Dla Oleńki, którą kocham i kochał będę wciąż

Projekt okładki i stron tytułowych Marek Goebel

Wydawca Katarzyna Włodarczyk-Gil

Koordynator ds. redakcji Renata Ziółkowska

Koordynator produkcji Mariola Grzywacka

Skład wersji elektronicznej na zlecenie Wydawnictwa Naukowego PWN Marcin Kapusta / konwersja.virtualo.pl

Książka, którą nabyłeś, jest dziełem twórcy i wydawcy. Prosimy, abyś przestrzegał praw, jakie im przysługują. Jej zawartość możesz udostępnić nieodpłatnie osobom bliskim lub osobiście znanym. Ale nie publikuj jej w internecie. Jeśli cytujesz jej fragmenty, nie zmieniaj ich treści i koniecznie zaznacz, czyje to dzieło. A kopiując jej część, rób to jedynie na użytek osobisty.

Szanujmy cudzą własność i prawo.

Więcej na www.legalnakultura.pl.

Polska Izba Książki

Copyright © by Wydawnictwo Naukowe PWN SA

Warszawa 2006, 2010, 2014, 2018

eBook został przygotowany na podstawie wydania papierowego z 2018 r., (wyd. IV)

Warszawa 2018

ISBN 978-83-01-20151-7

Wydawnictwo Naukowe PWN SA

02-460 Warszawa, ul. Gottlieba Daimlera 2

tel. 22 69 54 321, faks 22 69 54 288

infolinia 801 33 33 88

e-mail: pwn@pwn.com.pl; reklama@pwn.pl

www.pwn.pl

Przedmowa do wydania czwartego

Dziewiętnaście lat temu Wydawnictwo Naukowe PWN zdecydowało się na wydanie książki „Geologia dynamiczna dla geografów”, przeznaczonej jako podręcznik dla studentów niegeologicznych wydziałów przyrodniczych wyższych uczelni. Jego pierwszymi recenzentami byli mgr Mirosława Boczar, prof. dr hab. Jerzy Głazek, dr Maria Korotaj-Kokoszczyńska oraz prof. dr hab. Andrzej Sadurski. Autor jest im niezwykle wdzięczny, gdyż trud, jaki włożyli Recenzenci w ostateczny kształt podręcznika sprawił, że powstała książka chętnie wykorzystywana przez studentów. Miała ona cztery wydania, a w 2011 r. została przetłumaczona na język ukraiński i przeznaczona dla studentów Uniwersytetu Lwowskiego im. Ivana Franki. Z czasem okazało się, że po podręcznik sięgają również chętnie studenci wydziałów geologicznych. Fakt ten skłonił autora do zmiany formuły podręcznika – rozszerzenia go o nowe treści i zmiany kolejności rozdziałów. W ten sposób w 2006 r. powstał podręcznik „Geologia dynamiczna”, a wnikliwymi recenzentami jego konspektu byli prof. dr hab. Jacek Rajchel, obecnie emerytowany już pracownik naukowy Akademii Górniczo-Hutniczej w Krakowie oraz prof. dr hab. Jerzy Żaba z Uniwersytetu Śląskiego w Sosnowcu, którym autor pragnie wyrazić ogromną wdzięczność, gdyż ich krytyczne uwagi pozwoliły na lepszą konstrukcję książki i wyeliminowanie błędów. Podręcznik przygotowywany był z myślą o studentach różnych wydziałów przyrodniczych – od wydziałów geologicznych po wydziały ochrony środowiska i biologii, aby studenci tych wszystkich kierunków znaleźli potrzebne im wiadomości. Studenci kierunków geologicznych znajdą w książce wyczerpujące informacje, studenci innych kierunków zaś – będą mogli wyłowić z niego intersujące ich elementy. Sądząc po tym, że każde poprzednie wydanie podręcznika miało dodruk, zamysł autora się powiódł. Autor nie uważa tego za swoją wyłączną zasługę, ale popularności książki upatruje przede wszystkim w tym, że w ciągu ostatnich kilkunastu lat na rynkach księgarskich podręczniki do geologii autora nie miały żadnej konkurencji.

Autor nie uważa, że podręcznik w sposób wyczerpujący omawia wszystkie zagadnienia z geologii dynamicznej. Jego zakres i treść odzwierciedlają bowiem poglądy autora na poziom wiedzy, jaki musi osiągnąć student. Wiedząc, że książka ma służyć przede wszystkim studentom pierwszych lat studiów, autor starał się unikać nadmiernie skomplikowanej terminologii, wychodząc z założenia, że skomplikowane problemy można wytłumaczyć za pomocą prostych słów. Nie sposób było jednak uniknąć fachowych terminów. W niektórych przypadkach autor celowo nie rozwinął pewnych zagadnień. Tak jest np. w rozdziałach poświęconych minerałom i skałom, gdyż rozszerzenie wielu wiadomości z tego zakresu Czytelnik znajdzie w „Przewodniku do ćwiczeń z geologii”, wydanym również przez Wydawnictwo Naukowe PWN.

W ciągu czterech lat, jakie upłynęły od ukazania się trzeciego wydania książki, przybyło wiele nowych danych, zmieniło się podejście do niektórych procesów geologicznych mających wpływ na środowisko przyrodnicze Ziemi, nawiedziły nasz glob liczne kataklizmy, które spowodowały okresowe zainteresowanie ogółu pewnymi geologicznymi procesami. Dlatego też, w każdym rozdziale wprowadzono zmiany, które uaktualniły ich treść, wzbogacona została także literatura przedmiotu. Rozdział poświęcony wulkanizmowi i skałom wulkanicznym został powiększony o informacje o superwulkanach. Uzupełniono informacje na temat wietrzenia podmorskiego i form wietrzeniowych, a także informacje o skałach osadowych, procesach metamorficznych, jak również o niektórych metodach datowania wieku skał i procesów geologicznych. Znacznie uzupełniono rozdział o powierzchniowych ruchach masowych, a także o wodach podziemnych (szczególnie o źródłach i wodach mineralnych). Wiele nowych informacji (lawiny śnieżne, formy polodowcowe, przyczyny zlodowaceń plejstoceńskich i in.) podano również w rozdziale poświęconym lodowcom, a także w rozdziałach poświęconych działalności eolicznej oraz wód morskich i oceanicznych. Uzupełniono rozdział poświęcony deformacjom tektonicznym, szczególnie o zagadnienia klasyfikacji i genezy struktur, a także bardziej szczegółowy opis niektórych z nich. W rozdziale o trzęsieniach ziemi umieszczono informacje o najbliższych nam czasowo wydarzeniach, zaktualizowano i dodano wiele nowych wiadomości dotyczących tsunami. Nowe informacje znajdują się też w rozdziale poświęconym oceanom i sedymentacji w nich. Ponieważ nieuchronnie zbliża się czas, że człowiek zacznie eksplorować inne planety, znacznej zmianie uległ też rozdział traktujący o Układzie Słonecznym.

Miłym obowiązkiem jest podziękować Autorom fotografii wykorzystanych w podręczniku, Autorom ilustracji, którzy zgodzili się na umieszczenie ich w książce, licznemu gronu przyjaciół, którzy zwracali życzliwe uwagi na usterki i niejasności, podsuwali nową literaturę i przekazywali wiadomości na temat nowych metod badawczych niektórych zjawisk przyrodniczych. Nie sposób wymienić nazwisk wszystkich, którzy życzliwie i aktywnie „kibicowali” autorowi na niwie wydawniczej. To dzięki nim książka nabrała obecnego kształtu.

Szczególne podziękowania należą się Pani Redaktor Katarzynie Włodarczyk-Gil z Wydawnicta Naukowego PWN za życzliwość i wyrozumiałość na każdym etapie przygotowywania obecnego wydania podręcznika. Jeśli spotka się ono z pozytywnym odbiorem przez Czytelników, to będzie w dużej mierze również Jej zasługą. Pani Redaktor Renacie Ziółkowskiej z Wydawnictwa Naukowego PWN serdecznie dziękuję za bardzo uważną redakcję oraz korektę tekstu i ilustracji.

Przygotowanie każdej książki – nowej, czy kolejnego wydania poprzedniej, wymaga dokonywania wyborów polegających głównie na podejmowaniu decyzji o ilości czasu, który można przeznaczyć książce, aby nie ucierpiały na tym inne, ważne, osobiste aspekty życia. Nie zawsze jest to wybór łatwy. Dlatego też autor uważa, że główna zasługa w powstaniu tego i innych jego podręczników przypada jego Żonie – Aleksandrze. Bez Jej akceptacji, wyrozumiałości i pomocy nie mogłaby się ukazać żadna książka autora. Kocham Ją – nie tylko za to!

Warszawa – Busko Zdrój – Spała, marzec 2018

1
Ziemia a nauki geologiczne

Geologia a nauki przyrodnicze

Geologia jest jedną z nauk przyrodniczych zajmujących się badaniem Ziemi. Termin geologia pochodzi z języka greckiego (gě – Ziemia, logos – słowo, nauka). Geologia zajmuje się głównie zewnętrznymi sferami Ziemi: skorupą ziemską, litosferą, tektonosferą. Przedmiotem badań geologicznych jest zatem budowa skorupy ziemskiej, litosfery i tektonosfery, ich historia i wszelkie zjawiska oraz procesy zachodzące w ich obrębie i na powierzchni Ziemi.

Wnętrze Ziemi jest niedostępne do bezpośrednich badań, dlatego jego poznawanie jest możliwe tylko przy zastosowaniu metod, którymi zajmuje się geofizyka.

Pierwsze próby wyjaśnienia procesów przyrodniczych podejmowali już filozofowie greccy. Heraklit z Efezu (ok. 540–480 p.n.e.) za praprzyczynę wszechrzeczy uważał ogień. W pismach Herodota (485–425 p.n.e.) znajdują się już informacje ściśle geologiczne. Arystoteles (384–322 p.n.e.) uważał, że lądy musiały być dawniej wielokrotnie zalewane przez morze. Eratostenes z Cyreny (ok. 275–194 p.n.e.) w dziele Geographica położył podwaliny nauk geograficznych.

Pliniusz Starszy (23–79) w I w. n.e. napisał m.in. 37 ksiąg Historii naturalnej, która aż do czasów odrodzenia była głównym źródłem wiedzy w naukach o Ziemi, zwłaszcza mineralogii. Zginął podczas wybuchu Wezuwiusza w 79 r. n.e.

Wieki średnie były okresem zastoju w europejskich naukach przyrodniczych. Dopiero rozwój górnictwa przyniósł wiele nowych obserwacji z dziedziny geologii. Wielki wkład w poznanie praw rządzących rozwojem skorupy ziemskiej wnieśli Leonardo da Vinci (1452–1519) i Georgius Agricola (1494–1555), którzy jako pierwsi do nauk o Ziemi wprowadzili pogląd, że procesy zachodzące dzisiaj w skorupie ziemskiej i na jej powierzchni, mogły zachodzić i w przeszłości. Byli oni zatem prekursorami ważnej w geologii zasady aktualizmu geologicznego, zwanej też uniformitaryzmem.

