Geologia-Budowa wewnetrzna Ziemi

Budowa
wewnętrzna Ziemi:
W budowie wnętrza Ziemi wyróżniono:
 Skorupę ziemską – zewnętrzną, skalną powłokę Ziemi tworzącą litosferę. Jest ona najbardziej zróżnicowana pod
względem fizycznym i chemicznym. Powstała w wyniku długotrwałego przetapiania i krystalizacji płaszcza
Ziemi. Dzieli się na:
o skorupę oceaniczną (sima) – o grubości 5-8km, znajduje się jedynie pod powierzchnią oceanów i zbudowana
jest z bazaltów [Si, Mg]
o skorupę kontynentalną (sial) – o średniej grubości 35-40km, a w obszarach górskich nawet 80km, występuje
jedynie na obszarach lądowych, zbudowana jest głównie z granitów, a od skorupy oceanicznej oddziela ją strefa
nieciągłości Conrada [Si, Al.]
o skorupa przejściowa – występuje w strefie kontaktu lądu i oceanu
str. 1
 Strefę nieciągłości Moho (powierzchnia oddzielająca warstwy różniące się właściwościami fizycznymi), dla
której charakterystyczne są wahania temperatury i ciśnienia, sięga głębokości od 5km w części pod oceanami do
80km nad lądami
 Płaszcz Ziemi – sięga do głębokości ok. 270km, składa się z płaszcza górnego (crofesima) i płaszcza dolnego
(nife sima), które oddzielone są od siebie powierzchnią nieciągłości Repetiego [Cr, Fe]
 Strefę nieciągłości Gutenberga
 Jadro Ziemi (nife) – sięga do głębokości ok. 6371 km, dzieli się na zewnętrzne i wewnętrzne, zbudowana jest
głównie z metali ciężkich. Jądra oddzielone są nieciągłością Lehmana. [Fe, Ni]
Skład chemiczny skorupy ziemskiej: tlen (O) 46,1% krzem (Si) 27,0% glin (Al) 7,9% żelazo (Fe) 4,9% wapń (Ca)
4,1% sód (Na) 2,4% magnez (Mg) 2,2% potas (K) 2,1% tytan (Ti) 0,6% wodór (H) 0,2% pozostałe 2,5%
Skład mineralny skorupy ziemskiej: skalenie 57,8 % amfibole i pirokseny 16 % kwarc 12,8% łyszczyki 3,6%
minerały iłowe 1,0% węglany 0,5% inne 8,3%
Klasyfikacja minerałów
Minerałami nazywamy powstałe w naturalny sposób składniki skorupy ziemskiej o określonej budowie chemicznej
i stałych cechach fizycznych.
Klasyfikacja krystalochemiczna:
 Grupa I Pierwiastki. Charakteryzują się wiązaniami metalicznymi, obejmują metale i niektóre metaloidy. Z
najważniejszych należy wymienić: siarkę, grafit i diament, Arsen (As), Antymon (Sb), Bizmut (Bi), Tellur (Te),
Miedź (Cu), Rtęć (Hg), Żelazo (Fe), Srebro (Ag), Złoto (Au), Platyna (Pt)
 Grupa II Siarczki. Związki beztlenowe metali ciężkich z Siarką, Selenem, Tellurem, Antymonem, Arsenem.
Najczęściej spotykanymi minerałami z tej grupy są piryt i markazyt, chalkopiryt, nikielin, galena, sfaleryt. Związki
te na powierzchni są nietrwałe, gdyż ulegają łatwo utlenianiu i rozpadowi.
 Grupa III Halogenki (solowce). Obejmują związki metali z Chlorem, Bromem, Jodem, Fluorem. Np.: Sylwin
(KCl), Halit (NaCl – sól kamienna), karnalit, salmiak
 Grupa IV Tlenki i wodorotlenki. Związki metali z tlenem lub grupą OH. Najczęściej spotykane to: Kwarc (SiO2),
Woda, Cynkit, kupryt, magnetyt, getyt
 Grupa V Sole kwasów tlenowych. Związki metali ze złożonymi anionami zawierającymi tlen. Węglany,
Fosforany, Borany, Siarczany, Azotany, Krzemiany i Glinokrzemiany.
 Węglany – kalcyt (CaCO3), magnezyt (MgCO3), dolomit, syderyt
 Fosforany – monacyt (CaPO4), apatyt, wiwianit
 Borany- boraks
 Siarczany – ałun potasowy i sodowy, gips, glauberyt
 Azotany – saletra sodowa, potasowa i wapniowa
str. 2
 Krzemiany i glinokrzemiany – należy tutaj 30% wszystkich znanych dotychczas minerałów
 Grupa VI Minerały pochodzenia organicznego. Sole kwasów organicznych: żywica, bursztyn, smoła ziemna,
olej skalny, asfalt, wosk ziemny i in.
Wiele minerałów można dokładnie zidentyfikować na podstawie zespołu
charakterystycznych właściwości makroskopowych, takich jak:
1)
Barwa. Zależy ona od rodzaju i charakteru ułożenia atomów w przestrzeni, które wpływają na pochłanianie i
odbijanie promieni świetlnych. Wyróżnia się minerały: barwne, o niezmiennej, charakterystycznej barwie,
zabarwione, o barwie pochodzącej od domieszek innych substancji, bezbarwne.
2)
Rysa. Jest ona barwą sproszkowanego materiału. Bada się ją pocierając minerałem o niepolerowaną płytkę
porcelanową. Minerały barwne dają rysę barwną, zaś bezbarwne i zabarwione mają zawsze rysę białą.
3)
Przezroczystość. Określa ona zdolność minerałów do przepuszczania promieni świetlnych. Wyróżnia się
minerały: przezroczyste (np. kwarc), przeświecające (np. chalcedon), nieprzezroczyste (większość minerałów).
4)
Połysk. Jest to cecha powierzchni minerału (jego ścian bądź powierzchni powstałych po jego rozbiciu),
określająca sposób w jaki odbija ona promienie świetlne. Wyróżnia się następujące rodzaje połysku: metaliczny:
właściwy i półmetaliczny, niemetaliczny: diamentowy, szklisty, tłusty, perłowy, jedwabisty i matowy.
5)
Łupliwość. Jest to zdolność minerałów do pękania pod wpływem uderzenia bądź nacisku na części
ograniczone powierzchniami płaskimi. Łupliwość nie występuje u minerałów bezpostaciowych i u niektórych
minerałów krystalicznych. Minerały mogą wykazywać łupliwość w jednym lub w kilku kierunkach. Kierunki te są
w danym krysztale zawsze takie same, niezależnie od kierunku przyłożenia siły, np. uderzenia. W zależności od
łatwości pękania minerału oraz stopnia prawidłowości powierzchni, łupliwość dzielimy na: doskonałą bardzo
dobrą, wyraźną, niewyraźną (słabą)
6)
Przełam. Cecha ta mówi nam o braku łupliwości. Minerał wykazujący przełam, pęka wzdłuż powierzchni
zupełnie przypadkowych, jak np. kwarc. Ze względu na kształt tych powierzchni wyróżnia się następujące typy
przełamów: równy (powierzchnie zbliżone do płaskich), nierówny: muszlowy (przypominający kształtem
powierzchnię muszli), haczykowaty, zadziorowaty i inne. Niektóre minerały pod wpływem uderzenia pękają
str. 3
wzdłuż słabo zaznaczających się, niezbyt równych powierzchni, które nie przecinają całego kryształu. Cecha ta
określana jest jako oddzielność. Posiadają ją np. niektóre granaty.
