Gleboznawstwo - ebook

Przedmowa

Na polskim rynku księgarskim od kilkunastu lat jest odczuwalny brak nowoczesnego, ogólnopolskiego podręcznika z gleboznawstwa. Ostatni ukazał się w 1999 roku i w wielu przypadkach stracił na aktualności. Wynika to przede wszystkim z ustalenia nowych kryteriów uziarnienia, opracowanych przez Polskie Towarzystwo Gleboznawcze (PTG 2009). Nawiązują one ściśle do podziałów na frakcje i grupy granulometryczne, jakie są stosowane w świecie. PTG opracowało także kolejne wydanie Systematyki gleb Polski (SgP 2011), oparte na poziomach diagnostycznych, identycznych jak w taksonomiach gleb o zasięgu światowym (Soil Taxonomy – 1999) oraz WRB (2007), zalecanej w krajach Unii Europejskiej. Ponadto w podręczniku zaprezentowano najistotniejsze zagadnienia odnośnie do składu mineralogiczno-petrograficznego litosfery, geologii dynamicznej i historycznej, charakterystyki materiałów macierzystych, z których kształtują się gleby pod wpływem czynników i procesów glebotwórczych oraz ich podstawowe właściwości fizyczne, chemiczne i biologiczne.

Poza wspomnianą klasyfikacją przyrodniczą gleb przedstawiono zagadnienia z zakresu podstaw kartografii oraz klasyfikacji użytkowej gleb (klasy bonitacyjne i kompleksy przydatności rolniczej), określające ich wartość rolniczą i najbardziej racjonalne sposoby zagospodarowania.

W przygotowaniu podręcznika wzięli udział uznani specjaliści i wykładowcy z wielu ośrodków akademickich Polski. Może to być gwarancją wysokiej wartości merytorycznej opracowania. Dodatkowym walorem jest aneks prezentujący fotografie najważniejszych typów gleb Polski. Specjalny rozdział poświęcono problematyce dotyczącej zagrożeń, degradacji i rekultywacji gleb. Wzrastająca bowiem antropopresja, wywołująca przekształcenia geomechaniczne, hydrologiczne i chemiczne pokrywy glebowej, wymaga szczególnej troski w zakresie jej ochrony, ażeby zasoby glebowe pozostawić przyszłym pokoleniom w możliwie najlepszym stanie.

W podręczniku stosowano odsyłacze do odpowiednich rozdziałów bądź podrozdziałów, w których szczegółowo omówiono poruszone zagadnienia, procesy itp. Mimo to nie udało się uniknąć pewnych drobnych powtórzeń, co w przypadku pozycji dydaktycznej o interdyscyplinarnym charakterze wydaje się nie tylko dopuszczalne, lecz niekiedy nawet merytorycznie wskazane, zgodnie z sentencją „…repetitio est mater studiorum…”.

Przedkładana pozycja jest przeznaczona głównie dla studentów uniwersytetów przyrodniczych, aczkolwiek w pełni będą mogli z niej korzystać także studenci innych uczelni, studiujący takie kierunki, jak biologia, geografia, ochrona środowiska, architektura krajobrazu, geodezja itp. Sądzimy, że przygotowany podręcznik będzie także cenną pozycją dla doktorantów oraz młodych pracowników naukowych, zatrudnionych w różnych ośrodkach naukowo­-badawczych Polski (uczelniach, instytutach itp.).

Oddając do rąk polskich Czytelników niniejsze opracowanie, mamy nadzieję, że przyczyni się ono do lepszego zrozumienia nauki o glebie, jednej z najważniejszych części składowych biosfery. Z gleby zrodziło się życie – Bóg z gliny ulepił postać Adama – oraz się ono w niej kończy.

Autorzy2.3. Budowa Ziemi

Kula ziemska jest zbudowana z koncentrycznych stref, które wykazują odmienne właściwości (rys. 2.2). Pod względem geochemicznym wyróżnia się jądro (centralna część o średnicy około 3500 km), nad którym występuje płaszcz (o grubości 2900 km) oraz najbardziej zewnętrzna część, czyli skorupa ziemska (o głębokości średnio około 35 km). Strefy te wykazują odmienny skład pierwiastkowy oraz zróżnicowaną gęstość właściwą.