W XVII i XVIII w. wzrosło zainteresowanie wnętrzem naszej planety. Hipotezy dotyczące powstania i budowy Ziemi znajdujemy w dziełach Kartezjusza (1596–1650), Athanasiusa Kirchera (1602–80) i Georga-Louisa Buffona (1707–88). Przełom XVIII i XIX w. był okresem ostrych starć między zwolennikami dwóch kierunków w geologii – neptunizmu i plutonizmu. Ich nazwy pochodzą od dwóch starorzymskich bogów: Neptuna – władcy mórz i Plutona – boga świata podziemnego. Przedstawiciele neptunizmu, np. Abraham Werner (1749–1817) i Jean-Baptiste Lamarck (1744–1829), uważali, że wszystkie skały powstały w morzu, natomiast plutoniści, m.in. James Hutton (1726–97) i Leopold Buch (1774–1853), byli zdania, że główną rolę w powstawaniu skał odegrały wulkanizm i wewnętrzne ciepło Ziemi. Na przełom XVIII i XIX w. przypada geologiczna aktywność Stanisława Staszica (1755–1826), którego dzieło O ziemiorodztwie Karpatow i innych gor i rownin Polski, wydane w 1815 r., było pierwszym w języku polskim, obszernym opisem budowy geologicznej Polski i krajów ościennych.

W XIX w. dużą uwagę geologów przyciągały problemy wykorzystania szczątków organicznych zawartych w skałach (skamieniałości) do ustalania wieku skał. William Smith (1769–1839) wprowadził pojęcie skamieniałości przewodniej i stworzył zasady stratygrafii. Badania skamieniałości pozwoliły Georges’owi Cuvierowi (1769–1832), twórcy paleontologii, sformułować teorię katastrof. Zakładała ona, że w dziejach Ziemi następowały wielokrotnie okresy wymierania wszystkich organizmów, po których następował nowy akt stworzenia. Przeciwnikiem teorii Cuviera był Charles Lyell (1797–1875). W książce Zasady geologii rozwinął hipotezę Huttona znaną pod nazwą uniformitarianizmu – aktualizmu geologicznego. Aktualizm geologiczny to jedna z podstawowych i ponadczasowych zasad geologii, głosząca, że procesy fizyczne i chemiczne działające na skorupę ziemską były w przeszłości takie same jak obecnie i wywoływały te same skutki, choć natężenie tych procesów mogło być zmienne.

Rozwój nowoczesnej geologii datuje się od poł. XIX w. Edward Suess (1831–1914), zajmujący się głównie tektoniką, stworzył syntezę wiedzy geologicznej przeł. XIX i XX w. Leonce Beaumont (1798–1874) był twórcą teorii kontrakcji, zgodnie z którą procesy górotwórcze zachodzące na Ziemi mogły być związane z kurczeniem się Ziemi. James Dana (1813–95) usystematyzował minerały, a także wprowadził do geologii zarzucony już dzisiaj termin geosynklina. Olbrzymie znaczenie miały prace Alfreda Wegenera (1880–1930), którego poglądy leżą u podstaw współczesnej teorii tektoniki płyt litosfery, tłumaczącej najpełniej niemal wszystkie zjawiska rządzące ewolucją skorupy ziemskiej.

Na 2. poł. XX w. datuje się powrót do teorii katastrof. Neokatastrofizm głosi, że na ewolucję powierzchni Ziemi, a szczególnie na ewolucję biosfery, ogromny wpływ wywarły zdarzenia nagłe, które powodowały gwałtowne wymieranie całych grup systematycznych zwierząt i roślin. Do najbardziej spektakularnych zdarzeń należą oczywiście upadki obiektów pochodzenia kosmicznego, które w przeszłości geologicznej Ziemi zdarzały się wielokrotnie. Odnotować jednak należy, że te krótkotrwałe zdarzenia w żadnym stopniu nie przeczą teorii ewolucji, a wręcz odwrotnie – mogły być mechanizmem spustowym w zmianach kierunków ewolucji.

Poznawanie budowy i historii Ziemi ma wielkie znaczenie praktyczne, gdyż przyczynia się do stopniowego odkrywania złóż różnych surowców mineralnych, bez których rozwój cywilizacji nie byłby możliwy.

W miarę postępu badań wyodrębniły się różne działy geologii, które są dzisiaj w znacznym stopniu naukami samodzielnymi:

– geologia dynamiczna zajmuje się badaniem procesów kształtujących skorupę ziemską oraz sił, które powodują w niej ciągłe zmiany; jej ważnym działem jest tektonika (gr. tektonikós – budowa), zajmująca się deformacjami skał i ich genezą;

– geologia historyczna bada przeszłość Ziemi od chwili powstania skorupy ziemskiej do dzisiaj; jej ważnym działem jest stratygrafia (łac. stratum – warstwa), zajmująca się badaniem następstwa skał, ich występowaniem w czasie i przestrzeni, które prowadzi do odtworzenia historii Ziemi;

– paleontologia jest nauką o organizmach żyjących w przeszłości geologicznej i ich ewolucji, obejmująca dwa główne działy: paleozoologię i paleobotanikę;

– mineralogia bada minerały; nauką interdyscyplinarną, łączącą elementy chemii i fizyki, jest krystalografia;

– petrologia jest nauką o skałach; działem petrologii zajmującym się powstawaniem i cechami skał osadowych jest sedymentologia (łac. sedimentum – osad);

– geologia regionalna bada historię i budowę geologiczną poszczególnych fragmentów skorupy ziemskiej;

– geologia surowcowa (złożowa) zajmuje się poszukiwaniem, rozpoznawaniem, obliczaniem zasobów i określaniem warunków eksploatacji złóż kopalin użytecznych;

– geologia inżynierska zajmuje się badaniem właściwości skał na potrzeby budownictwa i zagrożeń obiektów inżynierskich;

– hydrogeologia – bada pochodzenie i ruch wód krążących w skałach, ich zasoby i zajmuje się ochroną wód i migracją zanieczyszczeń wód podziemnych;

– geologia środowiskowa zajmuje się szeroką problematyką na styku geologii i ochrony środowiska.

Cztery ostatnie działy geologii określa się wspólną nazwą geologii stosowanej. Ma ona olbrzymie znaczenie gospodarcze. Jednym z utylitarnych działów geologii jest też kartografia geologiczna, której efektem są mapy geologiczne różnego typu i przekroje geologiczne.

W ostatnich latach pojawiło się nowe, utylitarne, interdyscyplinarne pojęcie geologii gospodarczej (ekonomicznej). Jest to dyscyplina naukowa integrująca pojęcia i procesy z zakresu geologii, prawa, ekonomii, górnictwa, gospodarki surowcami mineralnymi, politologii. Geologia gospodarcza ma silne związki z gospodarką poprzez analizę popytu i podaży surowców mineralnych, analizę rynków surowcowych, kierunków rozwoju przemysłu i jego zapotrzebowania na surowce mineralne. W zachodniej literaturze określana jest także jako mineral economy badającą i promującą poznanie ekonomicznych i politycznych zagadnień związanych z produkcją i użytkowaniem surowców mineralnych.

W działalności człowieka wielkie znaczenie mają złoża kopalin. Wiele złóż zostało dawno odkrytych i są cały czas eksploatowane. Inne są dopiero rozpoznawane, a ich wydobycie jest kwestią przyszłości. Kolejne czekają na swych odkrywców. W ostatnich latach szczególnego znaczenia nabiera badanie złóż kopalin występujących w oceanie światowym (m.in. węglowodorów, fosforytów, rud metali).

Równie ważny jest problem zaopatrzenia ludności w wodę. Zasoby wód powierzchniowych stają się niewystarczające. Konieczne jest sięganie do zbiorników wód podziemnych w głębszych warstwach skorupy ziemskiej, a jest to niemożliwe bez znajomości ruchu wód w skałach i na powierzchni oraz ich genezy.

Prawo budowlane wymaga zbadania własności podłoża przed powstaniem każdej większej budowli, aby można było stwierdzić, jak się ono zachowa pod wpływem tej budowli; problemami tymi zajmuje się geologia inżynierska. Żadna z tych dziedzin geologii stosowanej nie mogłaby się rozwijać bez ciągłego postępu w podstawowych naukach geologicznych. Znajomość zaś geologii jest niezbędna do podejmowania działań w celu ochrony litosfery i jej zasobów. W ostatnich latach coraz większego znaczenia nabiera geologia środowiskowa, zajmująca się m.in. wzajemnym oddziaływaniem człowieka i środowiska abiotycznego.

Materia Ziemi jako obiekt badań geologicznych

Materia Ziemi jest dostępna bezpośrednim badaniom przede wszystkim na powierzchni i w płytkiej, przypowierzchniowej warstwie, do głębokości, do której docierają najgłębsze wiercenia (12 262 m – wiercenie SG 3 na Półwyspie Kolskim w Rosji), kopalnie (3900 m – kopalnia złota Tau Tona w RPA) i jaskinie (2204 m – Jaskinia Wieriowkina w Górach Gagryjskich w Abchazji). Jednakże średnia gęstość materii w tej warstwie jest o wiele mniejsza niż średnia gęstość materii całej Ziemi. Oznacza to, że wnętrze Ziemi jest zbudowane inaczej.

Skład chemiczny Ziemi można poznać przede wszystkim na podstawie analiz chemicznych skał występujących na powierzchni, których źródłem była materia znajdująca się głęboko w skorupie lub pod skorupą ziemską, na podstawie badań geofizycznych, badając skład meteorytów spadłych na powierzchnię Ziemi, które, zgodnie z panującymi obecnie hipotezami kosmogonicznymi, stanowiły jedno ze źródeł materii, z której uformowała się Ziemia jako planeta. Meteoryty to szczątki ciał niebieskich (planet, planetoid czy komet) docierających do Ziemi i upadających na powierzchnię. Jest prawdopodobne, że skalista Ziemia ma wiele wspólnych cech z innymi planetami podobnego typu, których pozostałością są meteoryty.

O składzie chemicznym głębszych warstw Ziemi wnioskujemy na podstawie rozmieszczenia mas w jej wnętrzu. Badania geofizyczne świadczą o tym, że wraz z głębokością zwiększa się ciężar właściwy skał, a zatem zwiększa się też udział cięższych pierwiastków. W dużej mierze nasze poglądy na skład chemiczny wnętrza Ziemi są hipotetyczne, ale opierają się na najbardziej prawdopodobnych modelach, określonych parametrami fizycznymi. Składem chemicznym poszczególnych warstw Ziemi i procesami w nich zachodzącymi teraz i w przeszłości zajmuje się geochemia.

Charakterystyczną cechą składu chemicznego Ziemi (tab. 1.1) jest bardzo nierównomierny udział poszczególnych pierwiastków chemicznych w budowie poszczególnych warstw (rys. 1.1).

Tabela 1.1. Udział głównych pierwiastków chemicznych w budowie Ziemi

Pierwiastek

Zawartość (%)

Pierwiastek

Zawartość (%)

żelazo

32,1

nikiel

1,8

tlen

30,1

wapń

1,4

krzem

15,1

glin

1,5

magnez

13,9

chrom

0,46

siarka

2,9

pozostałe

0,8

Odmienny jest natomiast skład chemiczny skorupy ziemskiej, w której dominują pierwiastki z mniejszym ciężarem właściwym (tab. 1.2).

Rys. 1.1. Skład chemiczny geosfer

Tabela 1.2. Główne pierwiastki chemiczne w skorupie ziemskiej

Pierwiastek

Zawartość (%)

Pierwiastek

Zawartość (%)

tlen

44,60

sód

2,83

krzem

27,72

potas

2,59

glin

8,13

magnez

2,09

żelazo

5,00

tytan

0,44

wapń

3,63

wodór

0,14

Przypowierzchniowa część Ziemi, obejmująca warstwę osadową i „granitową” skorupy ziemskiej, nosi historyczną już nazwę sial (od symboli chemicznych krzemu i glinu, które dominują w składzie minerałów tej strefy). Poniżej znajduje się sima, w której skład wchodzi warstwa „bazaltowa” skorupy ziemskiej i warstwa „perydotytowa” górnego płaszcza Ziemi (nazwa sima pochodzi od symboli krzemu i magnezu).

