1 

 

 

 

2 

Wydano za zgodą Rektora 

 

Materiały pomocnicze do zajęć  

z przedmiotu „geologia i geomorfologia”  

dla studentów kierunku ochrona środowiska   

 

 

nierecenzowane 

 

W procesie wydawniczym pominięto  

etap opracowania językowego.  

Wersja elektroniczna materiałów  

została przygotowana przez Autora. 

 

 
 
 
 
 

geologia  

geomorfologia 

 
 
 
 
 
 
 

Wszelkie prawa zastrzeŜone.  

śaden fragment publikacji nie moŜe być powielany  

w jakiejkolwiek formie. 

 

 
 

ISBN 978-83-7199-806-5 

 

Oficyna Wydawnicza Politechniki Rzeszowskiej 

al. Powstańców Warszawy 12, 35-959 Rzeszów 

 
 

e-mail: oficyna1@prz.rzeszow.pl 

 

 

3 

 
 
 
 
SPIS TREŚCI 
 
 
Wstęp  ................................................................................................................................  

5 

1. Geosfera Ziemi  .............................................................................................................  

6 

2. Elementy mineralogii i petrologii  ................................................................................  

7 

3. Geologiczne procesy kształtujące powierzchnię Ziemi  ...............................................  

39 

 

3.1. Procesy endogeniczne  ........................................................................................  

39 

 

3.2. Procesy egzogeniczne  ........................................................................................  

42 

4. Budowa geologiczna Polski z ujęciem Podkarpacia  ....................................................  

57 

5. Rodzaje map geologicznych  .........................................................................................  

62 

Materiał źródłowy  ............................................................................................................  

64 

 
 

4 

 
 
 

 

 
 
 
 
 
 
 
 
 

5 

 
 
 
WSTĘP 

 

Materiały  dydaktyczne  pt.”  Zarys  geologii  i  geomorfologii”  opracowano  z  myślą  o 

studentach  I  roku  Ochrony  Środowiska,  Wydziału  Budownictwa  i  InŜynierii  Środowiska 

Politechniki  Rzeszowskiej.  Niniejsze  opracowanie  ma  na  celu  przybliŜenie  przyszłym 

inŜynierom  ochrony  środowiska  podstawowej  wiedzy  z  zakresu  geologii  i  geomorfologii, 

wymaganej na studiach technicznych. Zarówno geologia jak i geomorfologia naleŜą do nauk 

zajmujących się badaniem Ziemi. Najogólniej geologia zajmuje się budową i dziejami Ziemi 

oraz procesami geologicznymi, jakie zachodzą w jej wnętrzu i na jej powierzchni. W trakcie 

rozwoju geologia uległa podziałowi na nauki podstawowe i stosowane. 

Do nauk podstawowych w geologii zaliczamy m.in.: 

-  geologię  dynamiczną,  która  zajmuje  się  ruchami  i  zmianami  dynamicznymi  skorupy 

ziemskiej oraz procesami egzo- i endogenicznymi zachodzącymi w jej obrębie. 

- geologię historyczną, badającą zmiany jakim podlegała ziemia w ciągu długich jej dziejów. 

Ustala  kolejność  powstania  utworów  skalnych  oraz  ostateczne  rozmieszczenie  lądów  i  mórz 

w danych epokach geologicznych. 

-tektonikę - zajmującą się badaniem zaburzeń w układzie mas skalnych. 

Naukami pomocniczymi w geologii są m.in.: 

-petrografia, zajmującą się badaniem skał,   

-mineralogia, badającą powstawanie minerałów, ich własności fizyczne oraz chemiczne, 

-geochemia  –  nauka  o  rozmieszczeniu  i  krąŜeniu  pierwiastków  chemicznych  w  skorupie 

ziemskiej. 

Do geologii stosowanej, mającej praktyczne znaczenie zaliczamy: 

- geologię inŜynierską, która zajmuje się mi.in. określaniem warunków gruntowych w miejscu 

projektowanych obiektów budowlanych, 

- hydrogeologię, naukę o wodach podziemnych.  