7)
Twardość. Jest to opór jaki stawia minerał przy próbie zarysowania go ostrym narzędziem. Próbę wykonuje
się swobodnie pociągając ostrzem po powierzchni minerału, bez stosowania silnego punktowego nacisku,
powodującego jej kruszenie bądź miażdżenie. Twardość minerałów określa się porównując ją do twardości
minerałów wzorcowych, tworzących skalę Mohsa. Jest to zestaw 10 minerałów ułożonych kolejno od najmniej do
najbardziej twardego: talk Mg3[(OH)2Si4O10] gips CaSO4 . 2H2O kalcyt CaCO3 fluoryt CaF2 apatyt
Ca5F(PO4)3 ortoklaz K[AlSi3O8] kwarc SiO2 topaz Al2F2SiO4 korund Al2O3 diament C
Skala twardości Mohsa podaje tylko następstwo twardości, a więc szereg minerałów rysujących kolejno wszystkie
poprzednie. W praktyce cała skala Mohsa jest rzadko stosowana, a twardość określa się pośrednio. Minerały o
twardości 1 i 2 dają się łatwo zarysować paznokciem, o twardości 1 do 4 - gwoździem żelaznym, o twardości do 5 ostrzem stalowym. Minerały o twardości 7 i większej są zdolne zarysować szkło. Twardość jest cechą
charakterystyczną i stałą dla danego minerału.
8)
Gęstość właściwa. W przypadku niektórych minerałów stanowi doskonałą cechę rozpoznawczą (np. barytu .
4,5 g cm-1, galeny - 7,58 g . cm-1). Większość minerałów skałotwórczych ma jednak gęstość rzędu 2,5 - 3,5 g . cm1
. Cecha ta zatem w badaniach terenowych nie ma zatem praktycznego znaczenia.
9)
Inne cechy. W przypadku niektórych minerałów w badaniach makroskopowych wykorzystywane są inne
charakterystyczne cechy. Należą do nich kruchość (np. turmalin) sprężystość (np. muskowit) giętkość (np. gips)
kowalność (np. srebro rodzime) smak (np. halit) magnetyzm (np. magnetyt)
Do wstępnego określenia minerałów służą tzw. Klucze mineralogiczne, w których jako kryteria przyjęto wyżej
wymienione właściwości , uzupełniając ją pewnymi najprostszymi reakcjami chemicznymi. Dokładniejsze badania
polegają na obserwacjach mikroskopowych w świetle spolaryzowanym i na szczegółowych badaniach chemicznych,
strukturalnych, itp.
Łatwość wietrzenia minerałów:
Żyzność potencjalna gleb zależy od zawartości łatwo wietrzejących minerałów. Wyróżnia się:
1)
minerały bardzo łatwo wietrzejące – gips, kalcyt i dolomit
2)
łatwo wietrzejące – oliwin, anortyt, apatyt,
3)
średnio łatwo wietrzejące – augity, hornblendy, plagioklazy, biotyt
4)
trudno wietrzejące – ortoklaz, muskowit, tlenki żelaza
5)
bardzo trudno wietrzejące – kwarzec, magnetyt, minerały iłowe
Skała – naturalny zespół minerałów tworzących określoną strukturę i teksturę. Ze względu na sposób powstawania
wyróżniamy skały magmowe, osadowe i metamorficzne (przeobrażone)
str. 4
Skały magmowe – powstają na skutek krzepnięcia i krystalizacji magmy we wnętrzu Ziemi lub zastyganiu lawy na
jej powierzchni. Stanowią większość skał w obrębie skorupy ziemskiej, mimo że na powierzchni litosfery
zdecydowanie dominują skały osadowe. Podstawowymi minerałami budującymi tego rodzaju skały są: kwarc, skaleń
i mika
Podział skał magmowych:
Ze względu na głębokości i stopień krystalizacji:
o Głębinowe (plutoniczne) – powstają głęboko pod powierzchnią Ziemi w warunkach wysokiego ciśnienia, w
wyniku powolnego krzepnięcia magmy, charakteryzują się strukturą jawno krystaliczną. Im głębiej krzepną, tym
ich minerały są większe. Przykładami tego typu skał są np. granit, gabro, sjenit, dioryt
o Wylewne (wulkaniczne) – powstają płytko pod powierzchnią Ziemi lub na jej powierzchni na skutek szybkiego
stygnięcia lawy. Wpływa to na słabe wykształcenie minerałów i powstanie struktury samo krystalicznej. Do tej
grupy skał należą: bazalt, andezyt, riolit, porfir
Ze względu na zawartość krzemionki:
o Kwaśne – o zawartości krzemionki ponad 60%
o Zasadowe – o zawartości krzemionki poniżej 60%
Skały osadowe – powstają w wyniku nagromadzenia, rozkruszenia lub wytrącenia skał istniejących, a także ze
szczątków roślinnych i zwierzęcych. Są wynikiem następujących procesów: Sedymentacji – osadzania się materiału
mineralnego lubo organicznego Diagenezy – przemiany luźnego materiału nagromadzonego w wyniku
sedymentacji w spoistą skałę.
Podział skał osadowych:
Ze względu na pochodzenie:
o Okruchowe – powstają z wietrzenia innych skał oraz diagenezy zwietrzeliny. Przykładami mogą być: lessy, piaski,
żwiry, gliny, iły, zlepieńce.
o Organogeniczne – powstają w wyniku sedymentacji szczątków organizmów roślinnych i zwierzęcych. Do tej
grupy zaliczają się mieszaniny węglowodorów, tzw. bituminy (ropa naftowa, gaz ziemny, asfalt), a także węgiel
brunatny i kamienny, torf, wapienie, opoki
o Chemiczne – tworzące się na skutek wytrącania minerałów z roztworów, głównie jako ewaporaty, czyli w wyniku
parowania wody morskiej, np. gipsy, sole potasowe i kamienne, anhydryty
Ze względu na stopień zespolenia:
o Lite – których ziarna są ze sobą zespolone – piaskowiec, węgiel, sól
o Zwięzłe – których ziarna są ze sobą połączone ze względu na silne rozdrobnienie i sprasowanie – ił, glina
o Sypkie – których ziarna nie są ze sobą połączone w żaden sposób – piasek, żwir
str. 5
Skały metamorficzne (przeobrażone) – powstają na skutek przeobrażenia skał magmowych i osadowych pod
wpływem działania wysokiej temperatury i zwiększonego ciśnienia. Wpływa to na zmianę składu mineralnego i
chemicznego oraz struktury i tekstury, co prowadzi do wytworzenia odmiennych skał. W zależności od warunków,
w jakich zachodzi przeobrażenie skał, mamy do czynienia z następującymi rodzajami metamorfizmu:
o Metamorfizm kontaktowy – czyli przeobrażenie skał pod wpływem wysokiej temperatury w sąsiedztwie ognisk
lub intruzji magmowych; w takich warunkach przeobraża się np. wapień w marmur
o Metamorfizm regionalny – kiedy skały na skutek ruchów skorupy ziemskiej zostały przeniesione w głąb Ziemi i
tam pod wpływem ciśnienia sprasowane; na przykład gnejs powstał przez sprasowanie granitu, łupki ilaste – iłu.
Przy opisywaniu i rozpoznawaniu skał należy się posługiwać następującym schematem:
1)
Skały magmowe: Struktura: pełno krystaliczna, porfirowa, szklista, itp. Tekstura: zbita, porowata,
gąbczasta; sposób ułożenia składników (bezładny lub uporządkowany) Barwa skały: podać przeciętną, nie
podawać pojedynczych ziaren Skład mineralny: podać minerały główne i poboczne
2)
Skały osadowe: Typ skały: okruchowe lub chemiczne Grupa: grubo i średnio ziarniste, organiczne,
nieorganiczne Struktura: psefitowa, psamitowa, aleurytowa, pelitowa Tekstura: tekstura: zbita, porowata,
warstwowana, łupkowata Składniki skalne: np. piasek lub pył kwarcowy
Spoiwo: krzemionkowe, wapniste, itp. Stopień diagenezy: skała sypka, słabo lub silnie spojona, spoiwo
krzemionkowe, przekrystalizowano Barwa Nazwa skały
3) Skały metamorficzne: Struktura: krystaloblastyczna, ksenoblastyczna (minerały o zarysach
nieprawidłowych), idioblastyczna (dobrze wykształcone mierały) Tekstura: łupkowa, gnejsowa, oczkowa,
bezkierunkowa Skład mineralny: ortoklaz, kwarzec, biotyt Nazwa
Właściwości glebotwórcze i głębokość zwietrzenia skał.
PODZIAŁ SKAŁ POD WZGLEGEM ICH WŁAŚCIWOŚCI GLEBOTWÓRCZYCH:
Skały glebotwórcze podzielono na 7 kategorii:
1.