Amerykański geochemik Frank W. Clarke (1847–1931), na podstawie obliczeń opartych o 1672 analiz wszystkich rodzajów skał, wywnioskował, że 98,39% skał skorupy ziemskiej składa się z 10 rodzajów tlenków (tab. 1.3); pozostałe tlenki występują w znikomych ilościach.

Tabela 1.3. Skład skał skorupy ziemskiej wg F.W. Clarke'a

Związek

Wzór

Zawartość (w %)

dwutlenek krzemu

SiO₂

59,1%

tlenek glinu

Al₂O₃

15,8%

tlenek wapnia

CaO

6,4%

tlenek magnezu

MgO

4,4%

tlenek sodu

Na₂O

3,2%

tlenek żelaza

Fe₂O₃ + FeO

6,6%

tlenek potasu

K₂O

1,88%

tlenek manganu

MnO

0,11%

tlenek tytanu

TiO₂

0,7%

tlenek fosforu

P₂O₅

0,2%

pozostałe

1,61%

Łącznie

100%

Niekiedy, w wyniku różnorodnych procesów geologicznych, w skorupie ziemskiej (a zapewne i w głębszych warstwach Ziemi) następuje koncentracja niektórych pierwiastków, np. żelaza, miedzi, siarki, złota, uranu, co prowadzi do powstawania złóż kopalin.

Ziemia jako planeta to nie tylko skalna kula, ale również hydrosfera i atmosfera, których skład jest diametralnie różny od składu innych warstw Ziemi. W atmosferze znajdują się jednak również pierwiastki chemiczne charakterystyczne dla całej Ziemi (tab. 1.4).

Tabela 1.4. Zawartość stałych i zmiennych składników atmosfery ziemskiej

Składniki stałe

Zawartość (% obj.)

Składniki zmienne

Zawartość (% obj.)

azot

78,11

woda

0–7,0

tlen

20,95

dwutlenek węgla

0,01–0,1

argon

0,93

dwutlenek siarki

0–0,001

neon

0,0018

ozon

0–0,00001

pozostałe

0,0082

dwutlenek azotu

ślady

Bardziej złożony skład ma hydrosfera, w której skład wchodzą zarówno niemal czyste chemicznie wody pochodzące z topniejących lodowców i lądolodów, jak i niezwykle bogate w sole wody słonych jezior i mórz. Głównym składnikiem hydrosfery jest woda morska, na którą przypada 97,3% całkowitej jej objętości. Na wody lądowe przypada tylko 2,1%, a na wody podziemne zaledwie 0,6%. Pierwiastkami zdecydowanie przeważającymi w hydrosferze są tlen i wodór, inne odgrywają nieznaczną rolę.

Strefę Ziemi, obejmującą przypowierzchniową część skalnej powłoki Ziemi, hydrosferę i przypowierzchniową część atmosfery, nazywamy biosferą. Jest to strefa życia organizmów, dostarczająca im niezbędnych do istnienia składników.

Obecny skład atmosfery, hydrosfery i biosfery, a także skład chemiczny skalnej części naszej planety ukształtował się w toku długotrwałych procesów, w ciągu 4,5 mld lat istnienia Ziemi. Biosfera podlegała stałej, znaczącej ewolucji, natomiast skład chemiczny hydrosfery i atmosfery pozostaje w zasadzie niezmieniony od ok. 300 mln lat.

Skład obecnej atmosfery zawdzięczamy pojawieniu się życia na Ziemi. W pierwotnej atmosferze znajdował się przede wszystkim dwutlenek węgla, azot, para wodna, tlenek węgla i wodór, którym towarzyszyły też zapewne jakieś ilości metanu, amoniaku, czy tlenki siarki. Pewne jest jedno – brak było wolnego tlenu. Pojawił się on w stanie wolnym w atmosferze dopiero około 2,5 mld temu i początkowo brał udział w procesie utleniania skał. Dopiero później, w wyniku procesów fotosyntezy ilość tlenu zaczęła szybko rosnąć, by obecny poziom osiągnąć w karbonie.

Woda hydrosfery ziemskiej pochodzi najprawdopodobniej głównie z degazacji materii wnętrza Ziemi w czasie procesów magmowych, które w pierwszym etapie jej istnienia były bardzo intensywne. Zapewne część wody pochodzi także z akrecji lodowych jąder komet, które weszły w skład pierwotnej Ziemi. Było to możliwe dopiero wtedy, gdy temperatura powierzchni Ziemi obniżyła się poniżej 100°, a wcześniej para wodna gromadziła się w atmosferze. Zbiorniki wodne w krótkim czasie zmieniły się w akweny morskie i oceaniczne. Nie ma raczej wątpliwości, że baseny oceaniczne istniały już w paleozoiku, a zapewne i proterozoiku, o czym świadczą osady głębokomorskie. Wiadomo, że oceany musiały znacznie zwiększyć swą objętość (a zatem i głębokość) po rozpadzie Pangei w jurze wskutek degazacji magmy powstającej w procesach ryftogenezy.

Wiek Ziemi

Mechanizm powstania Ziemi i Układu Słonecznego nie jest jeszcze do końca poznany. Teorie na ten temat muszą być spójne z teorią powstania i ewolucji Wszechświata. Ziemia wraz z całym Układem Słonecznym powstała ok. 4,6 mld lat temu, kiedy Wszechświat, utworzony w wyniku Wielkiego Wybuchu ok. 13,772 ± 0,059 mld lat temu, osiągnął już 2/3 dzisiejszej wielkości. Według powszechnego wśród kosmologów przekonania, planety Układu Słonecznego powstały w wyniku akrecji pyłu kosmicznego, planetoid, asteroidów, jąder komet różnej wielkości w polu grawitacyjnym Słońca, gdy nieodległa gwiazda zapadła się w supernową, wyrzucając z siebie z dużą prędkością zewnętrzne fragmenty. W pierwszym okresie swego istnienia Ziemia była nieustannie bombardowana obiektami kosmicznymi. Przypuszcza się, że do powstania planety wielkości Ziemi potrzeba było ok. 100 mln lat. Wkrótce po powstaniu Ziemi, w wyniku jej kolizji z planetą wielkości Marsa, powstał Księżyc (4,527 ± 0,01 mld lat temu).

Bombardowanie Ziemi uwalniało wielkie ilości ciepła, co doprowadziło do całkowitego lub niemal całkowitego upłynnienia pierwotnej materii Ziemi, która, stygnąc, ulegała powolnej dyferencjacji, co spowodowało rozwarstwienie Ziemi na geosfery, w tym powstanie atmosfery i hydrosfery, których pierwotny skład był jednak zupełnie inny od współczesnego.

Skorupa ziemska była początkowo bardzo niestabilna, cienka i składała się głównie ze skał typu bazaltów. Nie było hydrosfery, a atmosfera składała się z tlenku i dwutlenku węgla, siarkowodoru, dwutlenku siarki, amoniaku, chlorowodoru i innych gazów. Procesy wulkaniczne w początkowym stadium istnienia Ziemi powodowały przedostawanie się do bardzo gorącej jeszcze atmosfery pary wodnej (w bazaltach jest ok. 7% wody). Z czasem do powierzchni zaczęła docierać wytopiona z głębi magma granitowa, złożona z lżejszych i łatwiej topliwych substancji rozproszonych w głębi Ziemi. Powodowało to różnicowanie się skorupy i zapoczątkowało powstawanie „granitowej” warstwy skorupy ziemskiej. Gdy temperatura powierzchni Ziemi i atmosfery spadła poniżej 100°C, mogła się już kondensować para wodna. W ciągu pierwszych 4 mld lat na powierzchni zgromadziła się woda wydostająca się z głębi Ziemi w wyniku procesów wulkanicznych. Zbiorniki wodne były początkowo ciepłe i płytkie, lecz szybko powiększały swą objętość i głębokość. O istnieniu hydrosfery już ok. 0,5 mld lat od chwili powstania Ziemi świadczą skały osadowe wieku ok. 3,8 mld lat. Powstanie pierwszych skał osadowych spowodowało dalsze zmiany składu skorupy ziemskiej, skały ulegały przeobrażaniu i przetapianiu wskutek procesów tektonicznych związanych z tektoniką płyt litosfery. Powiększał się obszar zbudowany ze skorupy kontynentalnej.

W wodach pierwotnych zbiorników były rozpuszczone różne składniki gazów wulkanicznych i atmosferycznych. W pierwszym etapie wody gromadzące się na powierzchni ziemi miały silnie kwaśny odczyn, a ich skład był zapewne podobny do składu wód wydobywających się dzisiaj z gorących źródeł. To „kwasowe” stadium rozwoju oceanów trwało do ok. 3 mld lat temu. W wyniku reakcji chemicznych między rozpuszczonymi w wodzie związkami następowało stopniowe osłabianie kwaśnego odczynu wód morskich.

Drugie stadium rozwoju wód oceanicznych i atmosfery przypada na okres kształtowania się biosfery, zakończony ok. 600 mln lat temu. Protisty (eukariotyczne jednokomórkowce – niektóre glony i pierwotniaki) oraz rośliny zaczęły produkować wolny tlen w procesie fotosyntezy. Dopływ tlenu powodował, że atmosfera stopniowo przybierała cechy utleniające. Dzięki temu znaczna część azotu, który do tej pory znajdował się w oceanie w postaci amoniaku, przeszła do atmosfery. Procesy biochemiczne powodowały wiązanie dwutlenku węgla, którego do tej pory było bardzo dużo. To wszystko znacznie osłabiało kwaśny odczyn wód morskich.

Z chwilą ustabilizowania się składu atmosfery ok. 300 mln lat temu, ustabilizowała się również migracja pierwiastków zawartych w wodzie morskiej. Skład soli rozpuszczonych w wodach morskich się zmienił i woda stała się chlorkowo-węglanowo-siarczanowa. Od tej pory skład soli rozpuszczonych w oceanach nie zmienił się praktycznie do dziś.

Począwszy od powstania skorupy ziemskiej, oblicze naszej planety zmieniało się nieustannie. Najstarsze minerały Ziemi mają niemal 4,3 mld lat, a najstarsze skały ok. 4 mld lat. Najstarsze ślady życia stwierdzono w skałach wieku ok. 3,8 mld lat. Przez dłuższą część ewolucji Ziemi (eon archaiczny i proterozoiczny) działały potężne, wielokrotne ruchy tektoniczne, w trakcie których silnym deformacjom i przeobrażeniom uległy znaczne obszary współczesnych kontynentów. Okresy wzmożonej aktywności tektonicznej skorupy ziemskiej, które prowadzą do powstania łańcuchów górskich, nazywamy orogenezami; w czasie orogenez nasilała się również aktywność magmowa skorupy ziemskiej.

Według teorii tektoniki płyt pojęcie orogenezy przestało mieć przyporządkowanie czasowe. Ruchy górotwórcze są związane przede wszystkim ze strefami subdukcji i kolizją bloków kontynentalnych, które następowały w bardzo różnym czasie w różnych częściach świata. Podział historii górotwórczości na orogenezy jest więc odmienny na różnych kontynentach. Podział stosowany w tym podręczniku wynika z tradycji geologii europejskiej.

Aż do końca ery neoproterozoicznej, tzn. do ok. 542 mln lat temu, życie na Ziemi rozwijało się bardzo powoli. Stąd też ten okres dziejów Ziemi, jaki upłynął od powstania skorupy ziemskiej do 542 mln lat temu, nazywamy kryptozoikiem, czyli okresem utajonego życia. Dopiero od początku ery paleozoicznej nastąpił gwałtowny rozwój organizmów szkieletowych, co zapewne było wywołane zwiększaniem się ilości tlenu w atmosferze.

