo zawodne, wadliwe, o małej żyzności. Obejmują one głównie gleby

zbyt suche, odznaczające się bardzo małą zdolnością retencyjną wody, dające niskie i

niepewne plony, na których najlepiej udaje się łubin. Obok nich zaliczamy tu gleby zbyt

wilgotne, o wysokim po:ziomie wód gruntowych, zawierające próchnicę storfiałą, których

zmeliorowanie jest bard;zo utrudnione. Powinny być one przeznaczone pod użytki zielone.

1- Kompleks pszenny bardzo dobry (3,8% powierzchni kraju)

Obejmuje najlepsze gleby położone w dobrych warunkach fizjograficznych i agrokli-

matycznych, zasobne w składniki pokarmowe, o głębokim, ponad 30 cm poziomie

i próchniczym. Są to gleby przepuszczalne i przewiewne, ale równocześnie magazynujące

duże ilości wilgoci, nie wymagające regulacji stosunków wodnych, łatwo nabywające i

długo zachowujące cechy wysokiej kultury .Odznaczają się dużą aktywnością biologiczną

oraz wysoką efektywnością nawożenia. Zaliczamy tu gleby I i II klasy bonitacyjnej. Uda-

ją się na nich wszystkie rośliny uprawne, ale z punktu widzenia ekonomicznego szcze-

gólnie zalecana jest uprawa najbardziej wymagających, dających najwyższe efekty.

2- Kompleks pszenny dobry (18% powierzchni kraju)

Zaliczamy do niego gleby występujące w nieco gorszych warunkach fizjograficznych

(utrudniających spływ wód wiosennych i opóźniających prace polowe, umożliwiających

powolny rozwój procesów erozyjnych itp.). Charakteryzują się one mniejszą urodzajno-

Ścią i żyznością w porównaniu do gleb poprzedniego kompleksu (cięższy skład granulo-

metryczny, mniejsza miąższość poziomu A, silniejsze odwapnienie górnych poziomów,

słabsza strukturalność, większa trudność uprawy, gorsza przepuszczalność, częste wystę-

powanie słabo zaznaczającego się oglejenia w dolnej części profilu itp.) Zaliczamy tu

gleby klas bonitacyjnych lIla i IIlb, na których udają się wszystkie rośliny uprawne, ale

uzyskanie wysokich plonów w większym stopniu zależy od poziomu agrotechniki.

3- Kompleks pszenny wadliwy (3, 1% powierzchni Polski)

Zaliczamy tu gleby średnio zwięzłe, bardziej przydatne pod uprawę pszenicy niż żyta,

które nie są zdolne do magazynowania większych ilości wody. W pewnych okresach wy-

kazują niedobór wilgoci i zaliczane są do gleb okresowo za suchych. Decyduje o tym ich

położenie oraz budowa profilu. Należą do nich dwie grupy gleb:

a) średnio zwięzłe, niecałkowite, wytworzone z utworów pyłowych, glin i iłów, pod-

Ścielone na głębokości około 80 cm utworami silnie przepuszczalnymi (piaskiem

luźnym, żwirem oraz spękanymi wapieniami);

b) średnio zwięzłe i zwięzłe, występujące na zboczach wzniesień i narażone na spły-

wy powierzchniowe i erozję.

Układ stosunków wodnych tych gleb powoduje, że plony roślin ulegają bardzo dużym

wahaniom zależnie od przebiegu pogody. W latach przekropnych plony mogą być bardzo

wysokie, nierzadko wyższe niż na glebach kompleksu 2. Zaliczamy tu gleby klas bonita-

cyjnych IIlb, IVa i IVb.

4- Kompleks żytni bardzo dobry (17,1% powierzchni kraju)

Obejmuje najlepsze gleby lekkie ,wytworzone głównie z piasków gliniastych mocnych

całkowitych lub piasków gliniastych lekkich i mocnych podścielonych zwięźlejszymi

utworami (glinami lub iłami). Są to gleby strukturalne, posiadające dobrze wykształcony

poziom próchniczny, które pod wpływem wieloletniego racjonalnego nawożenia i wła-

Ściwych zabiegów agrotechnicznych uzyskują dobry stopień kultury, dzięki czemu istnie-

je możliwość uprawy na nich tych samych roślin co na kompleksach pszennych. W prze-

ciętnych warunkach, uprawa żyta i ziemniaków jest bardziej wskazana niż uprawa psze-

nicy i roślin o zbliżonych do niej wymaganiach. Zaliczane tu są gleby klas bonitacyjnych

lIla i IIlb.