Najgorsze skały glebotwórcze: kwarcyty, piaski, żwiry, torfy. Tworzą się z nich najgorsze gleby – kl. VI,
przeważnie bielicoziemne
2.
Złe: piaski słabo gliniaste, piaskowce zbite krzemionkowe, torfy przejściowe. Tworzą się z nich gorsze gleby
kl. V
3.
Średnie: wapienie i dolomity zbite, ciężkie gliny i iły bezwapienne, piaskowce żelaziste, skały magmowe
kwaśne. Tworzą się z nich średnie gleby kl. IV
4.
Dość dobre: ciężkie gliny i iły wapniste, skały magmowe zasadowe, piaski gliniaste mocne. Tworzą się z
nich na ogół dość dobre gleby kl. IVa i IIIb
5.
Dobre: margle krzemionkowe, gliny średnie. Tworzą się z nich na ogół gleby kl. III
str. 6
6.
Bardzo dobre: lessy wapniste słabo zwietrzałe, gliny średnie pylaste węglanowe, osady rzeczne próchniczne
głębokie. Tworzą się z nich gleby bardzo dobre kl. II
7.
Najlepsze: lessy typowe drobnopyłkowe, wapniste, niezwietrzane, np. sandomierskie, osady rzeczne
próchniczne pyłowe. Gleby kl. I i II
CZYNNIKI WARUNKUJACE DOBRE WŁAŚCIWOŚCI GLEBOTWÓRCZE SKAŁ:
Zaliczamy do nich:
1)
Dużą zasobność w pierwiastki biofilne
2)
Zasobność skał w minerały łatwo wietrzejące
3)
W przypadku gruntów skuszonych – skład mechaniczny średnio ciężki, pylasty i zawartość węglanów
4)
Gruboziarnista struktura skał magmowych
5)
Drobnowarstwowana tekstura skał osadowych
GŁĘBOKOŚĆ ZWIETRZENIA SKAŁ:
W strefie klimatu umiarkowanego intensywność procesów wietrzeniowych jest niezbyt wielka i nie sięga zbyt
głęboko. Nasze gleby są dlatego stosunkowo płytkie. Np. piaski uległy zwietrzeniu do głębokości ok. 2-2m, gliny, a
zwłaszcza iły do ok. 1m, wapienie zbite i skały magmowe do głębokości ok. 10-100cm. W klimacie tropikalnym
zwietrzeliny osiągają miąższość 60 a nawet 100m.
Procesy egzogeniczne (zewnętrzne) zachodzą na powierzchni Ziemi pod wpływem energii zewnętrznej, której
źródłem jest Słońce. Procesy te mogą mieć charakter niszczący lub modelujący i prowadzą do wyrównania
powierzchni Ziemi. Wśród procesów egzogenicznych wyróżniamy:
wietrzenie, czyli zmiany zwięzłości skał dokonujące się pod wpływem oddziaływania na nie czynników fizycznych,
chemicznych i organicznych;
denudację – całość procesów niszczących, polegających na przemieszczaniu pokrywy zwietrzelinowej i obniżaniu
podłoża skalnego; erozję, polegającą na mechanicznym niszczeniu skał przez przemieszczający się materiał
okruchowy lub wodę, lód, wiatr;
ruchy masowe – przemieszczanie zwietrzeliny pod wpływem jej własnego ciężaru lub obciążenia;
akumulację – osadzenie i gromadzenie się luźnego materiału transportowanego przez wodę, lód, wiatr.
Wietrzenie – proces iszczący, polegający na zmianie właściwości fizycznych lub chemicznych skał i prowadzącym
do powstawania zwietrzeliny. Głównymi czynnikami wpływającymi na przebieg i tempo wietrzenia są:
 Zmiany temperatury powietrza
 Zmiany wilgotności
 Właściwości skał (rodzaj, skład mineralny, wielkość i ułożenie ziaren)
 Ukształtowanie i pokrycie terenu
str. 7
 Ekspozycja stoku
Wyróżniamy następujące rodzaje wietrzenia:
 FIZYCZNE (MECHANICZNE) – polegające na rozpadzie skał na bloki lub ziarna, czyli zmianie ich właściwości
fizycznych z zachowaniem niezmiennego składu chemicznego. Rodzaje:
o Termiczne (INSOLACJA) - polega na naprzemiennym nagrzewaniu i ochładzaniu przypowierzchniowej warstwy
skał w wyniku zmian temperatury powietrza. Prowadzi to do zmian objętości, a w rezultacie do rozpadu skał.
Rozpad skał może mieć charakter rozpadu blokowego (prowadzi do powstania dużych bloków skalnych),
rozpadu ziarnistego (w wyniku którego powstają drobne ziarna), łuszczenia skały (polegająca na skorupowym
lub płytowym oddzielaniu się powierzchniowych części skały), wietrzenia kulistego (sferoidalnego, na skutek
zaokrąglania krawędzi bloków skalnych, w wyniku ich spękania)
o Mrozowe – charakterystyczne dla obszarów, w których temperatura oscyluje wokół 00C. Powoduje to ciągłe
zamarzanie i odmarzanie wody. Zamarzająca woda zwiększa swoją objętość o ok. 10%, co prowadzi do rozpadu
skał.
o Solne – występuje w klimacie, w którym parowanie przewyższa opady. Sprzyja to koncentracji soli w skałach.
 CHEMICZNE – polegające na zmianie składu mineralnego skał w wyniku chemicznego działania wody
nasyconej gazami (np. O2, N, CO2). Intensywność tego typu wietrzenia wzrasta wraz ze wzrostem temperatury oraz
porowatości skał. Rodzajami tego wietrzenia są:
o Utlenianie – łączenie związków chemicznych z tlenem atmosferycznym, co prowadzi do powstawania nowych
minerałów lub zmiany pierwotnej barwy skały
o Hydroliza – rozpuszczanie minerałów przez wodę zawierającą CO2.
o Uwodnienie – przyłączenie cząstek H2O.
 BIOLOGICZNE - zachodzi przy udziale organizmów roślinnych i zwierzęcych. Prowadzi do zmian fizycznych i
chemicznych skał, np. rozsadzanie skał przez korzenie, kopanie nor i tuneli przez zwierzęta, wytwarzanie kwasów
humusowych. Odgrywa ono znacznie mniejszą rolę w kształtowaniu krajobrazu niż pozostałe typy wietrzenia.
str. 8
DZIAŁANIE WODY
Wody aluwialne, wody występujące w dnach dolin, w materiale aluwialnym (aluwia). W razie powodzi woda
najpierw wsiąka w aluwia podnosząc zwierciadło wód aluwialnych, a dopiero po całkowitym wypełnieniu
wszystkich wolnych przestworów dostaje się na wyżej położone tereny. W okresach suszy wody aluwialne zasilają
wody rzeczne. Regulują stan wody w rzece i osłabiają efekty zjawisk ekstremalnych (powodzie, susze).
Osady deluwialne – powstają w procesach spłukiwania materiału (np. cząstek gleb) ze stoku przez wody opadowe.
Abrazja - jeden z czynników erozyjnych. Zachodzi na stromych, skalnych brzegach dużych zbiorników wodnych,
takich jak oceany, morza i duże jeziora. Jest to proces ścierania skały poprzez okruchy skalne poruszane falami
wodnymi. Pewne znaczenie ma również rozpuszczanie skał przez wodę. Efektem działania abrazji jest
powstawanie klifu i platformy abrazyjnej.