W ostatnich 600 mln lat istnienia naszej planety następowały kolejne ruchy górotwórcze, które uformowały pasma górskie, kontynenty zmieniały swe pozycje, pojawiły się pierwsze rośliny lądowe, które poprzedziły inwazję kręgowców na ląd. Najpierw pojawiły się płazy, później gady, ptaki i ssaki, a w ostatnim okresie dziejów Ziemi wyodrębnił się człowiek.

Wyobraźmy sobie, że bieg czasu został przyspieszony 4,6 mld razy. Cała historia naszej planety skróciłaby się wówczas do jednego roku. Zobaczmy, jak w tej skali wyglądałyby dzieje Ziemi.

Okres, który upłynął od 1 do 17 stycznia, otoczony jest mgłą tajemnicy. W tym czasie formowały się warstwy Ziemi, ze skorupą ziemską włącznie. Około 8 stycznia powstał Księżyc. Pierwsze informacje, jakimi dysponujemy, dotyczą właśnie 17 stycznia. Z tego dnia pochodzi najstarszy znany na Ziemi minerał (cyrkon) znaleziony w Australii. Z 17 lutego pochodzą najstarsze skały. Około 4 marca pojawiły się bardzo prymitywne formy życia, które bardzo długo utrzymywały się na słabo zaawansowanym poziomie. 6 listopada na planecie staje się bardzo zimno i niemal cała kula ziemska pokrywa się lodem i śniegiem. Jednak lody szybko topnieją. Gwałtowny rozwój życia organicznego rozpoczyna się dopiero ok. 13 listopada, ale już 1 grudnia pierwsze organizmy wyszły na ląd.

3 grudnia pojawiają się pierwsze płazy, lecz następuje wielki kryzys w świecie organicznym. 5 grudnia nastąpiły wielkie ruchy górotwórcze (orogeneza waryscyjska), powstały struktury Sudetów i Gór Świętokrzyskich, pojawiają się gady.

Układ lądów i mórz zmieniał się nieustannie. Na wielu kontynentach, w pierwszych dniach grudnia, wypiętrzyły się wielkie łańcuchy górskie, a w kotlinach i na przedpolach gór, w wilgotnym i gorącym klimacie powstawały pokłady szczątków roślinnych, z których później utworzył się węgiel kamienny. 10 grudnia w Polsce ma miejsce działalność wulkaniczna – powstają porfiry i melafiry Dolnego Śląska i okolic Krakowa. Około 11 grudnia kontynent euroamerykański zderzył się z kontynentem syberyjskim, w wyniku czego powstały struktury tektoniczne Uralu.

Tego samego dnia powstają złoża miedzi i soli kamiennej w Polsce, na świecie następuje największy w historii kryzys świata organicznego. Ginie około 95% organizmów. Przyczyny tego kryzysu nie są znane.

13 grudnia pojawiły się pierwsze dinozaury i pierwsze ssaki. Między 14 a 26 grudnia panowały w morzach amonity, a na lądzie i w powietrzu dominowały dinozaury. 20 grudnia pojawiły się pierwsze ptaki, lecz 26 grudnia uderzenie meteoru o średnicy 10 km w Ziemię w rejonie Jukatanu spowodowało kataklizm, który doprowadził do wyginięcia dinozaurów, amonitów, belemnitów i innych grup zwierzęcych, co jednak spowodowało, że zajmujące do tej pory nisze ewolucyjne ssaki, znalazły sprzyjające warunki do ewolucji.

W tym samym dniu fałdują się skały w Tatrach i Pieninach. W ciągu ostatnich dwóch dni Ziemia zmienia swe oblicze w wyniku potężnych ruchów górotwórczych orogenezy alpejskiej. W Polsce fałdują się i wypiętrzają Karpaty fliszowe.

W nocy z 30 na 31 grudnia powstają w Polsce złoża soli kamiennej Wieliczki, złoża węgla brunatnego i złoża siarki rodzimej. 31 grudnia o 15:00 rozpoczyna się zlodowacenie Grenlandii. O 17:00 pojawiają się pierwsze australopiteki, a o 19:00 najstarsi przedstawiciele Homo.

Ostatniego dnia roku ok. godziny 20 zaczyna się oziębiać klimat na półkuli północnej. Rozpoczyna się epoka lodowa, w trakcie której znaczną część Eurazji i Ameryki Północnej wielokrotnie pokryją lądolody. Jednocześnie następuje szybka ewolucja człowiekowatych. O 23:12 pojawia się neandertalczyk. Homo sapiens pojawił się w ostatniej godzinie roku po 23:35. Czas ten wystarczył człowiekowi, aby zasiedlić Ziemię.

Minutę przed północą topnieją ostatnie lądolody skandynawskie. 30 sekund przed północą powstaje piramida Cheopsa, a 8 sekund przed końcem roku Mieszko I przyjmuje chrzest.

Podział dziejów Ziemi na ery, okresy i epoki jest oparty na ewolucji świata organicznego oraz na zjawiskach górotwórczych. Jedynie podziału eonu archaicznego i proterozoicznego dokonano na podstawie datowania promieniotwórczego wieku skał. Podział ten, wraz z najważniejszymi wydarzeniami w historii Ziemi, zilustrowano tabelą stratygraficzną na końcu podręcznika.

Budowa Ziemi

Bezpośrednie dane o budowie naszej planety pochodzą tylko z jej przypowierzchniowej warstwy. W stosunku do długości promienia ziemskiego jest to zaledwie ułamek procenta. O budowie głębszych partii Ziemi wnioskujemy na podstawie badań geofizycznych, głównie sejsmicznych, wykorzystujących fale sejsmiczne i ich zachowanie się w trakcie przechodzenia przez różne ośrodki skalne.

Fale sejsmiczne powstają wskutek zaburzenia równowagi w ciele sprężystym, jakim jest skorupa ziemska i głębsze partie Ziemi. Najczęściej następuje to w wyniku trzęsienia ziemi. W momencie zaburzenia równowagi tworzą się dwa rodzaje fal – fale podłużne i fale poprzeczne. W fali podłużnej drgania rozchodzą się w tym samym kierunku, w którym porusza się fala. W fali poprzecznej drgania zachodzą prostopadle do kierunku ruchu fali (rys. 1.2). Gdy fale sejsmiczne dotrą do powierzchni ziemi, wzbudzają trzeci rodzaj fal – fale powierzchniowe.

Prędkość fal sejsmicznych zależy od własności sprężystych i gęstości ośrodka, w którym się rozchodzą (a zatem od własności fizycznych skał). Im większa gęstość skały, tym większa prędkość fal sejsmicznych. Z prędkości rozchodzenia się fal sejsmicznych można wnioskować o gęstości skał.

Poprzeczne i podłużne fale sejsmiczne rozchodzą się z różną prędkością, od kilkuset m/s w luźnych skałach osadowych do 8 km/s w skrajnie zasadowych perydotytach. Fale podłużne są dwukrotnie szybsze od fal poprzecznych (tab. 1.5).

Rys. 1.2. Fale sprężyste podłużne (P) i poprzeczne (S)

Fale sejsmiczne na pewnych głębokościach skokowo zmieniają prędkość, ulegają załamaniu i odbiciu. Powierzchnie, na których skokowo zmienia się szybkość fal sejsmicznych, a część z nich odbija się od nich lub załamuje, nazywamy powierzchniami nieciągłości. Pierwszą powierzchnię nieciągłości, znajdującą się na głębokości ok. 50–60 km pod kontynentami, stwierdził w 1910 r. chorwacki geofizyk A. Mohorovicić.

Tabela 1.5. Prędkość podłużnych i poprzecznych fal sejsmicznych w różnych rodzajach skał

Rodzaj skał

Prędkość fal (km/s)

podłużnych

poprzecznych

łupki krystaliczne

bazalty

granitoidy

wapienie

piaski

5,5–7,0

6,0–6,2

5,0–5,5

3,8–5,7

0,5–2,0

2,8–3,3

3,5

3,0

2,4–3,4

0,3–1,5

Powierzchnia ta jest powszechnie uznawana za granicę między skorupą ziemską a płaszczem Ziemi i jest nazywana powierzchnią Mohorovicicia, albo krótko – Moho. Obecnie wiadomo, że nie jest to powierzchnia, lecz warstwa grubości kilku kilometrów i należy nazywać ją raczej warstwą Moho. W 1925 r. australijski geofizyk Victor Conrad wyróżnił jeszcze jedną powierzchnię nieciągłości, znajdującą się między powierzchnią Ziemi a Moho. Powierzchnia ta została nazwana powierzchnią Conrada. Nie jest jednak ciągła – brak jej w wielu częściach skorupy kontynentalnej. Inne powierzchnie nieciągłości znajdują się między Moho a środkiem Ziemi.

Na podstawie prędkości rozchodzenia się, załamywania i odbijania fal sejsmicznych kulę ziemską podzielono na warstwy – geosfery. Znając szybkości fal sejsmicznych i czas ich przebiegu, można obliczyć głębokość występowania poszczególnych nieciągłości. Z faktu, że w jądrze zewnętrznym zanikają fale poprzeczne wzbudzone trzęsieniem ziemi (rys. 1.3), wyciągnięto wniosek, że jest ono w stanie płynnym. Każda z wyróżnionych stref ma inne parametry fizyczne (rys. 1.4) i inny skład chemiczny.

Rys. 1.3. Na podstawie prędkości rozchodzenia się fal sejsmicznych, ich załamywania się i obijania od pewnych powierzchni we wnętrzu Ziemi kulę ziemską podzielono na geosfery

Najlepiej poznana jest przypowierzchniowa warstwa Ziemi – skorupa ziemska. Nie jest ona jednorodna i jej budowa zmienia się w pionie i w poziomie. Od dawna wiedziano, że skorupa ziemska kontynentów różni się od skorupy ziemskiej obszarów oceanicznych grubością i rodzajem budujących ją skał. Stąd też w obrębie skorupy ziemskiej wyodrębniono skorupę kontynentalną i skorupę oceaniczną.

Skorupa kontynentalna ma budowę trójwarstwową; poczynając od powierzchni wyróżnia się warstwy:

– osadową, niekiedy nie występuje (np. na tarczach starych platform kontynentalnych), ma grubość od 0 do kilkunastu km, wyjątkowo przekracza 20 km;

– „granitową” (zwaną też „granitowo-metamorficzną”), w której skład wchodzą skały metamorficzne i magmowe o własnościach geofizycznych zbliżonych do granitów, ma gęstość ok. 2,7–2,9 g/cm³;

Rys. 1.4. Geosfery różnią się od siebie składem chemicznym i właściwościami fizycznymi

– warstwę „bazaltową”, złożoną ze skał o własnościach geofizycznych zbliżonych do bazaltów, ma gęstość ok. 3,3 g/cm³.

Skorupa oceaniczna na ogół ma również budowę trójwarstwową; od powierzchni wyróżnia się warstwy:

– osadową, grubości od 0 do kilku km;

– osadowo-wulkaniczną, zbudowaną z przewarstwiających się osadów oceanicznych, pokryw lawowych i żył skał wulkanicznych;

– „bazaltową”, o własnościach podobnych jak w skorupie kontynentalnej.

Skorupa kontynentalna ma średnią miąższość 35–40 km, pod młodymi łańcuchami górskimi zwiększa się nawet do 70 km. Skorupa oceaniczna ma znacznie mniejsze miąższości – od kilkuset metrów w osiowych strefach grzbietów śródoceanicznych do 7–15 km w brzeżnych strefach oceanów. Granice między skorupą kontynentalną i oceaniczną przebiegają wzdłuż podnóży stoków kontynentalnych.

Przejściowy typ skorupy, charakterystyczny dla łuków wysp, basenów załukowych i rowów oceanicznych został nazwany skorupą subkontynentalną lub suboceaniczną.