Rys. 2.2. Schemat budowy wewnętrznej Ziemi

Jądro ma charakter metalicznego stopu, toteż wykazuje bardzo dużą gęstość (9,8–16 g · cm^(–3)). Zbudowane jest z niklu i żelaza i dlatego jest określane jako „nife”. Powyżej jądra rozciąga się płaszcz ziemski – strefa zbudowana z masywnych skał o dużej gęstości (3,3–5,5 g · cm^(–3)). Dzieli się on na trzy części: płaszcz dolny – bogaty w Ni, Fe, Si, Mg (nifesima), pośredni – zasobny w Cr, Fe, Si, Mg (crofesima) oraz górny – zbudowany przede wszystkim z krzemu i magnezu (sima). Nad płaszczem występuje skorupa ziemska, która jest zbudowana ze skał zasobnych w krzem i glin (sial). Wyróżnia się skorupę oceaniczną – o głębokości około 7 km (zbudowaną ze skał o gęstości około 3 g · cm^(–3) ) oraz kontynentalną – o głębokości 30–80 km (zbudowaną ze skał o gęstości około 2,7 g · cm^(–3) ). Geneza skorupy kontynentalnej sięga początkowego etapu formowania Ziemi, kiedy stanowiąca ją materia różnicowała się pod względem gęstości, a na powierzchni ognisto-płynnej kuli zaczęły krzepnąć jej zewnętrzne partie, zbudowane z najlżejszych składników. Skorupa oceaniczna jest znacznie młodsza, najstarsze znane fragmenty mają około 200 mln lat. Powstaje ona w wyniku wypływania z wnętrza law bazaltowych, w miejscach rozsuwania się płyt kontynentalnych.

Kula ziemska wykazuje też strefową budowę pod względem stanu fizycznego budującej ją materii. Obserwując erupcje wulkaniczne, długo sądzono, że cienka skorupa ziemska spoczywa na płynnym wnętrzu. Obecnie wiadomo, że zewnętrzna część kuli ziemskiej aż do głębokości około 3000 km jest zbudowana z fazy stałej, a wulkany są zasilane z płytko występujących, lokalnych ognisk magmowych. Barysferą, czyli sferą ciekłą, określa się płynne jądro, mimo iż występuje w nim jądro wewnętrzne, wykazujące stan stały. Na podstawie badań geofizycznych wyróżnia się trzy strefy występujące powyżej barysfery: mezosfera, astenosfera oraz litosfera. Mezosfera występuje ponad jądrem, a budująca je materia wykazuje właściwości ciała stałego. Nad mezosferą występuje astenosfera – strefa zbudowana również z materii o stanie stałym, która wykazuje dużą plastyczność i zdolność do przemieszczania. Dolna granica astenosfery sięga głębokości około 400 km. Wskutek różnic temperatur uplastyczniona materia astenosfery ulega ruchom konwekcyjnym, powodując przemieszczanie się spoczywających na niej sztywnych płyt litosfery – zewnętrznej warstwy kuli ziemskiej. Skutkiem tego procesu jest wędrówka kontynentów i towarzyszące temu trzęsienia ziemi. Litosfera obejmuje skorupę ziemską i górną część płaszcza (tzw. warstwę perydotytową), a jej głębokość zmienia się od kilkunastu km (pod oceanami) do około 100 km (pod masywami górskimi kontynentów).2.4. Procesy geologiczne i cykl skalny

Procesem geologicznym nazywa się proces lub zespół procesów fizycznych i chemicznych, które prowadzą do zmian powierzchni Ziemi i skorupy ziemskiej. Procesy geologiczne zachodzą zarówno na powierzchni Ziemi, jak też wewnątrz skorupy ziemskiej lub w głębszych warstwach Ziemi. Procesy geologiczne dzieli się na: endogeniczne – powodowane przez czynniki wewnętrzne Ziemi (np. energię cieplną) oraz egzogeniczne – czerpiące energię z zewnątrz Ziemi (np. energia promieniowania słonecznego, siły grawitacji). Do procesów endogenicznych należą: magmatyzm, metamorfizm i diastrofizm. Procesy magmatyzmu i metamorfizmu prowadzą do tworzenia się skał budujących skorupę ziemską, natomiast pod pojęciem diastrofizmu rozumie się zjawiska i procesy związane z pionowymi i poziomymi ruchami skorupy ziemskiej, których objawem są m.in. zmiany linii brzegowej mórz i oceanów, trzęsienia ziemi i deformacje warstw skalnych. Do procesów egzogenicznych zalicza się: wietrzenie, erozję, powierzchniowe ruchy masowe i sedymentację. Wietrzenie, erozja i powierzchniowe ruchy masowe określa się wspólną nazwą denudacja, natomiast denudacja łącznie z sedymentacją nosi nazwę gradacji.