DZIAŁANIE WIATRÓW
Procesy eoliczne – to rzeźbotwórcza działalność wiatru. Obejmują one szczególnie obszary pustynne oraz
zwydmione, piaszczyste powierzchnie, w tym równiny sandrowe, piaszczyste wybrzeża morskie, terasy rzeczne i
pradoliny
Intensywność procesów eolitycznych zależy od:
 Charakteru podłoża: rodzaju skał budujących podłoże i jego nachylenia raz nawilgocenia;
 Klimatu: najintensywniej zachodzą w klimatach suchych, najsłabiej wilgotnych
 Stopnia pokrycia szatą roślinną – im jest on mniejszy tym procesy silniejsze
 Siły wiatru, częstości jego występowania i kierunku wiania
 Działalności człowieka, np. wycinania lasów, osuszania terenów, uprawy roślin
Niszcząca działalność wiatrów: Przejawia się jako deflacja i korazja
Deflacją nazywamy wywiewanie cząstek mineralnych. Zachodzi ona tam, gdzie znajduje się odsłonięty
drobnoziarnisty materiał skalny. Deflacja ustaje, gdy materiał ten zostanie okryty skorupą pustynną, brukiem
deflacyjnym lub roślinnością albo zostaje wywiany. W wyniku deflacji zostają utworzone następujące formy:
 Rynny i misy deflacyjne – bezodpływowe formy wklęsłe
 Bruk deflacyjny – pokrywy złożone z grubszych okruchów skalnych, przykrywające i zabezpieczające materiał
piaszczysty przed wymywaniem
 Ostańce deflacyjne – piaszczyste pagóry o stromych zboczach powstałe na skutek nierównomiernego wywiewania,
na wierzchu często umocnione roślinnością.
str. 9
Korazja zachodzi tam, gdzie luźny materiał transportowany przez wiatr napotyka sterczące ponad powierzchnię
skały. Niesiony materiał uderza o skały i szlifuje je, nadając im różne formy:
 Wygłady eoliczne – powierzchnie skalne oszlifowane przez wiatr, w miejscach silniej szlifowanych tworzą się
zagłębienia, w słabiej szlifowanych powstają garby.
 Bruzdy korozyjne – wąskie zagłębienia o wydłużonym kształcie, oddzielone wysokimi, ostrymi grzbietami
 Graniaki – kamienie oszlifowane piaskiem niesionym przez wiatr, z wyraźnie zaznaczonymi krawędziami
 Grzyby skalne – powstają na skutek żłobienia przeszkód skalnych przez materiał transportowany za pośrednictwem
wiatru.
Budująca działalność wiatrów:
Polega na składowaniu luźnego materiału przenoszonego przez wiatr. Powstają wówczas następujące formy
akumulacyjne:
Zmarszczki eoliczne (ripplemarki) – drobne fałdki na powierzchni piaszczystej, ułożone prostopadle do kierunku
wiatru
Wydmy – piaszczyste wzniesienia usypane przez wiatr; ich stoki dowietrzne są łagodnie nachylone, zawietrzne –
strome
Barchany – powstają na obszarach pustynnych z suchego materiału piaszczystego, ramiona zwrócone są zgodnie z
kierunkiem wiatru
Wydmy paraboliczne – powstają na obszarach, gdzie wody podziemne leżą stosunkowo płytko i nawilgacają piasek
od dołu
Ciągi wydmowe podłużne i poprzeczne – długie piaszczyste wały.
Ciągi wydmowe gwiaździste – o wielu ramionach, na obszarach o zmiennym kierunku wiatru.
ZLODOWACENIA W POLSCE
Działalność rzeźbotwórczą lodowców można w zasadzie sprowadzić do trzech zasadniczych procesów – egzaracji
(działalność niszcząca), akumulacji (działalność budująca) i transportu.
Działalność niszcząca przejawia się w kilku procesach:
 detersji, czyli wygładzania podłoża skalnego. W jej wyniku powstają: wygłady lodowcowe, rysy lodowcowe,
bruzdy lodowcowe, mutony;
 detrakcji, czyli "wyorywaniu" okruchów i bloków skalnych z podłoża;
str. 10
 egzaracji, czyli zdzierania materiału przez czoło nasuwającego się lodowca. W jej wyniku powstają zagłębienia i
garby egzaracyjne.
Działalność transportowa - polega na przenoszeniu w masie lodu materiału skalnego. W jej wyniku może
dochodzić do: w przypadku lodowców górskich obrywów ze ścian otaczających lodowiec oraz niszczenia podłoża,
w przypadku lądolodów - niszczenia podłoża.
Działalność akumulacyjna – podczas topnienia lodowca zawarty w nim materiał skalny osadza się w postaci
różnorodnych form:
 Moreny czołowe – powstają przed czołem lodowca lub lądolodu w wyniku wytapiania się materiału skalnego
 Moreny denne – powierzchnie równinne, faliste lub pagórkowate przykryte materiałem pozostawionym przez
topniejący lodowiec
 Moreny boczne – formy powstałe na zboczach dolin polodowcowych; charakterystyczne jedynie dla
zlodowaconych obszarów górskich; nie wykształciły się na obszarach, na których występowały lądolody
 Wysoczyny morenowe – niewysokie wzniesienia, zbudowane z materiału morenowego; mogą być płaskie lub
faliste
 Drumliny – niskie pagórki o owalnym kształcie, utworzone z materiału morenowego pod powierzchnią
przesuwającego się lądolodu
Działalność lodowców przejawia się także w działalności wód fluwioglacjalnych, czyli płynących pod lodem, bądź
wypływających z jego czoła. Formy powstałe z udziałem tych wód to:
 Rynny polodowcowe – wydłużone zagłębienia powstałe w wyniku erozyjnej działalności wód pod dnem lodowca.
Usytuowane prostopadle do jego czoła. Po ustąpieniu lodowca tworzą się w nich jeziora rynnowe
 Stożki sandrowe – piaszczysto-żwirowe równiny powstałe wskutek osadzania materiału przez wody z
topniejącego lodowca.
 Pradoliny – szerokie doliny na przedpolu lodowca.
 Ozy – długie i kręte wały powstałe w wyniku osadzania się materiału rzeczno-lodowcowego w szczelinach
lodowca.
str. 11
 Kemy – pagórki o regularnych kształtach, utworzone przez wytapiające się bryły martwego lodu pozostałe po
wycofaniu się lądolodu.
Zlodowaceniem nazywa się okres glacjalny (glacjał), w czasie którego znaczne obszary Ziemi pokryte są
lądolodem.
W czasie plejstocenu klimat ulegał znacznym wahaniom, po fali zimna (glacjale) następowało ocieplenie zwane
interglacjałem. Tradycyjnie wyróżniano następujące zlodowacenia europejskie: zlodowacenie podlaskie (północno
- wschodniopolskie, Narwi) interglacjał przasnyski (podlaski) Zlodowacenie południowopolskie (zlodowacenie
Nidy, Sanu I i Sanu II) - zlodowacenia te sięgały północnych zboczy Sudetów i Karpat, wchodząc miejscami w
szerokie doliny górskie. Największe ze zlodowaceń na terenie Polski w plejstocenie (objęło ok. 90% kraju).
interglacjał mazowiecki (wielki) Zlodowacenie środkowopolskie (zlodowacenie Odry i Warty) interglacjał
eemski Zlodowacenie północnopolskie (zlodowacenie bałtyckie, Wisły)
SKAŁY MACIERZYSTE POLSKICH GLEB
 Najgorsze – kwarcyty, piaski luźne wysoko położone, suche, lotne, żwiry suche, torfy wysokie
 Złe – piaski słobogliniaste, piaskowce zbite krzemionkowe, torfy przejściowe, łupki silnie skrzemionkowane lub
łupki mocno żelaziste
 Średnie – wapienie i dolomity zbite, ciężkie gliny i iły bezwapienne, piaskowce żelaziste, skały magmowe kwaśne
(granity, gnejsy, sjenity), łupki krystaliczne, torfy niskie
 Dość dobre – margle krzemionkowe i ilaste łatwo wietrzejące, gliny średnie, piaszczyste, węglanowe, strukturalne
utwory lessowa te niewęglanowe, osady rzeczne
 Bardzo dobre – lessy wapniste słabo zwietrzałe, gliny średnie pylaste węglanowe, osady rzeczne próchniczne
głębokie
 Najlepsze – lessy typowe wapniste, osady rzeczne próchniczne pyłowe głębokie węglanowe
Ćwiczenie 3. Oznaczanie składu granulometrycznego gleb.
Podział na frakcje
Frakcja granulometryczna - zbiór cząstek glebowych o określonych wymiarach grupowanych w
zbiory na podstawie średnicy.
1.