Poniżej warstwy „bazaltowej” znajduje się górny płaszcz Ziemi, oddzielony od niej powierzchnią (warstwą) Moho. Jego górna część nosi nazwę warstwy „perydotytowej” (gdyż zbudowana jest ze skał o własnościach perydotytów). Warstwa „perydotytowa” wraz ze skorupą ziemską tworzą litosferę (rys. 1.5).

Rys. 1.5. Schematyczny przekrój przez litosferę kontynentów i oceanów z rozkładem temperatury (wg J. Mitchella, zmieniona)

Litosfera, wraz z pozostałą częścią górnego płaszcza, bierze udział w procesach tektonicznych, które na powierzchni Ziemi przejawiają się powstawaniem łańcuchów górskich, pękaniem i rozsuwaniem się kontynentów, ich zderzaniem się itp. Stąd też skorupę ziemską wraz z górnym płaszczem nazywamy tektonosferą.

Ciepło Ziemi

Ziemia ma własne źródło ciepła znajdujące się w jądrze. Ciepło to dociera do powierzchni Ziemi, a jego część wypromieniowuje w przestrzeń kosmiczną. Zatem, wraz z głębokością temperatura skał stale wzrasta. Szybkość tego wzrostu opisuje się stopniem geotermicznym lub gradientem geotermicznym. Stopień geotermiczny odpowiada liczbie metrów, o którą należy przesunąć się w głąb Ziemi, aby temperatura wzrosła o 1°C. Wartość stopnia geotermicznego w jakimś miejscu (tab. 1.6) jest uzależniona od budowy i historii geologicznej odpowiedniego fragmentu skorupy ziemskiej. Średnia wartość stopnia geotermicznego dla Europy Zachodniej i Środkowej wynosi ok. 33 m/°C, a dla Polski – ok. 47,2 m/°C.

Tabela 1.6. Wartość stopnia geotermicznego w wybranych miejscach

Miejscowość lub region

Stopień geotermiczny (m/°C)

Bahamy

180,2

Witwatersrand (RPA)

117,0

Krzywy Róg

112,5

Pisz (Mazury)

96,0

Zakopane

47,1

Krosno

41,7

Santoryn (Grecja)

7,0

Lardello (Wiochy)

1,5

Gradient geotermiczny określa wzrost temperatury w °C przypadający na 1 m głębokości. Aby uniknąć jednak wartości mniejszych od 1, często podaje się go w °C/100 m głębokości. Zarówno gradient, jak i stopień geotermiczny na jakimś obszarze (kraju, kontynentu) można przedstawić na mapach w postaci izolinii. W Polsce najwyższy gradient geotermiczny występuje na południowym zachodzie. Tam też temperatura na głębokości 2 km jest największa i sięga ponad 80°C (rys. 1.6).

Przypuszcza się, że temperatura Ziemi wzrasta wraz z głębokością zgodnie ze stopniem geotermicznym tylko do głębokości ok. 100 km, a następnie wzrasta już znacznie wolniej. W jądrze Ziemi temperatura sięga ok. 6000°C (taka temperatura panuje na powierzchni Słońca). Ciepło wnętrza Ziemi jest pozostałością z tego okresu jej ewolucji, kiedy była jeszcze ciałem częściowo lub całkowicie upłynnionym.

Rys. 1.6. Gradient geotermiczny (a) i temperatura na głębokości 2 km (b) na obszarze Polski (wg J. Majorowicza, zmieniona)

Badania ostatnich lat wykazały, że na obszarach niedawno zlodowaconych wzrost temperatury wraz z głębokością jest nieco inny, niż wynikałoby to ze stopnia geotermicznego. Górna część skał osadowych jest wyraźnie cieplejsza od osadów leżących głębiej. Spowodowane jest to pewną „bezwładnością” cieplną skał leżących do głębokości ok. 1 km. Obniżenie temperatury dolnych serii skalnych jest związane z oziębiającym wpływem zlodowaceń plejstoceńskich (wieczna marzłoć sięgała do głębokości kilkuset metrów). W rejonie Suwałk najlepiej zachowane pozostałości termiczne wiecznej marzłoci są na głębokości ok. 400 m (rys. 1.7).

Ciepło dostarczane z wnętrza Ziemi na powierzchnię nosi nazwę strumienia cieplnego. Strumień cieplny jest to ilość ciepła (w miliwatach) wypromieniowanego przez 1 m² powierzchni Ziemi w ciągu 1 s – wynosi średnio 70 mW/m². Całkowity strumień cieplny Ziemi wynosi ok. 3,8 · 10¹³ W. Jest to kilka tysięcy razy mniej ciepła niż Ziemia otrzymuje od Słońca. Tylko około 65–85% ciepła wypływającego z Ziemi jako strumień cieplny jest uzupełniana przez ciepło wytwarzane przez pierwiastki promieniotwórcze, co prowadzi do oziębiania wnętrza Ziemi.

Różnice między rzeczywistym ciepłem dostarczanym z wnętrza Ziemi a jego wartością średnią nazywamy anomaliami termicznymi. Dodatnie anomalie termiczne są związane z grzbietami śródoceanicznymi i obszarami wulkanicznymi, anomalie ujemne zaś – ze strefami łuków wysp i rowów oceanicznych.

Poza obszarami wulkanicznymi gęstość strumienia cieplnego nie ulega dużym zmianom; średnia wielkość (gęstość) strumienia dla kontynentów (razem z szelfem) wynosi 56 mW · m–2, przy czym najniższą jego wartość ma Afryka – 50 mW · m–2, a najwyższą – Australia (64 mW · m–2). Mniej niż 1/3 część strumienia cieplnego na kontynentach jest wytwarzana w skałach skorupy ziemskiej przez pierwiastki promieniotwórcze, a pozostała dociera z płaszcza Ziemi. Średnia gęstość strumienia dla skorupy oceanicznej wynosi 78 mW · m–2, przy czym występuje wyraźna zależność wielkości strumienia cieplnego od wieku skał dna: im dno jest starsze, tym wielkość ta jest mniejsza.

Rys. 1.7. Wyniki pomiaru temperatury w otworze Udryń IG-8 na Suwalszczyźnie
(wg J. Szewczyka, zmodyfikowany)

Procesy endogeniczne i egzogeniczne kształtujące oblicze Ziemi

Ciepło wnętrza Ziemi oraz ciepło wynikające z siły ciężkości są odpowiedzialne za procesy wewnętrzne (endogeniczne), kształtujące oblicze naszej planety. Dzięki niemu z płaszcza Ziemi dociera do jej powierzchni materia jego wnętrza, co powoduje zjawiska wulkaniczne. Przemieszczanie się ciepła w płaszczu Ziemi w formie wielkich komór konwekcyjnych powoduje nie tylko ruch materii płaszcza, ale też sztywnej powłoki Ziemi – litosfery. W miejscach występowania wstępujących prądów konwekcyjnych, w ryftach oceanicznych, powstaje ciągle nowa litosfera, która rozrasta się na boki, by nad zstępującymi gałęziami tych prądów – w strefach subdukcji znów się pogrążyć w płaszczu Ziemi. Towarzyszą temu procesy górotwórcze, magmatyzm i przeobrażanie się wcześniej powstałych skał (rys. 1.8).

Rys. 1.8. Konwekcja w płaszczu Ziemi (a) i jej wpływ na procesy zachodzące w skorupie ziemskiej i na jej powierzchni (b) (wg Ch. Plummera i D. McGeary’ego, zmodyfikowana)

Zespół tych procesów i wzajemne zależności między nimi najlepiej opisuje teoria tektoniki płyt litosfery, która zostanie przedstawiona szczegółowo w rozdz. 19.

Do procesów endogenicznych zaliczamy:

– diastrofizm – zespół procesów prowadzących do ruchów i deformacji skorupy ziemskiej;

– magmatyzm – ogół procesów prowadzących do powstawania skał magmowych na powierzchni Ziemi i w jej wnętrzu;

– metamorfizm – zespół procesów powodujących przeobrażanie skał, poddawanych działaniu wysokiej temperatury i wysokiego ciśnienia.

Energia docierająca z zewnątrz Ziemi, głównie energia słoneczna i siły grawitacyjne (między Ziemią, Księżycem i Słońcem) są źródłem procesów zewnętrznych (egzogenicznych).

Zarówno procesy endogeniczne, jak i egzogeniczne, odgrywają rolę niszczącą lub budującą. W wyniku niszczenia skały skorupy ziemskiej ulegają zmianom fizycznym i chemicznym, kruszeniu i rozdrabnianiu, co w konsekwencji prowadzi do obniżania powierzchni Ziemi. Procesy budujące prowadzą z jednej strony do powstawania osadów, a z drugiej – do tworzenia się łańcuchów górskich. Z niszczeniem i budowaniem różnych form powierzchniowych jest związany transport, który przemieszcza produkty niszczenia niekiedy na wielkie odległości. Ukształtowanie powierzchni jest wypadkową działania procesów egzo- i endogenicznych.

Do procesów egzogenicznych zaliczamy:

– wietrzenie – rozpad mechaniczny i rozkład chemiczny skał pod wpływem nasłonecznienia, oddziaływania na skały wód gruntowych i działania organizmów, zachodzący na powierzchni ziemi i w strefie przypowierzchniowej;

– erozję – mechaniczne niszczenie skał przez wody, lodowce i wiatr;

– powierzchniowe ruchy masowe – przemieszczanie po stoku przypowierzchniowych partii skał i zwietrzeliny w wyniku działania siły ciężkości;

– sedymentację – gromadzenie się osadów w wyniku osadzania materiału okruchowego, działalności organizmów lub wytrącania z wód.

Wszystkie procesy geologiczne wywołują przemieszczanie materii w obrębie skorupy ziemskiej i górnego płaszcza. Procesy wewnętrzne wymuszają ruch materii z głębszych partii skorupy ziemskiej i płaszcza ku powierzchni Ziemi. Na powierzchni skały są poddawane działaniu egzogenicznych procesów geologicznych. Obecnie do czynników niszczących skały dochodzi jeszcze działalność człowieka. Woda, lodowce i wiatr przenoszą produkty niszczenia skał, które osadzają się w różnych miejscach, tak w morzu, jak i na lądzie. Tworzą nowe, całkiem inne skały od tych, które zostały zniszczone. Skały te mogą być potem sfałdowane, wciągnięte w głębsze partie skorupy ziemskiej czy w górny płaszcz, przeobrażone, a w końcu przetopione. Produkty tego przeobrażenia i przetopienia później znów są wynoszone na powierzchnię dzięki działalności magmowej czy górotwórczej i krążenie materii w przypowierzchniowych strefach Ziemi rozpoczyna się od nowa:

W ten sposób materia przypowierzchniowych warstw Ziemi może wielokrotnie przechodzić przez różne geosfery i być poddawana wielu różnorodnym procesom geologicznym (rys. 1.9); zjawisko to nazywa się cyklem skalnym.

Wietrzenie, erozja i ruchy masowe, współdziałając ze sobą, powodują stopniowe obniżanie wyniosłości powierzchni ziemi. Produkty wietrzenia i erozji są przenoszone z wyższych miejsc w niższe pod wpływem ciężaru lub w wyniku działalności wód, lodowców i wiatrów. Proces przemieszczania się produktów wietrzenia, erozji i ruchów masowych z wyższych obszarów w niższe nazywamy denudacją (łac. denudo – obnażam). Efektem denudacji jest niszczenie i zrównywanie wszelkich dodatnich form morfologicznych i transportowanie produktów niszczenia do obniżeń. Dzięki temu obniżenia są zasypywane osadami pochodzącymi z wyniesień. W konsekwencji niwelowanie wyniosłości i zasypywanie obniżeń prowadzi do zrównywania powierzchni, czyli gradacji.