Geomorfologia  jest  zaś  nauką  o  formach  i  formowaniu  powierzchni  Ziemi.  Jej 

zadaniem  jest  badanie  rzeźby  lądów  i  den  morskich;  zajmuje  się  pochodzeniem  i  wiekiem 

form, procesami rzeźbotwórczymi i prawami rozwoju rzeźby. 

 

 

 

6 

1.

 

GEOSFERY ZIEMI 

Kula  ziemska  ma  budowę  strefową.  Najbardziej  zewnętrzna  warstwa  nosi  nazwę 

skorupy  ziemskiej.  Pod  nią  leŜy  strefa  zwana  płaszczem,  a  poniŜej  płaszcza  znajduje  się 

wewnętrzna strefa Ziemi, czyli jądro. 

Skorupa ziemska

 Jest w stałym stanie skupienia i nie wszędzie jest jednakowa.  Badania 

fal sejsmicznych pozwoliły ustalić, Ŝe  na obszarach kontynentów wynosi około 30 km, a pod 

łańcuchami  górskimi  wzrasta  do  70  km.  Znacznie  cieńsza  jest  pod  dnem  oceanów  gdzie 

osiąga  zaledwie  kilkanaście  km.  W  obrębie  skorupy  ziemskiej  rozróŜniamy  skorupę 

kontynentalną oraz oceaniczna.  

Skorupa  kontynentalna  (lŜejsza,  zbudowana  głownie  ze  skał  kwaśnych)  ma  budowę 

trójwarstwową 

Skorupa oceaniczna (cięŜsza, zbudowana głównie ze skał zasadowych) 

Litosfera  -  Skorupa  ziemska  (po  nieciągłość  Moho)  oraz  część  płaszcza  górnego 
(astenosfery)

  

 

Płaszcz  Ziemi

  –  jest  duŜo  grubszy  od  skorupy  ziemskiej,  zbudowany  z  materii  w  stanie 

stałym, róŜniącej się jednak gęstością od skał litosfery. NajwyŜszą częścią płaszcza Ziemi jest 

Astenosfera. Jest ona półplastyczna. Zaczyna się na głębokości od kilku km (pod grzbietami 

śródoceanicznymi)  do  80  i  100  km  a  nawet  czasem  200  km  pod  tarczami  (starymi 

kontynentami).  Płaszcz  w  górnej  części  zbudowany  jest  z,  Cr,  Fe,  Si,  Mg  a  dolna  część 

zawiera  jeszcze  Ni.  W  górnym  płaszczu  ziemi  występują  perydotyty,  czyli  skały  magmowe 

głębinowe,  skrajnie  melanokratyczne  o  zawartości  krzemionki  poniŜej  45  %,  bogate  w 

oliwiny 

 

Jądro

  –występuje  poniŜej  nieciągłości  Gutenberga,  czyli  poniŜej  2900  km.  Informacje 

dotyczące budowy tej części ziemi pochodzą jedynie z prędkości przebiegu fal sejsmicznych. 

Jego  budowa  nie  jest  jednorodna.  Jądro  zewnętrzne  jest  w  formie  cieczy,  zbudowane  ze 

stopionego Ni i Fe. Jądro wewnętrzne natomiast występuje w formie ciała stałego o składzie 

Fe i Ni 

 

 

 

 

 

7 

2.

 

ELEMENTY MINERALOGII I PETROGRAFII 

 

Podstawowe definicje 
 
Minerał to pierwiastek lub grupa pierwiastków powstałych w wyniku naturalnych procesów 

geologicznych.  Główny  budulec  skały.  MoŜe  występować  w  formie  krystalicznej  bądź 

amorficznej.  Minerały  wykazują  konkretne  cechy  fizyczne,  mechaniczne  i  optyczne  na 

podstawie,  których  jesteśmy  wstanie  je  od  siebie  odróŜnić.  Są  to  miedzy  innymi  połysk, 

barwa, twardość, przełom, łupliwość. 

 

Skała: zespół złoŜony z jednego bądź wielu minerałów, powstały wskutek działania procesów 

geologicznych 

lub 

kosmologicznych. 