Frakcje kamieniste (głazy, otoczaki, gruz) o średnicy większej od 20 mm
a)
Kamienie duże  > 200 mm
b)
Kamienie średnie  200 ÷ 100 mm
c)
Kamienie drobne  100 ÷ 20 mm
str. 12
2.
a)
b)
3.
a)
b)
c)
4.
a)
b)
Frakcje żwirowe – o średnicy cząstek 20 ÷ 1 mm
Żwir gruby  20÷10mm
Żwir drobny  10÷1mm
Frakcje piaskowe – o średnicy cząstek 1 ÷ 0,01 mm
Piasek gruby  1 ÷ 0,5 mm
Piasek średni  0,5 ÷ 0,25 mm
Piasek drobny  0,25 mm ÷ 0,1 mm
Frakcje pyłowe – o średnicy cząstek 0,1 ÷ 0,01 mm
Pył gruby  0,1 ÷ 0,05 mm
Pył drobny  0,05 ÷ 0,01 mm
5.
a)
b)
c)
d)
Frakcje spławialne – ilaste, o średnicy cząstek poniżej 0,01 mm
Ił pyłowy gruby  0,01 ÷ 0,005 mm
Ił pyłowy średni  0,005 ÷ 0,001 mm
Ił drobny  0,001 mm ÷ 0,0001 mm
Ił koloidalny  < 0,0001 mm
Podział na grupy granulometryczne (wg PTG)
1.
Utwory kamieniste – zawierają powyżej 25% w masie glebowej frakcji kamieni ( > 25mm):
a.Utwory silnie kamieniste >75% frakcji kamienistych
b.
Utwory średnio kamieniste 75 ÷ 50 % frakcji kamienistych
c.Utwory słabo kamieniste 50 ÷ 25 % frakcji kamienistych
2.
Utwory żwirowe – zawierają powyżej 50% frakcji żwirowych ( 1÷20 mm) w masie glebowej:
a.Żwir piaszczysty < 10% frakcji spławianlych <0,01mm
b.
Żwir gliniasty 10÷25% frakcji spławianlych <0,01mm
c.Żwir ilasty 25% frakcji spławianlych <0,01mm
3.
Utwory piaskowe – dominują frakcje piaskowe ( 1,0 ÷ 0,1 mm) oraz zawierają do 20% frakcji spławialnych
<0,01 mm
a.Piasek luźny 0÷5% frakcji <0,01 mm
b.
Piasek słabo gliniasty 5÷10% frakcji <0,01 mm
c.Piasek gliniasty lekki 10÷15% frakcji <0,01 mm
d.
Piasek gliniasty mocny 15÷20% frakcji <0,01 mm
4.
Utwory gliniaste – zawierają różne frakcje i ponad 20% frakcji spławialnych <0,01 mm
a.Glina piaszczysta 20÷25% frakcji <0,01 mm
str. 13
b.
Glina lekka 25÷35% frakcji <0,01 mm
c.Glina średnia 35÷50% frakcji <0,01 mm
d.
Glina ciężka > 50% frakcji <0,01 mm
5.
Utwory iłowe – zawierają do 1% frakcji >1,0 mm oraz frakcji spławialnych <0,01 mm ponad 50% w tym
ponad 35% iłu drobnego:
a.Ił >50% frakcji <0,01 mm
b.
Ił pylasty >50% frakcji <0,01 mm oraz >35% frakcji pyłowych 0,1÷0,01mm
6.
Utwory pyłowe – zawieraja ponad 35% frakcji pyłowych 0,1÷0,01mm oraz do 50% frakcji spławialnych
<0,01 mm:
a.Pyły piaszczyste zawierają 35÷55% frakcji pyłowych 0,1÷0,01mm i do 20% frakcji spławialnych <0,01 mm
b.
Pyły gliniaste zawierają 35÷55% frakcji pyłowych 0,1÷0,01mm i 20÷35% frakcji spławialnych <0,01mm
c.Pyły ilaste zawierają 35÷55% frakcji pyłowych 0,1÷0,01 mm i 35÷50% frakcji spławialnych <0,01mm
d.
Pyły lessowe zawierają ponad 55% frakcji pyłowych 0,1÷0,01 mm oraz do 35% frakcji spławialnych
<0,01mm
Charakterystyka grup granulometrycznych z rolniczego punktu widzenia.
Praktycy dzielą gleby na podstawie ich zwięzłości na lekkie (np. piaszczyste, pyłowe lżejsze), gleby średnio ciężkie
(np. gliniaste lekkie i średnio ciężkie, pyłowo-ilaste) oraz na ciężkie (np. gliny ciężkie i iły).
Gleby lekkie (np. piaszczyste) są słabo zwięzłe, a nawet luźne, łatwe do uprawy, zbyt przewiewne i
przepuszczalne, łatwo wysychające, silnie ługowane i bielicowane, stąd ubogie w składniki pokarmowe i próchnicę.
Łatwo się nagrzewają i zamarzają. Domieszka kamieni albo żwiru pogarsza ich właściwości. Wykazują
niekorzystną dynamikę wodną, biologiczną i złą strukturę. Są to gleby typu żytnio-ziemniaczanego, przy czym z
motylkowych udaje się seradela i łubin.
Gleby ciężkie (np. ilaste) są zwięzłe, słabo przepuszczalne i przewiewne. Wykazują dużą pojemność wodną i łatwo
się zabagniają. Uprawiane na mokro łatwo tracą strukturę. Po wyschnięciu silnie twardnieją, mocno pękają i zbrylają
się. Czynność biologiczna jest mała, rozkład substancji organicznej powolny, wolno się nagrzewają („zimne” gleby)
. Najgorsze są
iły podmokłe bardzo ciężkie i zakwaszone. Należy je zadarnić albo zalesić.
Iły wykazują bogaty skład chemiczny, lecz z powodu złej struktury i złych właściwości fizycznych, składniki te są
słabo przyswajalne dla roślin. Zawierają one również dużo wody nieprzyswajalnej, wykazują niekorzystną dynamikę
wodną, powietrzną, biologiczną i składników pokarmowych. Nadają się szczególnie pod uprawę pszenicy, bobiku,
owsa.
Gleby ciężkie średnio (np. gliniaste) wykazują pośrednie właściwości, tj. średnią zwięzłość, średnią i dużą
pojemność wodną, średnią przewiewność i czynność biologiczną, korzystną dynamikę powietrzno-wodną i
str. 14
biologiczną składników pokarmowych. Przy większej zawartości próchnicy, wysyceniu wapniem i odpowiedniej
zawartości węglanów, dobrych właściwości fizycznych, należą do najlepszych gleb, o największym wyborze roślin
uprawnych z udawaniem się najcenniejszych np buraków cukrowych, jęczmienia i lucerny.
Znaczenie składu mechanicznego. Od składu mechanicznego zależą różne właściwości fizyczne, fizyko—
chemiczne i chemiczne gleb. Najlepsze właściwości glebotwórcze ma glina średnia i lekka (ok. 35% części
spławialnych). Jeżeli ilość cząstek spiawialnych przewyższa 60%, gleba staje się już wadliwa. Charakter procesów
glebotwórczych zależy od składu mechanicznego skały macierzystej. W trakcie proces glebotwórczego skład
mechaniczny profilu glebowego ulega dość dużym zmianom wywołanym przez czynniki zewnętrzne. Na ogół
stwierdza się zwiększenie ilości cząstek spławialnych w poziomach (B) Bt, B, wynoszące nawet do ok.30%. U
piasków stwierdza się często pod wpływem nawożenia, wietrzenia fizycznego itp. wzbogacenie górnych poziomów
w cząstki drobniejsze. Przy silnej erozji wodnej powierzchniowej i wietrznej następuje często znaczne spłaszczenie
poziomów powierzchniowych, dlatego gleba powinna być stale pokryta roślinnością.
Ćwiczenie 4
Postacie wody w glebie
Woda glebowa jest ważnym czynnikiem warunkującym wzrost i rozwój roślin.
Woda jest niezbędna roślinom w wielu procesach fizjologicznych - również składniki pokarmowe są pobierane przez
rośliny w postaci rozpuszczonej w roztworze wodnym. Ilość i jakość wody w glebie są zróżnicowane w zależności
od rzeźby terenu, klimatu, warunków hydrogeologicznych, budowy gleby i jej właściwości, sposobu użytkowania,
zastosowanych zabiegów agrotechnicznych, melioracyjnych, itp.