5- Kompleks żytni dobry (15,6% powierzchni kraju)

Należą tu głównie gleby wytworzone z piasków gliniastych lekkich zalegających na

zwięźlejszym podłożu oraz piasków gliniastych lekkich, całkowite. Są one bardziej

wrażliwe na suszę, mniej zasobne w składniki pokarmowe, wskutek głębokiego wyłu-

gowania i zakwaszania. Są to typowe gleby żytnio-ziemniaczane, nadające się również

do uprawy jęczmienia, owsa, koniczyny białej i seradeli. Zaliczamy je głównie do IVa

i IVb klasy bonitacyjnej. Plony zależą tu bardzo od ilości i rozkładu opadów w okresie

wegetacyjnym.

6- Kompleks żytni słaby (18,1% powierzchni kraju)

Obejmuje gleby wytworzone z piasków słabo gliniastych głębokich oraz piasków gli-

niastych lekkich, podścielonych płytko piaskiem luźnym lub żwirem piaszczystym. Gleby

te charakteryzują się małą retencją wodną i nadmierną przepuszczalnością, przez co są

okresowo lub trwale za suche. Są one ubogie w składniki pokarmowe, a wnoszone nawozy,

wskutek wadliwych stosunków wodnych, nie zawsze wykazują odpowiednie działanie.

Należą tu gleby IVb i V klasy bonitacyjnej. Plony zależą w bardzo dużym stopniu od

ilości i rozkładu opadów. Jest to ostatni z kompleksów gleb lekkich, które jeszcze warto z

punktu widzenia społecznego utrzymać trwale w obrębie użytków rolniczych.

7- Kompleks żytni bardzo słaby (11, 5% powierzchni kraju)

Zaliczamy do niego najsłabsze gleby wytworzone z piasków luźnych, całkowite, lub

z piasków słabo gliniastych podścielonych płytko piaskiem luźnym lub żwirem. Są to

gleby bardzo ubogie w składniki pokarmowe oraz trwale za suche. Należą tu gleby V i VI

klasy bonitacyjnej, na których uprawia się wyłącznie żyto i łubin żółty. Uprawa tych gleb

jest nieopłacalna lub znajduje się na granicy opłacalności. W obrębie użytków rolniczych

gleby te utrzymywane są obecnie tylko przejściowo.

8- Kompleks zbożowo-pastewny mocny (3,9% powierzchni kraju)

Należą tu gleby będące przeciwieństwem kompleksu pszennego wadliwego, gdyż są

one długo okresowo nadmiernie uwilgotnione. Są to gleby średnio zwięzłe i ciężkie, za-

sobne i potencjalnie żyzne. Odznaczają się one niekorzystnymi właściwościami fizycz-

nymi powodującymi okresowo nadmierne uwilgotnienie, utrudniające prawidłową agro-

technikę oraz ograniczające dobór roślin. Wyższe plony zbóż uzyskuje się na nich wlata

suche. Na glebach tych najwierniej plonują rośliny pastewne, dlatego też z punktu wi-

dzenia ekonomicznego winny one stanowić wyższy udział w strukturze zasiewów. Należą

tu gleby od klasy bonitacyjnej lIla do V. Po melioracji gleby te mogą przejść do kom-

pleksu2.

9- Kompleks zbożowo-pastewny słaby (3,0% powierzchni kraju)

Obejmuje gleby lekkie wytworzone z piasków (odpowiedniki kompleksów żytnich

5, 6 i 7), okresowo podmokłe. Podmokłość spowodowana jest obecnością w dolnej części

profilu warstw słabo przepuszczalnych lub położeniem gleby w obniżeniu terenu, w za-

sięgu wody gruntowej. Podmokłość występuje przeważnie wiosną, powodując wymaka-

nie żyta oraz opóźnia termin sadzenia ziemniaków. W późniejszych okresach obserwuje

się często niedobór wilgoci. Należą tu gleby od IVa do VI klasy bonitacyjnej.

Na terenach górskich decydującym czynnikiem przy określaniu przydatności

rolniczej gleb są warunki klimatyczne, o których decydują wysokość n pm i wystawa.

Wyróżniamy tutaj następujące kompleksy:

10- Kompleks pszenny górski (1,6% powierzchni kraju)

r Obejmuje gleby występujące na wysokości 300 (350) -450 m n pm. (z regionalnymi

~ wahaniami zależnymi od wystawy), odpowiednie do uprawy pszenicy i towarzyszących

jej roślin. Występują one głównie na obszarach przedgórzy, pogórzy oraz kotlin śródgór-

skich i dolin rzecznych. Budowa ich odpowiada kompleksom pszennym na terenach ni-

zinnych i wyżynnych.