Skała 

moŜe 

być 

skonsolidowana 

lub 

nieskonsolidowana.  Definicja  ta  nie  obejmuje  gleby.  Ze  względu  na  warunki  tworzenia 

wyróŜnia się skały magmowe, osadowe i metamorficzne. Zaś ze względu na skład mineralny 

skały mono-i polimineralne. 

 

Własności minerałów 

Budowa wewnętrzna minerałów 

 
Atomy lub jony pierwiastków wchodzących w skład danego minerału są w nim ułoŜone w 

sposób uporządkowany i prawidłowy. Takie prawidłowe ułoŜenie atomów i jonów nazywamy 

siecią  krystaliczną  lub  siecią  przestrzenną.  Minerały  o  takiej  budowie  wewnętrznej  tworzą 

kryształy. Przykładami takich minerałów są np.: halit NaCl, kwarc SiO

2

, kalcyt CaCO

3

, piryt 

PbS

2

. Niektóre z nich nie wykazują jednak prawidłowości w budowie wewnętrznej, ich atomy 

ułoŜone  są  bezładnie.  Minerały  takie  nie  tworzą  kryształów  i  z  tego  względu  określa  się  je 

jako ciała bezpostaciowe jak np.: opal SiO

2

 x nH

2

O. 

 

Elementy symetrii kryształu i układy krystalograficzne 

Przejawem  obecności  sieci  krystalicznej  w  minerale  jest  wyodrębnienie  w  krysztale 

powtarzających  się  takich  samych  elementów  geometrycznych  (ścian,  krawędzi, 

wierzchołków).  Elementy  ograniczające  kryształy  moŜemy  scharakteryzować  za  pomocą 

elementów symetrii kryształów, tj. płaszczyzn symetrii, osi symetrii i środka symetrii. 

Płaszczyzna  symetrii  (symbol  P)  jest  to  płaszczyzna,  która  dzieli  kryształ  na  dwie  równe 

części,  mające  się  do  siebie  jak  przedmiot  do  swojego  odbicia  zwierciadlanego.  Niektóre 

kryształy  wykazują  kilka  płaszczyzn  symetrii  (maksymalnie  dziewięć  fig.),  ale  istnieją  teŜ 

takie, które nie mają ich w ogóle. 

8 

Oś  symetrii  (symbol  L

n

)  jest  prostą  przechodzącą  przez  środek  kryształu  wokół  której 

kryształ  obrócony  o  360 

0

  przyjmuje  n  krotną  ilość  tego  samego  elementu.  Znane  są  osie 

dwukrotne  (L

2

),  trójkrotne  (L

3

),  czterokrotne  (L

4

)  i  sześciokrotne  (L

6

).W  krysztale  moŜe 

występować  więcej  niŜ  jedna  oś  o  określonej  krotności  (np.:3L

2

)  a  takŜe  osie  symetrii  o 

róŜnej krotności (np.: 3L

4

, 4L

3

). Istnieją równieŜ kryształy nie mające osi symetrii.  

Centrum symetrii (symbol C) jest to punk wewnątrz kryształu taki, Ŝe gdy przeprowadzimy 

przez  niego  dowolną  prostą  przetnie  nam  ona  dwa  takie  same  elementy  powierzchniowe  w 

krysztale.  Centrum  symetrii  w  krysztale  wyróŜniamy  tylko  jedno,  istnieją  kryształy  nie 

posiadające  centrum  symetrii.  Wystarczającym  warunkiem  istnienia  centrum  symetrii  w 

krysztale jest obecność dwóch równoległych do siebie płaszczyzn. 

 

Układy krystalograficzne 

Charakteryzując  typ  sieci  przestrzennej  rozpatruje  się  najmniejszy  element  jej  budowy 

ograniczony 8 węzłami zwany komórką elementarną. Kryształy wykazujące ten sam typ sieci 

przestrzennej  zalicza  się  do  tego  samego  układu  krystalograficznego.  Komórka  elementarna 

jest  charakteryzowana  na  podstawie  odległości  pomiędzy  węzłami  na  trzech  osiach 

krystalograficznych  tj.  X,Y,Z  oraz  kątami  pomiędzy  tymi  osiami.  Odległość  pomiędzy 

najbliŜszymi węzłami sieci oznacza się małymi literami (a na osi X, b na osi Y, c na osi Z). 