Woda w glebie podlega działaniu sił kapilarnych, osmotycznych i elektrostatycznych.
W zależności od rodzaju i wielkości sił działających na wodę w glebie można wyróżnić kilka jej postaci. Do
głównych należą:
Woda grawitacyjna (przesiąkająca) wypełnia szerokie przestwory glebowe (niekapilarne) i pokonując siły tarcia
przesuwa się ku dołowi. Woda ta ulega grawitacji, nie jest związana z cząstkami gleby i jest najłatwiej przyswajana
przez mikroorganizmy i rośliny wyższe. Na skutek długotrwałego, intensywnego deszczu wszystkie pory glebowe w
górnej warstwie zostają zajęte przez wodę, która przesiąka w dół, wypełniając przestwory kapilarne i niekapilarne
coraz to głębszych poziomów, aż dojdzie do całkowitego nasycenia gleby. Ilość wody, która odpowiada takiemu
stanowi określana jest jako maksymalna pojemność wodna gleby. Burak cukrowy osiąga najwyższy plon przy
wilgotności gleby w granicach od 60 do 70% maksymalnej pojemności wodnej. Plon spada przy wilgotności niższej
od 40% lub wyższej od 90%. Nadmiar wody jest szkodliwy, zwłaszcza w przypadku gleb o pogorszonej strukturze,
str. 15
ponieważ zbyt wysoka zawartość wody ogranicza dostęp powietrza do korzeni i pobieranie składników
pokarmowych.
Po ustaniu opadów woda nadal przemieszcza się w głąb gleby, a jej miejsce w przestworach niekapilarnych zajmuje
powietrze atmosferyczne. Po upływie dnia (na glebach ciężkich po 2 – 3 dniach) ustaje przesiąkanie wody
grawitacyjnej w głąb gleby. Następnie ustala się taki poziom wilgotności, przy którym wszystkie mniejsze
przestwory wypełnione są wodą, a większe powietrzem. Wówczas taka ilość wody odpowiada polowej pojemności
wodnej. Jeśli woda przenikająca w głąb gleby zostaje zatrzymana przez warstwę nieprzepuszczalną wówczas tworzy
się tzw. woda gruntowa. Dla plantatora ważne jest określenie poziomu występowania wody gruntowej. Na glebach
ornych lekkich woda ta powinna znajdować się na głębokości około 70 cm, zaś na glebach ciężkich od 120 do 200
cm.
Woda kapilarna nazywana jest również wodą włoskowatą. Wypełnia ona przestwory o średnicy mniejszej niż 3
mm i dzięki napięciu powierzchniowemu w kanalikach włoskowatych porusza się w glebie we wszystkich
kierunkach, nie wyłączając ruchu ku górze. W glebach gruboziarnistych i niestrukturalnych woda kapilarna
występuje w małych ilościach, zaś w glebach gliniastych i ilastych niestrukturalnych jest jej zbyt dużo, co utrudnia
dostęp i ruch powietrza. W zasadzie woda kapilarna jest dostępna dla roślin. Wyjątek stanowi woda silnie związana
w najwęższych kapilarach, która nie może być pobrana przez korzenie roślin. W przypadku, gdy ilość wody w
kanalikach włoskowych spadnie poniżej określonego poziomu, jej dostępność dla roślin zostaje ograniczona,
ponieważ siły wiążące wodę pozostałą w kapilarach stają się coraz większe, korzenie nie mogą jej pobierać i rośliny
więdną. Taką sytuację określa się punktem trwałego więdnięcia.
Woda podsiąkająca kapilarami ku górze od zwierciadła wody gruntowo – glebowej nazywana jest wodą kapilarną
podpartą (właściwą). Tylko wczesną wiosną, gdy poziom wody gruntowej jest wysoki, woda właściwa ma znaczenie
praktyczne.
Dla roślin większe znaczenie ma woda kapilarna zawieszona (przywierająca), pochodząca z opadów lub ze spływu
powierzchniowego. Podczas opadu wypełnia ona kapilary wierzchniej warstwy gleby i przemieszcza się ku dołowi
jako woda grawitacyjna lub utrzymuje się w kapilarach. Stanowi ona główne źródło wody dla roślin uprawnych.
Woda higroskopowa – otacza cząsteczki glebowe cienką warstwą i przywiera do nich z siłą równą ciśnieniu kilku
atmosfer. Nie jest ona wykorzystywana przez mikroorganizmy i rośliny wyższe. W glebie występuje w postaci pary
wodnej. Jej zawartość zależy od składu mechanicznego, zawartości próchnicy, ilości kationów wymiennych, oraz od
ilości i charakteru koloidów glebowych.
Woda w postaci pary wodnej wchodzi w skład powietrza glebowego i pozostaje w równowadze z wodą znajdującą
się w glebie w stanie ciekłym. Woda występująca w postaci pary wodnej ulega ciągłej wymianie pomiędzy
powietrzem glebowym, a powietrzem atmosferycznym. Woda ta w warunkach klimatycznych Polski nie ma
str. 16
istotnego wpływu na kształtowanie bilansu wodnego gleb użytkowanych rolniczo.
Z rolniczego punktu widzenia najważniejsza jest ta ilość wody, która może być zatrzymana w glebie w postaci
dostępnej dla roślin. Większość gleb jest w stanie zatrzymać w profilu od 50 do 250 mm wody dostępnej. O
wysokości i jakości plonu decydują przede wszystkim różnice w zdolności gleby do zatrzymywania wody. Właściwe
gospodarowanie wodą dostępną dla roślin jest szczególnie ważne wtedy, gdy dla uzyskania wysokich plonów stosuje
się intensywne nawożenie.
woda błonkowata, woda adhezyjna- związana woda podziemna; tworzy się (z wody ciekłej) na ziarnach skały, na
warstewce wody higroskopijnej wtedy, gdy otoczka adsorpcyjna pokrywa całą powierzchnię ziarna i ustaje proces
wiązania cząsteczek pary wodnej; warstewka woda błonkowata jest luźniej związana z podłożem miner. niż
warstewka wody higroskopijnej; woda błonkowata zamarza w temp. nieco niższej niż 0°C, w niewielkim stopniu
rozpuszcza inne substancje, nie bierze udziału w podziemnym krążeniu wód, nie może być pobierana przez rośliny.
O zdolności gleby do zatrzymywania wody decyduje struktura, jej skład mechaniczny, zawartość materii organicznej
oraz grubość i kolejność występowania poszczególnych warstw w profilu glebowym.
Woda gruntowa to zasoby wody w podziemnych warstwach skał, zwanych warstwą wodonośną. Jest ona zasilana
przez wody opadowe, które przenikają przez warstwy przepuszczalne dla wody i zatrzymują się ponad warstwami
nieprzepuszczalnymi. Jednak jej gromadzenie i magazynowanie wymaga dziesiątków lub setek lat. Z tego względu
szybkie wykorzystanie, spowoduje jej niedobory (powolna regeneracja). Woda gruntowa jest ważna dla utrzymania
gleby przy życiu. Czystość wód gruntowych może być zagrożona przez chemizację rolnictwa oraz ścieki i odpady
przemysłowe. Poziom wód gruntowych zależy przede wszystkim od ilości opadów atmosferycznych, ale także od
ciśnienia atmosferycznego oraz jej zużywania przez człowieka.
Retencja wody Użytecznej dla roślin
Siła ssąca gleby- czynniki oddziaływające na ilość wody przyswajalnej w glebie w zakresie pojemności wodnej
polowej do punktu więdnięcia wpływają na przyswajalność wody. Ilość wody, która w danej glebie może być
przyswajalna zależy od składu mechanicznego, struktury, zawartości próchnicy, budowy gleby, szybkości
str. 17
przemieszczania się wody w glebie z miejsc wilgotniejszych do suchszych, a więc w kierunku korzeni. W miarę
wzrostu ilości cząstek drobnych wzrasta zdolność magazynowania większej ilości wody przyswajalnej.
Pojemność wodna gleb
Ilość wody, którą gleba może zatrzymać w określonych warunkach. Zależy ona od składu mechanicznego, ilości i
jakości koloidów, struktury, układu temp itp. wzbogacenie w próchnicę zwiększa jej strukturalność- pojemność
wodną i urodzajność. Poszczególne poziomy różnią się pojemnością wodną i dlatego należy określić pojemność
wodną wszystkich poziomów profilu glebowego. Z pojemnością wodną wiążą się właściwości cieplne i powietrzna
gleby.