Rys. 1.9. Cykl obiegu węglanu wapnia w skorupie ziemskiej (wg F. Pressa i R. Sievera)

Są dwie główne przyczyny procesów denudacyjnych – zmiany temperatury na powierzchni ziemi oraz grawitacja, która powoduje ruch wody w rzekach, ruch lodowców i tworzenie się osuwisk, obrywów, zsuwów i innych ruchów masowych. Czynniki powodujące denudację działają ze zróżnicowaną prędkością; uzależnione jest to przede wszystkim od klimatu, budowy geologicznej obszaru oraz wysokości nad poziomem morza. Denudacja postępuje najszybciej w wysokich górach w zimnym klimacie, gdzie występują obfite opady śniegu – tempo denudacji dochodzi tam do 7–9 cm/100 lat. Wolniejsze tempo denudacji obserwujemy w strefie umiarkowanej z klimatem wilgotnym (np. na Kaukazie ok. 4,5 cm/100 lat). Z jeszcze mniejszą szybkością obniżają się obszary górskie w klimacie suchym. Znacznie wolniej denudacja przebiega na nizinach, gdzie wpływ klimatu nie jest tak duży jak w górach, np. obszar dorzecza Missisipi obniża się średnio 0,4 cm/100 lat, a Nizina Wschodnioeuropejska – tylko 0,03 cm/100 lat.

Gdyby powierzchnia Ziemi nie podlegała ruchom pionowym wskutek działania czynników wewnętrznych, wówczas powierzchnia kontynentów zostałaby zrównana do poziomu morza w ciągu 20–25 mln lat. Procesy zewnętrzne i wewnętrzne, zachodzące na powierzchni naszej planety, powodują, że żaden jej fragment nie może być uznany za statyczny. Jest wręcz przeciwnie – każdy obszar podlega nieustannym zmianom.

W różnych strefach klimatycznych denudację wywołuje zwykle pewien określony czynnik. Na obszarach zlodowaconych będą to lodowce i wody pochodzące z ich topnienia, a na obszarach pustynnych – wietrzenie oraz działalność wiatru. Na obszarach wilgotnych ważną rolę odgrywają wody płynące. W Polsce głównym czynnikiem denudacyjnym jest działalność rzek. Zatem, przy takiej samej budowie geologicznej i jednakowej wysokości różnych obszarów denudacja będzie przebiegała różnie, w zależności od klimatu. Wyróżnia się w związku z tym trzy główne typy denudacji: normalną (przebiegającą w klimacie wilgotnym), pustyniową i glacjalną.

Nie wszystkie procesy geologiczne można bezpośrednio zaobserwować. Nie można zobaczyć, jak tworzą się głębinowe skały magmowe, nie sposób dostrzec metamorfizmu skał w głębszych częściach skorupy ziemskiej. Z uwagi na tempo procesów orogenicznych, trudno też zauważyć powstawanie gór. Wiele procesów geologicznych jest tak powolnych, że ich skutków nie można zobaczyć w ciągu ludzkiego życia.

W skałach skorupy ziemskiej są zarejestrowane procesy geologiczne, które zachodziły w różnych stadiach przeszłości geologicznej Ziemi. Według przedstawionej przez Lyella zasady aktualizmu geologicznego, wszystkie procesy zachodzące obecnie na Ziemi działały i w przeszłości. Poznając zatem współczesne procesy geologiczne, zachodzące na powierzchni i pod powierzchnią naszej planety, przyczyniamy się jednocześnie do poznawania jej przeszłości.

WARTO WIEDZIEĆ

Środowisko, w którym człowiek żyje i którego jest elementem, zmienia się również dzięki jego działalności. Ingerencja człowieka w otoczenie spowodowała wiele niekorzystnych zmian, z których najważniejsze jest zanieczyszczenie środowiska wskutek emisji do gleby, wód i powietrza substancji powstających w różnorodnych procesach technologicznych. Efektem tego jest podnoszenie się temperatury na Ziemi, zmierzające do globalnego ocieplenia. Globalne ocieplenie będzie miało katastrofalne następstwa dla człowieka. Poziom wód w oceanie światowym znacznie się podniesie wskutek topnienia arktycznych i antarktycznych lądolodów, zwiększy się kontrastowość klimatu, zmniejszy się produkcja biomasy. To wszystko ma nastąpić w wyniku nadmiernej emisji przez człowieka gazów cieplarnianych, przede wszystkim dwutlenku węgla, metanu, freonów, chlorowodoru.

Czy człowiek przyczynia się do drastycznych zmian klimatu? Z całą stanowczością nikt nie może odpowiedzieć na to pytanie twierdząco, choć faktem jest, że w ciągu ostatnich 140 lat średnia temperatura na Ziemi się podniosła. Czy jednak z całą pewnością winien jest tylko człowiek? Prawda, że były zimy w XVII w., gdy do Szwecji można było się przeprawić przez Bałtyk saniami, a na jego środku stała karczma oferująca gościnę strudzonym i zziębniętym podróżnym. Ale 900 lat temu średnia temperatura na Ziemi była wyższa niż obecnie o 1–2°C, a czyż wówczas produkcja gazów cieplarnianych przez człowieka była większa niż obecnie? W karbonie, ok. 360–300 mln lat temu, ilość dwutlenku węgla w atmosferze ziemskiej była kilka razy większa niż dzisiaj, a przecież nie człowiek go produkował. W tym samym czasie istniały na Ziemi potężne lądolody.

Jednakże nie wszędzie dzisiaj temperatura się podnosi. W latach 1920–88 średnia temperatura na Spitsbergenie i niedalekiej wyspie Jan Mayen obniżyła się o 2°C. Jeśli przyjrzymy się zmianom średniej temperatury na obszarze Morza Sargassowego w ciągu ostatnich 3 tys. lat, określonej na podstawie stosunku izotopów tlenu w szkieletach otwornic w osadach dennych, okaże się, że średnia temperatura wcale nie wzrosła, tylko zmalała. Oznacza to, że globalny wzrost średniej temperatury nie musi być spowodowany efektem cieplarnianym, lecz innymi czynnikami. Niektórzy klimatolodzy sądzą wręcz, że ocieplanie się klimatu wcale nie jest spowodowane aktywnością człowieka, lecz wzmożeniem aktywności Słońca.

Wielu ekologów twierdzi, że gwałtowne powodzie w Europie w ostatniej dekadzie są wynikiem zmian klimatycznych wywołanych działalnością człowieka. Zapominają jednak, że wielkie powodzie występowały i znacznie wcześniej. Jedna z najtragiczniejszych powodzi w Europie, która m.in. zmieniła bieg Łaby, wydarzyła się w 1784 r. Latem 1342 r., w ciągu 8 dni lipca, na środkową Europę spadło ok. połowy rocznych opadów, a ślady powodzi, która wówczas nastąpiła, są do dzisiaj czytelne w ukształtowaniu terenu.

Przypisywanie tylko człowiekowi winy za zwiększanie się efektu cieplarnianego jest wynikiem głębokiej nieznajomości problemów przyrodniczych przez ekologów. Wystarczy powiedzieć, że na 0,04% przypadających na dwutlenek węgla w atmosferze ziemskiej, na dwutlenek węgla produkowany przez człowieka przypada zaledwie 5%, jego całkowitej ilości w atmosferze. Aż 95% tego gazu pochodzi ze źródeł naturalnych, w tym głównie z działalności wulkanicznej.

Mimo, że emisje ze spalania paliw kopalnych są około 20 razy mniejsze niż emisje ze źródeł naturalnych, nie można ich lekceważyć gdyż naturalne emisje dwutlenku węgla (CO₂) z oceanów i roślinności równoważą się z pochłanianiem tego gazu także przez oceany i roślinność. Tę równowagę zakłócają ludzkie emisje, które pomimo pochłaniania połowy przez przyrodę, i tak osiągają w ciągu roku ok. 36 mln ton CO₂, z roku na rok rosnąc o 16 mld ton. Badania wykazały, że zawartość dwutlenku węgla w atmosferze w ciągu ostatnich 100 lat wzrosła o około 1/3. Wynosi dzisiaj około 400 ppm (części na milion) i ciągle rośnie. Ale musimy pamiętać, że w starszych epokach geologicznych ilość dwutlenku węgla w atmosferze ziemskiej była niekiedy znacznie większa niż obecnie (patrz rysunek). Owszem, w jurze, czy kredzie, gdy CO₂ było znacznie więcej niż dzisiaj nie mamy dowodów na istnienie wielkich lądolodów jak obecnie, ale znacznie wyższy poziom dwutlenku węgla w ordowiku, dewonie i karbonie, permie, nie przeszkadzał w rozwoju wielkich pokryw lodowych.

Z ocieplaniem klimatu na Ziemi usiłuje wiązać się nasilające się ekstremalne zjawiska pogodowe. Jednak zaczyna stopniowo przeważać pogląd, że na drastyczne zmiany pogody na półkuli północnej zasadniczy wpływ mają zaburzenia prądu strumieniowego – gigantycznego prądu powietrza, który na wysokości kilkunastu kilometrów obiega Arktykę z zachodu na wschód.

Prognozy wzrostu temperatury na Ziemi są różne – od 1,5 do 4,5 stopnia. To duży rozrzut. A od tego zależy wielkość wzrostu kwasowości wód oceanicznych, czy wielkość wzrostu poziomu wód oceanicznych (ten ostatni podniósł się w ubiegłym stuleciu o 20 cm, a w tym stuleciu może wzrosnąć nawet o 1 m.

Nie ma pewności co do tego, czy średni wzrost temperatury nie doprowadzi, paradoksalnie, do wzrostu opadów śniegu na niektórych kontynentach i powstania nowych lądolodów. Co nas zatem czeka w przyszłości – stopnienie lądolodów i ogólnoświatowy potop spowodowany podniesieniem się poziomu oceanu światowego czy nowa epoka lodowa? Odpowiedzi na to ciągle szukają naukowcy. Mechanizm globalnego ocieplenia i mechanizm zlodowaceń nie są dobrze poznane. Zapewne rolę odgrywa tu cały zespół czynników.

Wystarczy tylko zwolnić mechanizm spustowy, naruszając delikatną równowagę między nimi. Niepełna znajomość tych problemów nie zwalnia nas jednak od dbania o jakość środowiska, w którym każdy powinien czuć się komfortowo, oddychając czystym powietrzem i pijąc czystą wodę.

Szacunkowe zmiany stężenia CO₂ w atmosferze w fanerozoiku. Obecne stężenie przyjęto na poziomie 1 (wg S. Stanleya, rys. uproszczony)

LITERATURA UZUPEŁNIAJĄCA

T.H. Van Andel: Nowe spojrzenie na starą planetę. Zmienne oblicze Ziemi. WN PWN, Warszawa 2013.

M.J. Benton: Gdy życie prawie wymarło. Tajemnica największego masowego wymierania w dziejach Ziemi. Prószyński i S-ka, Warszawa 2017.

D.B. Botkin, E.A. Keller: Environmental Science. Earth as a Living Planet. Wiley, New York 2003.

J. Ciesielczuk, M. Jabtońska, K. Koztowski: Geologia dla studentów geografii. Wyd. UŚ Katowice 1999.

L. Czechowski: Tektonika płyt i konwekcja w płaszczu Ziemi. WN PWN, Warszawa 1994.

J. Dzik: Dzieje życia na Ziemi. WN PWN, Warszawa 2011.

F.M. Grandstein i in.: The Geological Time Scale 2012. Elsevier 2012.

Kronika Ziemi, oprac., pod kier. M. Michalskiego. Kronika, Warszawa 1992.