Kąty  oznacz  się  –α  pomiędzy  osiami  Y  i  Z,  β  –  pomiędzy  osiami  X  i  Z  oraz  γ  –  pomiędzy 

osiami X i Y. Na podstawie wartości odcinków a,b i c oraz katów α,β,γ czyli tzw. parametrów 

sieci  wyróŜniono  7  układów  krystalograficznych.  WyróŜniamy  układy:  trójskośny, 

jednoskośny, rombowy, trygonalny, tetragonalny, heksagonalny i regularny .Charakterystykę 

poszczególnych układów krystalograficznych przedstawia tabela 1.  

 

Tabela 1. Charakterystyka układów krystalograficznych 

Układ 

krystalograficzny 

Stałe sieciowe 

Symetria 

minimum 

Symetria 

maksimum 

Kąty 

międzyosiowe 

Odcinki 

jednostkowe 

trójskośny 

α ≠ β≠ γ≠ 90

O 

a≠ b≠ c 

- 

C 

jednoskośny 

α = γ = 90

O

≠ β 

a≠ b≠ c 

L

2

 lub P 

L

2

PC 

rombowy 

α = β≠=γ= 90

O

 

a= b≠ c 

3L

2

 lub 

L

2

2P 

3L

2

 3PC 

trygonalny 

α = β= 90

 O

 

γ=120

o 

a= b= c 

L

3 

L

3

 3L

2

 4PC 

9 

trygonalny 

(romboedryczny) 

α =β= γ≠ 90

O

 

a= b≠ c 

tetragonalny 

α = β=γ= 90

O

 

a= b≠ c 

L

4 

L

4

 4L

2

 5PC 

heksagonalny 

α = β= 90

O

 

γ=120

o 

a= b≠ c 

L

6 

L

6

 6L

2

 7PC 

regularny 

α =β= γ= 90

O

 

a= b= c 

4L

3 

4L

3

3L

4

6L

2

9PC 

 

Własności fizyczne 

Minerały  są  związkami  posiadającymi  swoje  charakterystyczne  własności  fizyczne 

wektorowe i skalarne oraz chemiczne. Własności fizyczne umoŜliwiają nam określenie cech 

diagnostycznych  minerału  bez  korzystania  ze  skomplikowanych  badań  analitycznych.  Do 

najwaŜniejszych  z  nich  naleŜą:  twardość,  łupliwość,  przełam,  barwa,  rysa,  połysk, 

przeźroczystość. 

Twardość  minerałów  jest  to  opór,  który  stawia  powierzchnia  minerału  przy  próbie  jej 

zarysowania. Ale nie jest to wytrzymałość na uderzenie Twardość określamy za pomaca tzw. 

skali Mohsa, która przedstawia 10 minerałów wzorcowych uszeregowanych w kolejności od 

najmiększych do najtwardszych: 

1 - Talk Mg

2 

(OH)

2

[SiO

10

] 

2 – Gips CaSOx2H

2

O 

3 – Kalcyt CaCO

3

 

4 – Fluoryt CaF

2 

5 – Apatyt Ca

5

(Cl, F, OH)[PO

4

]

3 

6 – Ortoklaz K[AlSi

3

O

8

] 

7 – Kwarc SiO

2

 

8 – Topaz Al

2

(F,OH)

2

[SiO

4

] 

9 – Korund Al

2

O

3 

10. Diament C 

Posługując się minerałami tej skali, lub innymi minerałami o znanej twardości przyjmuje się 

zaleŜność , Ŝe dwa minerały mają jednakową twardość , jeśli się wzajemnie rysują 

Łupliwość  jest  to  zdolność  minerałów  do  pękania  wzdłuŜ  równoległych  płaszczyzn  tzw. 

płaszczyzn  łupliwości  pod  wpływem  uderzenia  lub  nacisku.  Minerały  mogą  wykazywać 