Pojemność wodna maksymalna- występuje w glebach wtedy, kiedy wszystkie pory są wypełnione wodą. Stan
maksymalnego nasycenia gleb wodą stwierdza się u gleb bagiennych lub nad poziomem wód gruntowych, lub
przejściowo w czasie silnych deszczów w poziomach intensywnego oglejenia itp.
Pojemność wodna polowa- maksymalny stopień uwilgotnienia gleby przy swobodnym odpływie wody w głąb.
Takie uwilgotnienie stwierdza się np. po deszczu. Pojemność wodna polowa odpowiada takiej ilości wody, jaką
gleba może utrzymać siłami kapilarnymi poza zasięgiem wznoszenia kapilarnego. Jest wielkością retencji.
Pojemność wodna kapilarna- ilość wody wypełniająca przetwory kapilarne. W glebach nie zawierających
przestworów niekapilarnych wzrasta wielkość powierzchni właściwej.
Pojemność wodna higroskopowa- maksymalna ilość wody, którą gleba może wiązać z pary wodnej znajdującej się
w powietrzu otaczającym glebę
Punkt trwałego więdnięcia- Woda jest składnikiem tworzącym jakby "szkielet" rośliny, poprzez wypełnienie jej
pęczniejących komórek. Właśnie ta komórkowa struktura rośliny osłabia się stopniowo, gdy zachodzą ciągłe
wahania ilości dostarczanej wody, W końcu roślina osiąga stan, w którym ponowne odżycie jest niemożliwe.
str. 18
Wilgotność gleb
Chwilowa zawartość wody w glebie. Wyróżnia się cztery stopnie uwilgotnienia: gleba sucha- ulega rozpyleniu
gleba słabo wilgotna- nie kruszy się przy rozcieraniu gleba wilgotna- woda występuje w porach gleby lecz nie
zajmuje wszystkich przestworów gleba mokra- przesycona wodą.
Pęcznienie gleb pod wpływem wody
zdolność suchych gleb do zwiększania swojej objętości przy pochłanianiu wody. Zależy od składu mechanicznego,
koloidów, ilości i jakości kationów wymiennych i ilości korzeni. Gleby sproszkowane pęcznieją silniej od
strukturalnych.
1. FORMY ZWIĄZKÓW WAPNIA W GLEBIE
Związki wapnia mogą występować w glebie w formie:
a) mineralnej - kalcyt, opoka, margiel, gips, aragonit.
b) soli rozpuszczalnych- Ca(HCO3)2.
c) połączeń próchniczno-mineralnych (Ca-humiany).
d) kationów związanych wymiennie przez kompleks sorpcyjny
2. FORMY NAWOZÓW WAPNIOWYCH
Nawozy wapniowe nie służą do nawożenia roślin lecz do nawożenia gleby. Ich zdaniem jest odkwaszenie gleby.
nawozy wapniowe tlenkowe CaO (na gleby ciężkie)
str. 19
nawozy wapniowe węglanowe CaCO3 (na gleby lekkie)
Ca w formie krzemianowej CaSiO3
Nawozy wapniowe, zawierające wapń w formie węglanowej i tlenkowej.
3. WAPNIOWANIE
Wapnowanie gleby - stosowanie nawozów wapniowych w celu odkwaszenia gleby oraz poprawienia ich
właściwości fizycznych, chemicznych i biologicznych.
Wapnowanie powoduje koagulację koloidów, a przez to polepszenie stosunków powietrzno-wodnych i cieplnych
gleb ciężkich. Wpływa dodatnio na rozkład substancji organicznej i rozwój mikroorganizmów pożytecznych dla
roślin uprawnych, a w efekcie prowadzi do zwiększenia działania i przyswajania nawozów organicznych i
mineralnych przez rośliny. Dawka wapna zależy od początkowego odczynu gleby, jej składu granulometrycznego i
gatunków uprawianych roślin.
4. PRZEMIANY ZACHODZĄCE W NAWOZACH WAPNIOWYCH PO DODANIU GLEBY
WAPNO WĘGLANOWE CaCO3 po wprowadzeniu do gleby, może jakiś czas pozostawać w glebie w stanie nie
rozpuszczonym i dopiero po pewnym czasie przejść w rozpuszczalny w wodzie dwuwęglan wapniowy. W tej
ostatniej formie jest on dopiero rozprowadzany po całej masie glebowej. O nawozach tych mówimy, iż działanie ich
w glebie jest słabe i powolne. Stosuje się go na glebach lekkich, słabo zbuforowanych, stosunkowo łatwo
zmieniających swój odczyn.
WAPNO TLENKOWE CaO związek ten wchodzi od razu i bardzo energicznie w reakcję z wodą glebową. Szybko
rozmieszcza się po całej masie glebowej. O wiele szybciej zobojętnia on kw. Glebowe. Stosuje się na glebach
ciężkich, silnie zbuforowanych.
5. UBYTEK WAPNIA W GLEBACH UPRAWNYCH
- pobieranie go wraz z plonem,
- wypłukiwanie w głąb
- stosowanie niektórych nawozów mineralnych
6. WPŁYW WAPNIOWANIA NA GLEBĘ
Wapniowanie stosuje się na gleby kwaśne by je odkwasić i poprawić jej żyzność.
Podstawowym celem wapnowania jest zmiana odczynu gleby zbyt kwaśnej i przywrócenie jej utraconych ilości
wapnia. Nawozy wapniowe oprócz doprowadzenia odczynu gleby do optymalnego dla roślin, korzystnie
oddziaływują na własności fizyczne gleby. Próchnica glebowa w obecności wapnia zlepia cząstki glebowe tworząc
strukturę gruzełkowatą, najbardziej pożądaną dla utrzymania korzystnych dla roślin stosunków powietrznowodnych. Zabieg wapnowania jest ważny także z punktu widzenia przeciwdziałania skutkom skażenia gleby
7. PRZEWAPNOWANIE
Prawidłowe ustalenie dawki nawozu wapniowego jest bardzo ważne, ponieważ przewapnowanie gleby i
doprowadzenie odczynu do zasadowego wywołuje wiele negatywnych skutków jak przesuszenie gleby (szczególnie
lekkiej), szybszy rozkład substancji organicznej oraz przejście niektórych składników w formy nieprzyswajalne dla
roślin (fosfor, bor, żelazo, mangan).
str. 20
Niedobór wapnia w glebie powoduje załamywanie się wierzchołków łodyg, osłabia kwitnienie, przyspiesza opadanie
kwiatów, przez co łuszczyn jest mało, są one zniekształcone, tworzą się w nich nieliczne i drobne nasiona.
9. ZAWARTOŚĆ WĘGLANU WAPNIA W GLEBACH Polski ok. 0,3 %
10. CHEMIZM ROZTWORU GLEBOWEGO
skład chemiczny wód glebowych kształtuje się pod wpływem opadów atmosferycznych, temperatury, składu
mineralnego podłoża, tempa krążenia wód w glebie oraz rzeźby i pokrycia terenu. Wyniki otrzymywane w
programie badań roztworów glebowych potwierdzają obserwowaną prawidłowość wzrostu pH wraz z głębokością
profilu glebowego wapń, magnez, wodorotlenek węgla, tlenek siarki, chlor
16 ZNACZENIE WODY W GLEBIE
Woda stanowiąca fazę ciekłą jest składnikiem zawsze obecnym w glebie. W uproszczeniu używamy określenia
„woda glebowa”. Stanowi ona podstawowe i najbardziej dostępne źródło składników pokarmowych dla roslin.
17. GLEBY SŁONE – SYSTEMATYKA, WŁAŚCIWOŚCI
Gleby słone tworzą się, kiedy skały macierzyste zawierają duże ilości soli, a klimat z przewagą parowania nad
opadami powoduje wytrącanie soli. Glebą słonym towarzyszy specyficzna skąpa, słonolubna roślinność.
Gleby słone - gleby zawierające w profilu warstwy o znacznej zawartości soli.