Działaniu różnorodnych procesów geologicznych zawdzięczają swoje pochodzenie wszystkie skały, czyli naturalne zespoły minerałów wchodzących w skład skorupy ziemskiej. Ze względu na genezę wszystkie skały podzielono na trzy grupy:

– skały magmowe,

– skały osadowe,

– skały metamorficzne.

Każda skała, w zależności od oddziałujących na nią procesów geologicznych, może podlegać przemianom prowadzącym do powstania skały należącej do innej grupy genetycznej, np. ze skał magmowych lub metamorficznych w wyniku wietrzenia powstają skały osadowe. Jest to tzw. cykl skalny (rys. 2.3).

Rys. 2.3. Schemat obrazujący cykl skalny

Skały magmowe w warunkach panujących na powierzchni Ziemi ulegają procesom wietrzenia, a pozostające na miejscu lub przetransportowane produkty ich rozpadu tworzą nowe skały osadowe. Skały magmowe i osadowe mogą też ulec pogrążeniu w głębsze strefy skorupy ziemskiej, gdzie w warunkach znacznie wyższych temperatur i ciśnień przeobrażają się w skały metamorficzne. Jeśli znajdą się w warunkach wysokich temperatur, mogą ulec przetopieniu do wtórnej magmy. Proces taki jest określany jako palingeneza. Po obniżeniu temperatury z utworzonej magmy tworzą się nowe skały magmowe. Podobnie skały metamorficzne mogą ulegać przetopieniu i przechodzić w skały magmowe bądź w wyniku wietrzenia – w skały osadowe.2.4.1. Magmatyzm

Pod pojęciem magmatyzmu rozumie się całokształt procesów prowadzących do powstawanie magmy, a także jej różnicowania, przemieszczania oraz krzepnięcia. Efektem tych procesów jest powstawanie różnorodnych skał magmowych.

Magmatyzm jest dzielony na dwie grupy procesów:

– plutonizm, czyli procesy przemieszczania się i zastygania magmy w głębi skorupy ziemskiej; w wyniku procesów plutonicznych powstają skały magmowe głębinowe (plutoniczne),

– wulkanizm, czyli procesy przemieszczania się magmy na powierzchnię skorupy ziemskiej; w wyniku procesów wulkanicznych powstają skały magmowe wylewne (wulkaniczne).

Magma jest ciekłym stopem krzemianowym o temperaturze 1000–1200°C, który tworzy się w głębi skorupy ziemskiej. Składa się głównie z krzemu i tlenu oraz mniejszych ilości Al, Fe, Ca, Mg, K i Na. Prawdopodobnie istnieje tzw. magma macierzysta o składzie bazaltu, z której powstają wszystkie inne magmy poprzez oddzielanie faz o odmiennej gęstości i składzie chemicznym. W naturalnych stopach magmowych krystalizacja składników mineralnych najczęściej przebiega według następstwa określonego w tzw. szeregu reakcyjnym Bowena (rys. 2.4).

Rys. 2.4. Kolejność krystalizacji minerałów z magmy

Gdy proces krystalizacji zachodzi bardzo wolno, każdy następny minerał szeregu może powstać w miejsce poprzedniego wskutek jego reakcji ze stopem. W początkowej fazie krystalizacji magmy tworzą się jednocześnie pirokseny oraz anortyt. Jeżeli minerały te nie zostaną usunięte ze stopu (np. wskutek grawitacyjnego wydzielenia i zakrzepnięcia skały typu gabra), to ich reakcje ze stopem spowodują utworzenie się piroksenu i odpowiednio bytownitu. W ten sposób tworzy się magma o coraz większej zawartości SiO₂. Oprócz frakcjonalnej krystalizacji, zachodzącej zgodnie z szeregiem krystalizacyjnym Bowena, istnieją też inne mechanizmy dyferencjacji (różnicowania się) magmy, w wyniku czego skorupa ziemska cechuje się różnorodnością występujących skał magmowych, wykazujących odmienny skład mineralogiczny i chemiczny.