łupliwość  wzdłuŜ  jednego  kierunku,  jak  np.  łyszczyki,  wzdłuŜ  dwóch,  jak  np.  ortoklaz, 

piroksen  i  trzech  kierunkach,  jak  np.  kalcyt,  halit.    Ze  względu  na  charakter  uzyskiwanych 

płaszczyzn wyróŜniamy następujące rodzaje łupliwości: 

10 

•

 

doskonałą  –  charakterystyczna  dla  minerałów  obudowie  blaszkowej,  które 

wykazują  zdolności  do  dzielenie  się  na  bardzo  cienkie  blaszki  o  duŜych 

powierzchniach , np. łyszczyki; 

•

 

bardzo  dobrą  –  maja  ją  głównie  minerały,  które  z  łatwością  moŜna  dzielić  na 

fragmenty  ograniczone  prawidłowymi,  gładkimi  ścianami,  pokrywającymi  się 

najczęściej ze ścianami kryształów macierzystych, np: kalcyt, halit, galena;  

•

 

wyraźną  –  minerały  rozpadają  się  wzdłuŜ  określonych  i  gładkich  płaszczyzn 

oprócz  których  powstają  drobne,  przypadkowe  powierzchnie  przełamu.  Takim 

stopniem łupliwości charakteryzują się takie minerały jak amfibole, pirokseny; 

•

 

niewyraźną  –  łupliwość  tą  zaznacza  się  mniejszą  liczbą  płaszczyzn  łupliwości  w 

stosunku do przypadkowo powstałych przełamów. 

Przełam  jest  to  moŜliwość  pękania  minerału  w  czasie  uderzenia  wzdłuŜ  nierównych, 

przypadkowych  powierzchni,  tzw.  powierzchni  przełamu.  W  zaleŜności  od  charakteru 

powierzchni wyróŜniamy następujące typy przełamu: 

•

 

przełam  muszlowy  –  cechuje  się  współśrodkowymi  wgłębieniami  na  wzór  rzeźby 

wewnętrznej muszli (np: kwarc, obsydian;) 

•

 

przełam nierówny – odznacza się chropowatą, nierówną powierzchnią 

•

 

przełam  zadziorowaty,  haczykowaty  –  spotykany  w  chalcedonie  i  metalach 

rodzimych 

•

 

przełam ziemisty – charakterystyczny dla mikrokrystalicznych skupień mineralnych. 

Barwa  minerału  zaleŜy  od  tego,  jakiej  długości  fale  odbijają  się  od  jego  powierzchni  po 

pochłonięciu (absorpcji) fali innej długości. Ze względu na barwę minerały dzielimy na: 

•

 

minerały  barwne  (idiochromatyczne),  mające  stałą  charakterystyczna  dla  siebie 

barwę, np: piryt – mosięŜną , grafit – czarną, malachit – zieloną, itd. 

•

 

minerały  zabarwione  (allochromatyczne),  nie  posiadające  swojej  charakterystycznej 

barwy. Ich zabarwienie wynika rozproszonych domieszek barwiących. RóŜnobarwne 

odmiany kwarcu są przykładem minerałów zabarwionych. 

•

 

minerały  bezbarwne  (achromatyczne)  to  te,  które  pochłaniają  światło  o  wszystkich 

długościach  fali  lub  pochłaniają  je  tylko  w  nieznacznym  stopniu,  np:  bezbarwny 

kwarc (kryształ górski) 

•

 

minerały  pseudochromatyczne  posiadające  zabarwienie  wynikające  ze  zjawiska 

interferencji  światła,  spowodowanym  warstewkową  budową  lub  obecnością  obcych 

wrostków  mineralnych,  np:  labrador  (plagioklaz)  wykazuje  migotliwość  barw 

11 

niebieskich i zielonych spowodowaną obecnością blaszkowatych wrostków ilmenitu 

wzdłuŜ powierzchni łupliwości.  

Rysa  jest  to  barwa  minerału  sproszkowanego.  Proszek  uzyskujemy  poprzez  roztarcie 

minerału  lub  teŜ  zarysowanie  go  ostrzem.  W  przypadku  minerałów  niezbyt  twardych  rysę 

uzyskujemy  poprzez  zarysowanie  powierzchni  porcelanowej,  niewypolerowanej  płytki 

badanym  minerałem.  Za  pomocą  rysy  moŜemy  odróŜnić  minerał  barwny  od  zabarwionego. 