P. Kłysz, J. Skoczylas : Oblicze naszej planety – geologia i geomorfologia w zarysie. Wyd. Nauk. UAM, Poznań 2003.

H.L. Levin: The Earth through Time. Saunders College Publ., Fort Worth 1996.

S. Marshak: Earth. Portrait of a Planet. Norton, New York–London 2001.

S. Marshak: Essentials of Geology. W.W. Northon & Co. New York. London 2013.

D.B. Mclntyre, A. McKirdy: James Hutton. The Founder of Modern Geology. National Museums of Scotland Publ., Edinburgh 2001.

C.W. Montgomery: Environmental Geology. McGraw-Hill, New York 2000.

Ch.C. Plummer, D. McGeary: Physical Geology. Wm. C. Brown, Dubuąue 1996.

A. Porteous: Dictionary of Environmental Science and Technology. Wiley, New York 2000.

R. Redfern: Origins. The Evolution of Continents, Oceans and Life. Cassel, London 2000.

B.J. Skinner, S.C. Porter, D.B. Botkin: The Blue Planet. An Introduction to Earth System Science. Wiley & Sons Australia, 2000.

J. Skoczylas: Wstęp do geologii. Wyd. Nauk. UAM, Poznań 1999.

S.M. Stanley: Historia Ziemi. WN PWN, Warszawa 2002.

G.R. Thompson, J. Turk: Introduction to Physical Geology. Saunders College Publ., Fort Worth 1998.

D.A. Weintrub: Ile lat ma Wszechświat. Wyd. Prószyński i S-ka, Warszawa 2012.

http://www.astronomia.biz.pl/uklad_sloneczny.html.

Ziemia, tłum. z ang. S. Orłowski. Arkady, Warszawa 1995.

2
Minerały i skały

Minerały, ich budowa i właściwości fizyczne

Podstawowym budulcem skał są minerały. Minerał jest to pierwiastek, związek chemiczny lub jednorodna mieszanina pierwiastków lub związków chemicznych powstały w sposób naturalny i pozostający w normalnych warunkach (20°C i 1013 hPa) w stałym stanie skupienia (z wyjątkiem m.in. rtęci rodzimej, która w warunkach naturalnych jest cieczą). Minerał ma ściśle określony skład chemiczny. Powstaje w wyniku naturalnych procesów przebiegających na powierzchni Ziemi lub w jej wnętrzu. Minerały są też składnikami skalnych planet Układu Słonecznego, a także meteorytów, co oznacza, że powstają i powstawały one również na innych planetach naszej i innych galaktyk. Minerały mają na ogół strukturę krystaliczną. Nieliczne minerały (m.in. opal) nie mają budowy krystalicznej i niekiedy są wyodrębniane w grupę zwaną mineraloidami.

Tylko nieliczne spośród ok. 4 tys. znanych obecnie minerałów odgrywają znaczącą rolę w budowie skorupy ziemskiej (tab. 2.1). Nazywa się je minerałami skałotwórczymi.

Wśród minerałów, niemających znaczenia skałotwórczego, ważną rolę odgrywają minerały złożowe (np. galena, sfaleryt, chalkopiryt, malachit), które są źródłem wielu surowców wykorzystywanych w gospodarce.

Systematyka minerałów opiera się głównie na składzie chemicznym (tab. 2.2). Dodatkowym kryterium jest budowa krystaliczna. Wyróżnia się dziewięć klas minerałów. Największe znaczenie skałotworcze mają krzemiany i glinokrzemiany, na które przypada łącznie ponad 80% objętości skorupy ziemskiej.

Minerały mają (oprócz mineraloidów) uporządkowaną budowę wewnętrzną i tworzą kryształy. Kąty między analogicznymi ścianami kryształu danego minerału są zawsze jednakowe. Wyróżnia się 7 układów krystalograficznych (tab. 2.3), których identyfikację umożliwiają elementy ograniczające kryształ, tj. ściany, krawędzie i naroża oraz elementy symetrii kryształu (rys. 2.1) – płaszczyzny symetrii, osie symetrii dwu-, trzy-, cztero- i sześciokrotne oraz środek symetrii.

Tabela 2.1. Udział ważniejszych grup minerałów w budowie skorupy ziemskiej (wg P. Ramdohra i H. Strunza, 1967)

Minerały

Udział w budowie skorupy ziemskiej (%)

skalenie

57,9

kwarc

12,6

pirokseny

12,0

łyszczyki (miki)

3,6

magnetyt i hematyt

3,5

oliwiny

2,6

amfibole

1,7

kalcyt

1,5

apatyt

0,6

pozostałe

4,0

Każdy minerał występuje w charakterystycznych dla siebie postaciach krystalograficznych lub kombinacjach postaci, wynikających z budowy sieci krystalicznej – może być ich kilka, a nawet kilkanaście dla tego samego minerału. Najczęściej minerały skałotwórcze tworzą postacie złożone, czyli tzw. kombinacje postaci, np. kwarc α ma kryształy, będące kombinacją słupa heksagonalnego i podwójnej piramidy heksagonalnej.

Tabela 2.2. Systematyka minerałów

Klasa

Przykładowe minerały

1

Pierwiastki rodzime

antymon rodzimy, diament, grafit, platyna rodzima, siarka rodzima, złoto rodzime, żelazo rodzime

2

Siarczki i pokrewne (selenki, tellurki, arsenki itp.)

antymonit, arsenopiryt, chalkopiryt, cynober, galena, kobaltyn, nikielin, piryt, realgar, sfaleryt

3

Halogenki

fluoryt, halit, karnalit, kryolit, sylwin

4

Tlenki i wodorotlenki

chromit, goethyt, hematyt, ilmenit, kasyteryt, korund, kwarc, kupryt, magnetyt, rutyl, wolframit

5

Węglany, azotany i borany

aragonit, azuryt, boraks, cerusyt, dolomit, kalcyt, magnezyt, malachit, syderyt

6

Siarczany, molibdeniany, chromiany, wolframiany

anglezyt, anhydryt, baryt, celestyn, gips, krokoit, szelit, wulfenit

7

Fosforany, arseniany, wanadany

apatyt, monacyt, turkus, wanadynit, waryscyt, wiwianit

8

Krzemiany (i glinokrzemiany)

amfibole, beryl, biotyt, cyrkon, dysten, granaty, oliwiny, pirokseny, skalenie, skaleniowce, talk, topaz, turmaliny, zeolity

9

Związki organiczne

ewenkit, humboldtyn, weddelit

Rys. 2.1. Elementy symetrii (płaszczyzny i osie symetrii) kryształu halitu (NaCl)

Kombinacje form złożonych, które są charakterystyczne dla danego układu krystalograficznego, umożliwiły wyróżnienie 32 klas krystalograficznych. Ich częstotliwość występowania w skałach przedstawia rys. 2.2.

Podobieństwo rzeczywistego kryształu do idealnej postaci, w jakiej minerał krystalizuje, jest określane jako stopień automorfizmu. Zależy on od kolejności krystalizacji – im wcześniej krystalizuje dany minerał, tym lepiej są wykształcone kryształy (rys. 2.3). Kryształy, mające idealną postać krystalograficzną, nazywa się automorficznymi, czyli własnokształtnymi. Kryształy ksenomorficzne (obcokształtne) mają formę uwarunkowaną wymiarami i kształtem wolnej przestrzeni, w której kryształ narastał. Nie ma w nich żadnych prawidłowych ścian, krawędzi ani naroży. Pośrednią pozycję zajmują kryształy hipautomorficzne, tj. częściowo własnokształtne, w których jest zachowane podobieństwo do postaci idealnej.

Tabela 2.3. Układy krystalograficzne

Układ krystalograficzny

Przykładowe minerały krystalizujące w danym układzie

regularny

diament, fluoryt, galena, granaty, halit, magnetyt, piryt, sylwin

tetragonalny

chalkopiryt, cyrkon, kasyteryt

rombowy

aragonit, baryt, markasyt, oliwin, siarka, topaz

heksagonalny

apatyt, beryl, kwarc a, nefelin

trygonalny

dolomit, kalcyt, kwarc â, syderyt, turmalin

jednoskośny

biotyt, gips, muskowit, ortoklaz

trójskośny

dysten, mikroklin, plagioklazy

Rys. 2.2. Częstotliwość występowania przeważających klas krystalograficznych (wg U. Kołodziejczyk i A. Kraińskiego)

Ważną cechą minerałów jest ich pokrój (tab. 2.4). Pokrój jest czytelny nawet wtedy, kiedy kryształ tkwiący w skale nie ma żadnych rozpoznawalnych elementów symetrii ani elementów ograniczających. Pokrój można najprościej wyrazić stosunkiem między wymiarami kryształu w trzech prostopadłych do siebie kierunkach (a, b, c).

Często ta sama substancja chemiczna może tworzyć kryształy o różnej budowie wewnętrznej. Zjawisko to określa się mianem polimorfizmu. Powstanie odmiany polimorficznej jest zwykle uzależnione od temperatury i ciśnienia podczas krystalizacji. Odmianami polimorficznymi krzemionki są kwarc α, kwarc β, trydymit i krystobalit; odmianami węglanu wapnia są trygonalny kalcyt i rombowy aragonit, węgla w postaci rodzimej – regularny diament i heksagonalny grafit. Przemiana określonej odmiany polimorficznej w inną i produkt tej przemiany noszą nazwę paramorfozy. Zdarza się też, że miejsce zajmowane pierwotnie przez kryształ jednego minerału zajmie inny minerał. Takie zjawisko nazywane jest pseudomorfozą. Często spotyka się np. pseudomorfozy goethytu po pirycie.

Rys. 2.3. Kryształy automorficzne (szare) i ksenomorficzne (białe) (wg A. Majerowicza i B. Wierzchołowskiego)

Tabela 2.4. Pokroje minerałów

Pokrój

Wymiary

Przykładowe minerały

izometryczny

a ≈ b ≠ c

piryt, halit, diament

tabliczkowy

a ≈ b ≠ c ≠ a

skalenie, plagioklazy

płytkowy

• blaszkowy

a ≈ b > c

a ≈ b >>> c

miki

miki

listewkowy

a >>> b > c

plagioklazy (rzadko)

słupkowy

• pręcikowy

• igiełkowy

• włóknisty

a ≈ b < c

a ≈ b << c

a ≈ b <<< c

a ≈ b <<<< c

kwarc, turmaliny, amfibole

antymonit

epidot

chryzotyl

Kryształy mogą występować jako osobniki pojedyncze lub wielokrotne (zbliźniaczenia i zrosty). W zbliźniaczeniach poszczególne kryształy są połączone zgodnie z kierunkiem krystalograficznym, natomiast zrosty następują w zupełnie przypadkowym kierunku – niezależnie od budowy sieci krystalicznej. W zrostach często występują kryształy różnych minerałów, podczas gdy bliźniaki są zawsze zbudowane z dwóch lub więcej kryształów tego samego minerału. Zbliźniaczenia tworzą często skalenie, gips i rutyl (rys. 2.4).