Kolejność krystalizacji z magmy jest bardzo istotna również z gleboznawczego punktu widzenia, gdyż charakteryzuje ona odporność minerałów skałotwórczych na procesy wietrzenia chemicznego. Minerały krystalizujące wcześnie (oliwiny, anortyt) ulegają łatwo wietrzeniu i z tego względu z reguły nie występują w glebie. Później krystalizujące minerały są znacznie odporniejsze, a kończący krystalizację kwarc jest najbardziej trwały, przez co staje się głównym składnikiem gleb.

Krzepnąca w głębi Ziemi magma tworzy intruzje skał plutonicznych, które mają różnorodne formy. Wyróżnia się intruzje zgodne (np. sille, lakolity, lopolity) oraz niezgodne (dajki, batolity i kominy). Największe znaczenie mają batolity – olbrzymie intruzje o nieznanej głębokości, zbudowane ze skał głębinowych, np. granitoidowy batolit karkonoski, batolit strzegomski itp.

Magma, która wydostaje się na powierzchnię Ziemi, określana jest jako lawa. Krzepnąca lawa tworzy charakterystyczne formy stożków wulkanicznych, których kształt zależy od składu chemicznego lawy. Lawy bogate w SiO₂, określane jako kwaśne, charakteryzują się dużą lepkością, co utrudnia ich wydostawanie się z krateru. Stożki wulkanów zasilanych taką lawą są wysokie, o stromych ścianach. Lawy ubogie w krzemionkę (zasadowe) są mniej lepkie, bardziej ruchliwe i mogą spływać po powierzchni terenu z prędkością do 40 km · h^(–1). Wulkany zasilane lawą zasadową, o niskich, rozległych stożkach, określa się jako tarczowe.

Erupcjom wulkanicznym często towarzyszą procesy piroklastyczne, polegające na wyrzucaniu do atmosfery olbrzymich ilości popiołów wulkanicznych oraz fragmentów zakrzepłej lawy bądź oderwanych fragmentów stożka wulkanicznego. Wyrzucone produkty są osadzane, nieraz w znacznej odległości od stożka, tworząc skały piroklastyczne.

Przebieg erupcji wulkanicznych jest bardzo zróżnicowany, w zależności od zawartości w lawie krzemionki oraz gazów. Najbardziej gwałtowne erupcje zachodzą wówczas, gdy lawa jest przesycona gazami. Niekiedy erupcja bywa tak gwałtowna, że zostaje zniszczona szczytowa część stożka wulkanicznego. Powstaje wówczas kaldera, w której zazwyczaj tworzy się nowy stożek wulkaniczny. Kaldera może też powstać w wyniku zapadnięcia się stropu komory magmowej wraz ze stożkiem wulkanicznym. Za jedną z największych uważa się kalderę Yellowstone, o wymiarach 55 × 80 km.2.4.2. Metamorfizm

Metamorfizm polega na przeobrażaniu skał pod wpływem oddziaływania wysokiej temperatury i ciśnienia, czasem z udziałem doprowadzanych innych substancji. W zależności od głównego czynnika powodującego przemiany wyróżnia się różne rodzaje metamorfizmu, z których najważniejsze to metamorfizm dyslokacyjny, termiczny (kontaktowy), metasomatyczny i regionalny.

Metamorfizm dyslokacyjny zachodzi w wyniku oddziaływania wysokiego ciśnienia kierunkowego, tzw. stressu. Zachodzi w powierzchniowych strefach skorupy ziemskiej i wiąże się z przemieszczaniem mas skalnych, np. w czasie ruchów górotwórczych. W wyniku działania metamorfizmu dyslokacyjnego powstają skały o budowie kierunkowej, takie jak łupki krystaliczne oraz mylonity.