W dziale i rzędzie gleb słonych systematyka wydziela trzy typy:
- sołończaki
- gleby sołończakowate
- sołońce
Wartość użytkowa gleb słonych to nie jest zbyt dobra, gdyż obecność soli hamuje wzrost roślin. Poza tym gleby
słone mają niekorzystne właściwości fizyczne, gdyż w stanie suchym tworzą twarde, spękane bryły, a w stanie
wilgotnym pęcznieją i nie przepuszczają powietrza. Po zastosowaniu odpowiednich zabiegów agrotechnicznych
gleby te nadają się do uprawy niektórych bardziej odpornych na zasolenie roślin, jak proso, buraki, czy pomidory.
18. PRZYCZYNY I SKUTKI ZASOLENIA GLEB
Wobec postępującego zanieczyszczenia środowiska, problemem jest sprawa zasolenia gleb. Uważa się że gleba
zasolona to taka gleba, w której zawartość soli jest na tyle wysoka, że zakłóca prawidłowy rozwój roślin poprzez
uniemożliwienie pobierania składników pokarmowych z gleby (siła ssąca roztworu glebowego przewyższa siłę ssącą
korzeni). Uniwersalną metodą stosowaną do pomiaru ogólnego zasolenia gleby jest określanie przewodnictwa
elektrolitycznego roztworu glebowego.
W gleboznawstwie praktycznym utrzymuje się podział sorpcji na 5 rodzajów:
str. 21

sorpcja mechaniczna - polega na zatrzymywaniu cząstek zawiesin w mniejszych od nich przestworach
glebowych; dzięki temu przesączająca się przez glebę woda jest oczyszczana nawet z takich drobnych zawiesin jak
bakterie i dostaje się do warstw głębszych w stanie zdatnym do picia; może wpływać na powstawanie w glebie
warstw słabo przepuszczalnych;

sorpcja fizyczna - jest to zdolność do zatrzymywania na swej powierzchni gazów, par, zawiesin i
mikroorganizmów z roztworów glebowych dzięki napięciu powierzchniowemu; sorpcja ta chroni składniki łatwo
rozpuszczalne i łatwo przyswajalne od wypłukania w głąb; zwiększa właściwości chłonne gleby a w pewnych
przypadkach ułatwia usuwanie szkodliwych substancji (chlorki);

sorpcja wymienna - polega na wiązaniu przez koloidy glebowe jonów (głównie kationów) z roztworu
glebowego z jednoczesnym wydzielaniem do roztworu równoważnych ilości innych jonów;

sorpcja chemiczna - to powstawanie w glebie nierozpuszczalnych związków (soli) wskutek reakcji
chemicznych; takie strącone sole jeśli nie podlegają procesom wymywania, są magazynowane w glebie;

sorpcja biologiczna - to proces pobierania i zatrzymywania składników chemicznych z roztworu glebowego
i powietrza przez drobnoustroje glebowe i korzenie roślin; sorbentami są żywe organizmy, które pobierają i
zatrzymują jony w swych organizmach na okres ich życia; po obumarciu organizmy te ulegają rozkładowi,
uwalniając pobrane składniki, które stają się przyswajalne dla roślin.
Kompleks sorpcyjny gleb zbudowany jest z koloidów glebowych składających się przede wszystkim z minerałów
ilastych, krystalicznych uwodnionych tlenków żelaza i gliny, minerałów bezpostaciowych, próchnicy oraz
kompleksów ilasto-próchnicznych. Na właściwości sorpcyjne gleb wpływają m.in. pH oraz porowatość gleb.
Sorpcja wymienna kationów zachodzi między kompleksem sorpcyjnym gleby a roztworem glebowym,
spowodowane jest to dążeniem do wyrównania stężeń jonów. Ładunki zmienne koloidów zależą od dysocjacji.
Pojemnością sorpcyjną gleb nazywamy sumę wszystkich kationów, jakie gleba zawiera w stanie zasorbowanym,
zdolnych do wymiany. Na sorpcję kationów przez glebę ma wpływ rodzaj koloidu glebowego, masa atomowa
sorbowanego kationu, jego średnica i wartościowość oraz hydratacja kationu. Na ogół kationy szereguje się
następująco: Na+  K+  Mg+2  Ca+2  Al+3  Fe+3  H+
Buforowość gleby, zdolność gleby do przeciwdziałania zmianom własnego odczynu (odczyn gleby), powodowanym
dopływem jonów kwasowych lub zasadowych. Wysoką buforowość w stosunku do kwasów mają gleby węglanowe
oraz gleby ciężkie, silnie próchniczne. Niską buforowością charakteryzują się gleby lekkie, ubogie w próchnicę i
części koloidalne; zwiększa ona podatność gleby na degradację pod wpływem kwaśnych deszczów i zmusza do
ostrożności w stosowaniu nawozów działających zakwaszająco lub alkalizująco.
Do najważniejszych buforów należą: bufor octanowy, bufor amonowy, bufor fosforanowy.
Pojemność buforowa (b) jest wielkością charakteryzującą zdolność buforowania
przez dany roztwór, czyli przeciwstawiania się zmianom pH po dodaniu do
roztworu mocnego kwasu lub zasady. Miarą pojemności buforowej jest stosunek
str. 22
liczby dodanych moli jonów H+ lub OH- do zmiany pH w przeliczeniu na 1 litr roztworu buforowego:
Kwasowość hydrolityczna ujawnia się pod działaniem soli hydrolizujących zasadowo, jak np. octanu wapnia, sodu
czy amonu. W wyniku działania soli hydrolizujących zasadowo są wypierane z kompleksu sorpcyjnego jony
kwasowości wymiennej oraz jony wodoru i glinu bardzo silnie związane z koloidami glebowymi.
Kompleks sorpcyjny- stanowi najbardziej rozdrobnioną, koloidalna część fazy stałej gleby, która ma zdolności
wchłaniania, zatrzymywania i wymiany jonów pomiędzy roztworem glebowym a cząstkami kompleksu
sorpcyjnego.
Wchłonięte przez kompleks sorpcyjny jony nazywamy jonami zasorbowanymi.
W kompleksie sorpcyjnym gleb rozróżniamy dwie kategorie zasorbowanych kationów:
 Kationy łatwo przechodzące do roztworu glebowego i które biorą czynny udział w różnorodnych fizykochemicznych reakcjach przebiegających w glebie, są to kationy wymienne,
 Kationy, które zostają unieruchomione w siatce krystalicznej minerałów i nie ulegają desorpcji lub ulegają z
wielkim trudem. Przechodzą one do roztworu glebowego tylko w wyjątkowych sytuacjach, np. po zniszczeniu
siatki krystalicznej minerałów. Kationy te nazywamy kationami niewymiennymi.
Wielkość kompleksu sorpcyjnego gleb uzależniona jest od wielu czynników, a przede wszystkim od ilości i jakości
poszczególnych komponentów tworzących kompleks sorpcyjny. W zależności od tego wielkość kompleksu w
poszczególnych typach gleb jest bardzo różna. A zatem gleby próchnicze, torfy silnie rozłożone lub też zamulone
gleby ilaste i gliniaste mają największy kompleks sorpcyjny, który dochodzić może do 50% ogólnej masy
glebowej, gdy tymczasem gleby spiaszczone i piaski mają mniejszy kompleks sorpcyjny, czasem
nieprzekraczający 1% ogólnej masy glebowej.
Wielkość kompleksu sorpcyjnego i skład zasorbowanych przez niego kationów wywiera w dużym stopniu wpływ na
strukturę gleby, jej stosunki wodno- powietrzne, reakcje roztworów glebowych, buforowość oraz żyzność gleb.
Zasadniczo w kompleksie sorpcyjnym gleby można wyróżnić trzy części składowe:
1.Nieorganiczna część kompleksu sorpcyjnego
Mineralna część kompleksu sorpcyjnego składa się przede wszystkim:

Z różnorodnych minerałów ilastych, będących produktem wietrzenia minerałów pierwotnych, są to minerały
ilaste należące do grupy montmoryllonitów (o dużej powierzchni aktywnej wewnętrz w stosunku do kationów i
silnie zaznaczone właściwości buforowe
str. 23
str. 24