11- Kompleks zbożowy górski (2% powierzchni kraju)

Obejmuje gleby uprawne wyższych partii terenów górzystych, wytworzone ze zwie-

trzeliny skał masywnych o stosunkowo dobrze wykształconym profilu. Występują regio-

nalnie w strefie wysokościowej, o gorszych warunkach klimatycznych, do 450 m

(Bieszczady) i do 600 m n pm. (Sudety). Udaje się na nich pszenica i żyto, ale plony są

niższe niż na glebach kompleksu 10. Najlepiej plonują jęczmień jary i owies oraz rośliny

pastewne i ziemniaki.

12 -Kompleks owsiano-ziemniaczany górski (1,2% powierzchni kraju)

Obejmuje gleby różnej jakości, położone w strefie od 500 do 650 (700) m n pm.,

w której warunki klimatyczne decydują o poważnym ograniczeniu uprawy zbóż ozimych.

Najlepiej udają się tutaj owies, ziemniaki i mieszanki motylkowo-trawiaste.

13- Kompleks owsiano-pastewny górski (0,5% powierzchni kraju)

Należą tu najwyżej położone gleby orne terenów górskich, których strefa występo-

wania sięga od 650 (700) do 900 m n pm. Surowe warunki klimatyczne (niska średnia

roczna temperatura 4,5-5,2°C, krótki okres wegetacyjny do 190 dni), decydują, iż bez

specjalnego ryzyka udają się tu tylko owies i mieszanki motylkowo-trawiaste. W wyŻ-

szych strefach kompleks ten przeplata się z trwałymi użytkami zielonymi.

14- Kompleks gleb ornych przeznaczonych pod użytki zielone

Obejmuje gleby użytkowane obecnie jako grunty orne, ale zbyt podmokłe, których

odwodnienie jest niemożliwe ze względu na trudność przeprowadzenia melioracji. Zali-

cza się tu również gleby występujące na stromych zboczach, które mogą podlegać silnej

erozji wskutek ich użytkowania ornego. Grunty te bezwzględnie należy przeznaczyć pod

trwałe użytki zielone.

Trwałe użytki zielone w zależności od warunków fizjograficznych zróżnicowane są na

typy siedliskowe. Na terenach nizinnych i wyżynnych wyróżniamy:

I. Grądy -zajmujące miejsca wyżej położone, gdzie na utworach mineralnych wystę-

pują łąki i pastwiska, gospodarujące głównie wodą opadową.

2. Łęgi -położone na tarasach zalewowych rzek, łąki i pastwiska wytworzone na

utworach mineralnych i organicznych, silnie zamulonych. Stosunki wodne kształ-

towane są w nich wysokością poziomu wody w cieku.

3. Użytki zielone bagienne i pobagienne -występujące na glebach wytworzonych

Iz torfów, podtapiane lub zalewane. W wyniku ich odwodnienia i zagospodarowa-

nia tworzą się użytki zielone pobagienne.

Na terenach górskich wyróżniamy:

1. Polany oraz łąki i pastwiska śródpolne.

2. Hale lub pastwiska śródleśne.

3. Hale wysokogórskie.

Na podstawie kryteriów przydatności rolniczej wydzielono wśród nich 3 kompleksy

użytków zielonych:

lz -bardzo dobre i dobre (0,7% powierzchni kraju), obejmujące łąki i pastwiska

należące do I i II klasy bonitacyjnej ;

2z -średnie (5,9% powierzchni kraju), obejmujące łąki i pastwiska III i IV klasy

bonitacyjnej;

3z -słabe i bardzo słabe (6,4% powierzchni kraju), obejmujące łąki i pastwiska


Wyszukiwarka

Podobne podstrony:
frakcje gramulometryczne -sklad mech, gleboznawstwo
Frakcjonowanie komórki
frakcje
2 Odparafinowanie frakcji naftowych
Podzia materiau glebowego na frakcje i grupy granulo metryczne, Podział materiału glebowego na frakc
Zestawienie parametrów frakcji emitowanego pyłu
Sprawozdanie Skład frakcji olejowych chromatografia
Zadanie przedzial ufnosci dla frakcji, TŻ, SEMI, SEM II, statystyka
Frakcja granulometryczna to zbiór ziaren o średnicach, Studia, UTP Ochrona środowiska, I rok, Semest
Krakowanie frakcji naftowych
Substancje asfaltenowo żywiczne (AŻ) Odasfaltowanie frakcji naftowych
Przeliczenie frakcji spr
Przeliczenie frakcji
Frakcje i grupy granulometryczne stosowane podziały
2 Frakcja, gestosc, medianaid Nieznany (2)

więcej podobnych podstron