Metamorfizm termiczny zachodzi w pobliżu intruzji magmowej lub zbiornika magmowego. Pod wpływem wysokiej temperatury następuje przemiana otaczających skał, które tworzą tzw. aureolę kontaktową o szerokości kilku metrów lub kilometrów. W ten sposób powstają np. marmury kontaktowe oraz skarny.

Metamorfizm metasomatyczny zachodzi wskutek chemicznego oddziaływania gorących roztworów lub gazów napływających pod ciśnieniem z intruzji magmowych.

Największe znaczenie ma metamorfizm regionalny, który rozwija się w następstwie pogrążenia dużych mas skalnych w głębsze strefy skorupy ziemskiej, gdzie podlegają one działaniu wysokiej temperatury i wysokiego ciśnienia. Metamorfoza zachodzi w stanie stałym lub z niewielkim tylko udziałem fazy ciekłej i polega przede wszystkim na zmianie struktury i tekstury pierwotnej skały. Często towarzyszy temu zmiana składu mineralogicznego, natomiast skład chemiczny skał najczęściej nie ulega zmianie. Głębokie przeobrażanie, z częściowym przetopieniem skały, nosi miano ultrametamorfizmu .

Charakter skały metamorficznej zależy od rodzaju skały wyjściowej oraz zakresu temperatury i ciśnienia, w jakich zachodzi przeobrażanie. Wyróżnia się trzy strefy metamorfizmu regionalnego, w których powstają skały różniące się składem mineralogicznym i budową.

Strefa górna (Epi ) charakteryzuje się działaniem dużych ciśnień kierunkowych (stressu), małego ciśnienia hydrostatycznego (do 270 MPa) oraz niską temperaturą (do 300°C). Stress decyduje o wykształceniu wyraźnej tekstury łupkowej. Przyjmuje się, że strefa ta sięga średnio do głębokości 10 km.

Strefa pośrednia (Mezo) cechuje się działaniem silnego stressu, dużego ciśnienia hydrostatycznego (270–540 MPa) i średnio wysoką temperaturą (300–600°C). Następuje w niej rekrystalizacja składników i powstają minerały o dużej gęstości, np. granaty. Tworzące się tu skały odznaczają się teksturą bezładną, gnejsową lub grubołupkową, podkreśloną równoległym ułożeniem blaszek łyszczyków, słupków amfiboli itp. Przyjmuje się, że strefa ta sięga średnio do głębokości 20 km.

Strefa dolna (Kata) charakteryzuje się dużym ciśnieniem hydrostatycznym (540–1000 MPa) i wysoką temperaturą (500–1000°C), aż do powstania faz półpłynnych. Oddziaływanie stressu jest nieznaczne. Powstające w tej strefie skały wykazują na ogół teksturę bezładną. Szacuje się, że strefa ta występuje średnio na głębokości 20–30 km.

Powstające skały metamorficzne, czyli przeobrażone, najczęściej nie odbiegają składem mineralogicznym od pozostałych typów skał. W skałach metamorficznych występuje większość minerałów skał magmowych, z wyjątkiem plagioklazów zasadowych, skaleniowców i oliwinów. Z minerałów skał osadowych zachowują się: kwarc, węglany (kalcyt, znacznie rzadziej dolomit), skalenie alkaliczne, niektóre łyszczyki i tlenki żelaza. Natomiast fosforany, siarczany, chlorki, wodorotlenki żelaza, minerały ilaste oraz odmiany bezpostaciowe i skrytokrystaliczne ulegają przeobrażeniom. W procesie metamorfozy powstają niekiedy nowe, typowe dla skał metamorficznych, minerały, takie jak sillimanit, staurolit, grafit, talk, niektóre pirokseny i amfibole.2.4.3. Wietrzenie

Wytworzone w procesach geologicznych minerały i skały są trwałe tylko w warunkach, które doprowadziły do ich powstania. Na powierzchni Ziemi są one narażone na oddziaływanie czynników występujących w trzech geosferach – atmosferze, hydrosferze i biosferze. Warunki wytworzone w tych sferach nazywane są warunkami hipergenicznymi, a strefa objęta tymi procesami – strefą hipergenezy.