Rys. 2.4. Zbliźniaczenia gipsu, plagioklazu, rutylu

Charakterystyczną i niezależną od miejsca pochodzenia cechą minerału jest barwa. Minerały mające barwę są określane jako idiochromatyczne, np. czarny grafit, zielony malachit, żółta siarka rodzima, złote złoto rodzime. Minerały bezbarwne (achromatyczne) nie mają żadnego charakterystycznego koloru. Minerały bezbarwne zawierają zwykle różne domieszki, nadające im jakiś kolor. Określane są wówczas jako minerały zabarwione, czyli alochromatyczne (np. kwarc i korund). Niektóre zabarwione minerały wykazują pleochroizm, tzn. mają różny kolor w zależności od kierunku, w którym przechodzą przez nie promienie światła. Można dostrzec tę cechę, oglądając minerał z różnych stron, np. kordieryt jest niebieski lub żółty, beryl – niebieski lub zielononiebieski. Odróżnienie minerałów barwnych od zabarwionych jest możliwe na podstawie rysy – barwy sproszkowanego minerału. Minerały bezbarwne i zabarwione mają zawsze rysę białą lub jasnoszarą, natomiast minerały barwne mają rysę kolorową, taką samą jak barwa minerału (np. malachit, azuryt, magnetyt) lub inną (złotawy chalkopiryt ma rysę zielonkawoczarną, mosiężnozłoty piryt – czarną).

Minerały bezbarwne są na ogół przezroczyste, choć drobne próżnie, inkluzje gazu i spękania powodują zmętnienie i zanik przezroczystości – w efekcie kryształy mają biały kolor. Minerały zabarwione również mogą być idealnie przezroczyste, ale wraz z intensywnością zabarwienia i grubością kryształu przezroczystość maleje. Ze względu na przezroczystość wyróżnia się minerały:

– przezroczyste – gips, halit, kryształ górski, topaz;

– półprzeźroczyste – chalcedon, opal;

– przeświecające – skalenie;

– nieprzezroczyste – magnetyt, piryt.

Ważną cechą diagnostyczną minerałów jest połysk. Połysk to właściwość powierzchni minerału związana ze sposobem odbijania światła. Wyróżnia się następujące typy połysku:

– szklisty – dolomit, halit, granaty, kalcyt, kwarc (ściany kryształu), oliwiny, skalenie;

– tłusty (woskowy) – bursztyn, kwarc (przełam), siarka rodzima (przełam);

– perłowy – serycyt, talk;

– jedwabisty – chryzotyl, gips włóknisty;

– żywiczny – siarka rodzima (powierzchnie ścian kryształów);

– metaliczny – chalkopiryt, galena, magnetyt, markasyt, miedź rodzima;

– półmetaliczny – grafit;

– diamentowy – cyrkon, cynober, diament, sfaleryt;

– matowy (brak połysku) – minerały ilaste, np. kaolinit.

Nieliczne minerały mają specyficzne cechy optyczne. Należy do nich opalizacja (tęczowa gra kolorów występująca m.in. w opalu australijskim) oraz iryzacja (różnobarwne odblaski pojawiające się na ścianach i płaszczyznach łupliwości niektórych plagioklazów, spowodowane występowaniem bardzo drobnych wrostków).

Ważną cechą minerałów jest twardość. Jest to odporność minerału na zarysowanie. Badanie twardości przeprowadza się najczęściej w sposób uproszczony – przez porównanie z minerałami wzorcowymi zestawionymi w dziesięciostopniowej skali, opracowanej w 1812 r. przez F. Mohsa. Prócz niej istnieją jeszcze inne skale twardości minerałów. Ich porównanie ze skalą Mohsa ilustruje tab. 2.5.

Cechą większości minerałów jest łupliwość, tzn. zdolność do pękania na części ograniczone powierzchniami płaskimi, co jest ściśle związane z budową wewnętrzną kryształów. Łupliwość może być jednokierunkowa lub wielokierunkowa; kierunki te są charakterystyczne dla każdego minerału i zawsze stałe (rys. 2.5). Nie wszystkie minerały są łupliwe. Tej cechy nie mają też mineraloidy.

Wyróżnia się cztery stopnie łupliwości. Łupliwość doskonałą, charakteryzującą się idealnie płaskimi powierzchniami, mają np. galena, halit, kalcyt, miki. Bardzo dobra łupliwość polega na powstawaniu płaskich powierzchni, ale z fragmentami niezbyt regularnymi i pęknięciami; mają ją m.in. amfibole, chloryty, gips, skalenie. Łupliwość wyraźna i niewyraźna są już znacznie słabiej dostrzegalne.

Tabela 2.5. Skale twardości minerałów

Minerał wzorcowy

Wzór

Twardość minerałów według:

Mohsa

Rosivala

Pfaffa

Jaggera

Knoppa

talk

Mg₃(OH)₂Si₄O₁₀

1

1,1

–

–

–

gips

CaSO₄ · 2H₂O

2

2,4

12,0

0,04

19,6

kalcyt

CaCO₃

3

4,49

15,3

0,26

82,6

fluoryt

CaF₂

4

4,66

37,3

0,75

100

apatyt

Ca₅F(PO₄)₃

5

7,15

53,5

1,23

269

ortoklaz

KAlSi₃O₈

6

32

191

25

342,4

kwarc

SiO₂

7

117

254

40

486,2

topaz

Al₂(F₁OH)₂SiO₄

8

139

459

152

764,5

korund

A1₂O₃

9

1000

1000

1000

1000

diament

C

10

90 000

14 0000

–

50 000

Rys. 2.5. Kierunki płaszczyzn łupliwości wybranych minerałów (wg W. Hamblina i D. Howarda, zmieniony)

Minerały bez łupliwości mają przełam, tzn. pęknięcia wzdłuż zupełnie przypadkowych nieregularnych powierzchni; przełam jest charakterystyczny np. dla granatów, kwarcu, turmalinu. Przełam może być równy i nierówny, np. muszlowy. Przełam muszlowy najczęściej mają mineraloidy (opal, bursztyn) i drobnokrystaliczne minerały (chalcedon). Ze względu na wygląd powierzchni wyróżnia się przełam gładki oraz zadziorowaty (azbest), haczykowaty (miedź rodzima, złoto rodzime), ziarnisty (kasyteryt i piryt) oraz ziemisty (kaolinit).

Charakterystyczną cechą nielicznych minerałów jest zapach; ma go arsenopiryt, halit, siarka rodzima. Minerały łatwo rozpuszczalne w wodzie mogą mieć charakterystyczny smak, np. halit jest słony, sylwin – gorzkosłony, karnalit – gorzki. Niektóre minerały cechuje magnetyzm (m.in. magnetyt, pirotyn) lub radioaktywność.

Ważną cechą diagnostyczną minerałów jest gęstość. Niektóre minerały są lekkie (np. gips, halit, kwarc, skalenie), inne są ciężkie (m.in. magnetyt, piryt, sfaleryt), jeszcze inne – bardzo ciężkie (np. cynober, galena, miedź rodzima). Większość minerałów skałotwórczych i mineraloidów charakteryzuje się gęstością 2–4 g/cm³ (np. amfibole do 3,6; gips 2,3; korund 4,0; kwarc 2,6; pirokseny do 3,6).

Główne minerały i ich cechy

Kwarc i minerały pokrewne (postacie krzemionki)

Opal, chalcedon i kwarc są zbudowane z dwutlenku krzemu. Opal to mineraloid, stwardniały żel krzemionkowy, zawiera do 20% wody. Krystalizacja opalu prowadzi do powstania chalcedonu, tj. drobnokrystalicznego, porowatego kwarcu z inkluzjami wody między ziarnami. Często tworzy konkrecje (krzemienie, czerty, rogówce) lub jest spoiwem okruchowych skał osadowych. Kwarc, główny minerał skał magmowych i osadowych skał okruchowych, jest zbudowany z SiO₂ Może mieć wiele odmian polimorficznych, w zależności od temperatury i ciśnienia w miejscu krystalizacji. Do najbardziej znanych należą kwarc α i kwarc β. Heksagonalny kwarc α powstaje w warunkach magmowych lub metamorficznych w temperaturze ponad 573h°C. Spadek temperatury poniżej tej wartości powoduje przebudowę struktury krystalicznej i przejście w kwarc β o układzie trygonalnym.

Czysty kwarc jest zupełnie bezbarwny, ale najczęściej ma różne zabarwienia. Szczególnie znane są zabarwione odmiany kwarcu β, tj. morion (czarny), krwawnik (czerwony), cytryn (żółty), ametyst (fioletowy), kwarc mleczny (biały), kwarc zadymiony (szary), awenturyn (zielony). Występują też kwarce zawierające wrostki innych minerałów, np. tygrysie oko – zawierający wrostki amfiboli, kocie oko – z wrostkami azbestu, czy też praz – zawierający wrostki aktynolitu lub chlorytu. Kwarc α najczęściej jest biały lub szary, rzadziej bladoniebieski. Opal może mieć niemal dowolne zabarwienie. Chalcedon cechuje się różnorodnym zabarwieniem (np. chryzopraz jest zabarwiony na zielono związkami niklu), a niekiedy są w nim widoczne różnobarwne, koncentryczne smugi (agat).

Skalenie

Skalenie są najbardziej rozpowszechnionymi minerałami w skorupie ziemskiej i stanowią aż 58% jej objętości. Do tej grupy zaliczamy glinokrzemiany sodu, potasu i wapnia, tworzące dwa szeregi kryształów mieszanych:

plagioklazy: Na[AlSi₃O₈] (albit) ↔ Ca[Al₂Si₂O₈] (anortyt)

skalenie alkaliczne: K[AlSi₃O₈] (skaleń potasowy) ↔ Na[AlSi₃O₈] (albit)

Znaczenie skałotwórcze mają wszystkie plagioklazy (albit, oligoklaz, andezyn, labrador, bytownit i anortyt) i tylko nieliczne skalenie potasowe – mikroklin i ortoklaz.

Skaleniowce

Nazywane są też skalenoidami lub foidami, należą do grupy glinokrzemianów sodowych i potasowych. Mała odporność chemiczna skaleniowców sprzyja ich szybkim przemianom w procesach pomagmowych i w trakcie wietrzenia. Największe znaczenie skałotwórcze mają: analcym Na[AlSi₂O₆] · H₂O, leucyt K[AlSi₂O₆] i nefelin KNa₃[AlSiO₄]₄. Występują w magmowych skałach zasadowych i niektórych obojętnych. Ich mała odporność powoduje, że nie przechodzą do skał osadowych.

Miki

Miki (łyszczyki) są uwodnionymi glinokrzemianami wielu metali – głównie potasu, glinu, żelaza i magnezu. Istotną rolę skałotwórczą odgrywają tylko dwie miki: muskowit KAl₂(OH,F)₂[AlSi₃O₁₀] i biotyt K(Mg,Fe)₃(OH,F)₂[AlSi₃O₁₀]. Powstają w procesach magmowych (tylko w warunkach głębinowych) i metamorficznych. Biotyt łatwo ulega procesom pomagmowym i wietrzeniu chemicznemu. Muskowit cechuje się zdecydowanie większą odpornością, pod wpływem czynników mechanicznych rozpada się na drobne łuseczki. Dlatego też muskowit występuje często w skałach okruchowych, a biotyt jest znacznie rzadszy.

Amfibole i pirokseny

Amfibole są uwodnionymi glinokrzemianami wielu metali. Powstają głównie w procesach plutonicznych, sporadycznie w wulkanicznych. Pirokseny mają skład chemiczny zbliżony do amfiboli. Pirokseny powstają w warunkach wysokiego ciśnienia i małej ilości pary wodnej rozproszonej w magmie, albo w warunkach wulkanicznych. Są rzadkim składnikiem osadowych skał okruchowych, z uwagi na podatność na wietrzenie chemiczne. Amfibole i pirokseny tworzą szeregi kryształów mieszanych z bardzo złożonym i zmiennym składem chemicznym. Spośród amfiboli najważniejszą rolę skałotwórczą odgrywa hornblenda Ca₂(Mg,Fe)₅(OH)₂(Si₈O₁₆)₂, a wśród piroksenów augit Ca(Mg,Fe,Al)(SiAl2O₆) i diallag [Ca(Mg,Fe)](SiO₃)(Al,Fe,Ca)₂[(Si,Al)₂O₆].