Panujące na powierzchni ziemskiej warunki zależą głównie od intensywności promieniowania słonecznego i związanymi z tym zmianami temperatury, obecności i stanu fizycznego wody, aktywności tlenu atmosferycznego i ditlenku węgla, a także świata organicznego. Ostatnio coraz większą rolę przypisuje się działalności mikroorganizmów oraz produktów ich aktywności. Rola, intensywność i zakres oddziaływania tych czynników uzależnione są od strefy klimatycznej.

Procesy prowadzące do przemian minerałów i skał na powierzchni Ziemi są nazywane wietrzeniem. W zależności od dominującej roli czynników zaznaczają się one w zmianach stanu fizycznego skał lub ich chemizmu. Zmiany minerałów i skał zachodzące z udziałem organizmów żywych też mają charakter zmian fizycznych lub chemicznych, dlatego najczęściej wyróżnia się dwa rodzaje wietrzenia: fizyczne i chemiczne.

Wietrzenie fizyczne polega na rozkruszaniu minerałów i skał pod wpływem nasłonecznienia (insolacji), działania mrozu i zamarzającej wody oraz mechanicznego działania organizmów. W niektórych strefach klimatycznych dodatkowo duże znaczenie ma również mechaniczne oddziaływanie krystalizujących soli, a także zmiany uwilgotnienia dotyczące skał ilastych.

Insolacja jest rodzajem wietrzenia fizycznego wskutek naprzemiennego nagrzewania i ochładzania skały pod wpływem promieniowania słonecznego. Może się ona objawiać jako dezintegracja blokowa (rozpad blokowy), dezintegracja granularna (rozpad ziarnisty) bądź eksfoliacja (złuszczanie).

W przypadku występowania wewnątrz skały naprężeń, związanych np. z ciosem termicznym lub spękaniami tektonicznymi, zmiany objętości łączące się z nagrzewaniem i ochładzaniem powodują rozpad skały na większe fragmenty. Mamy wówczas do czynienia z rozpadem blokowym, czyli dezintegracją blokową (fot. 2.1).

Fot. 2.1. Dezintegracja blokowa granitu (fot. Z. Zagórski)

W skałach o budowie grubokrystalicznej lub grubookruchowej, a także o zróżnicowanym składzie mineralogicznym (np. granitach, zlepieńcach), różna rozszerzalność cieplna minerałów powoduje tworzenie wewnętrznych naprężeń i osłabianie spójności skały. W efekcie wielu tzw. cyklów insolacyjnych następuje rozpad ziarnisty skały, określany jako dezintegracja granularna .

Eksfoliacja jest procesem fizycznym polegającym na oddzielaniu się przypowierzchniowej warstwy skały, która nagrzewa się mocniej niż jej głębsze partie. W efekcie powstają drobne pęknięcia równoległe do powierzchni skalnej i skała się „łuszczy”. Złuszczanie może stanowić dalszy etap wietrzenia, po dezintegracji blokowej, zwłaszcza intensywnie zachodzi w warunkach pustynnych (fot. 2.2), charakteryzujących się znacznymi dobowymi różnicami temperatur.

Kongelacja (zamróz) zachodzi w wyniku działania zamarzającej wody, jako czynnika destrukcyjnego. Proces ten występuje powszechniej niż insolacja. Jest typowy w strefach klimatu umiarkowanego i polarnego, w których często dochodzi do zamarzania i rozmarzania wody. Efektem tego rodzaju wietrzenia jest dezintegracja blokowa oraz dezintegracja granularna (fot. 2.3). Szczególnie podatne na tego typu wietrzenie są skały, które wykazują pierwotnie dużą szczelinowatość (np. skrasowiałe wapienie) lub tworzą cienkie ławice (np. skały fliszowe). Stosunkowo szybko ulegają one rozpadowi na coraz mniejsze fragmenty.

Fot. 2.2. Kuliste formy o średnicy około 4 m, będące efektem eksfoliacji bloków granitu. Devils Marbles, Northern Territory, Australia (fot. J. Weber)

Fot. 2.3. Zwietrzelina granitu karkonoskiego wytworzona głównie w wyniku wietrzenia fizycznego (fot. Z. Zagórski)