Minerały barwne mają rysę barwną, zabarwione i bezbarwne cechuje zaś rysa bezbarwna lub 

szara. 

 

Inne własności fizyczne 

Poza  wymienionymi  powyŜej  własnościami  fizycznymi,  minerały  cechują  się  jeszcze 

innymi cechami przydatnymi przy ich rozpoznawaniu. NaleŜy tu wymienić m. in; spręŜystość 

(np.:  muskowit),  kruchość  (np.:  turmalin),  smak  (np.:  hali),  magnetyzm  (np.:  magnetyt), 

giętkość  (np.:  gips),  zapach  (np.:  ozokeryt),  pewne  cechy  optyczne  –  opalizacja  (np.:  opal), 

iryzacja (np.: niektóre skalenie) czy dwójłomność (np.; kalcyt).  

 

Pokrój i skupienia minerałów 

Pokrój minerału jest to jego charakterystyczny kształt. W zaleŜności od morfologii moŜemy 

wyróŜnić następujące pokroje kryształów: izometryczny, tabliczkowy, blaszkowy, słupkowy, 

pręcikowy, igiełkowy i włóknisty. 

Minerały  w  formie  pojedynczych  kryształów  występują  w  przyrodzie  bardzo  rzadko. 

Najczęściej  tworzą  skupienia  mineralne  czyli  występują  w  formie  grup  krystalicznych  bądź 

ziarnistych.  Wśród  skupień  mineralnych  w  zaleŜności  od  wykształcenia  i  ugrupowania 

kryształów  lub  ziarn,  wyróŜnia  się:  skupienia  krystaliczne,  skupienia  ziarniste  i  skupienia 

naciekowe. 

Skupienia  krystaliczne  stanowią  grupy  kryształów  o  charakterystycznych  pokrojach 

osadzonych blisko siebie na wspólnym podłoŜu np.: ścianie szczeliny.  NaleŜą do nich m in. 

szczotki  krystaliczne  kwarcu  lub  kalcytu.  Szczotki  krystaliczne  utworzone  w  owalnych 

wnękach noszą nazwę geody lub druzy. 

Skupienia ziarniste są utworzone z mniejszych lub większych ziarn nie mających własnych 

zarysów  krystalograficznych,  lecz  ograniczonych  przypadkowymi  powierzchniami.  W 

zaleŜności  od  kształtu  osobników  tworzących  skupienia  ziarniste  wyróŜniamy:  skupienia 

słupkowe np.: hornblendy, pręcikowe, igiełkowe np.: aktynolitu, , blaszkowe, łuseczkowe np.: 

12 

biotyt,  muskowit.  Do  rzadszych  skupień  tego  rodzaju  naleŜą  skupienia  promieniste, 

sferolityczne i rozetowate.  

Skupienia  ziarn  nierozpoznawalnych  makroskopowo  określa  się  jako  skupienia  zbite  lub 

ziarniste. Te ostanie moŜemy rozetrzeć w palcach. 

Skupienia naciekowe powstają w wyniku krąŜenia roztworów mineralnych w skałach lub ich 

odparowaniu. W śród tego typu skupień wyróŜnia si ę: 

•

 

stalaktyty  i  stalagmity,  będące  soplowatymi  formami  w  jaskiniach.  Połączenie 

stalaktytu i stalagmitu w jedną całość prowadzi do utworzenia się słupa naciekowego. 

•

 

skupienia  nerkowate  i  groniaste  zbudowane  są  ze  współśrodkowo  narosłych  warstw 

ułoŜonych promieniście np.: markasytu, malachitu i innych. 

•

 

skupienia  dendrytyczne,  czyli  formy  krzaczastosiatkowe  rozwinięte  wśród  bardzo 

wąskich szczelin, przypominająca odciski roślin np.: dendryty manganowe 

•

 

 naskorupienia lub naloty są to cienkie warstewki mineralne tworzące się na wcześniej 

powstałych minerałach np.: naskorupienia pirytu na barycie 

•

 

wykwity  powstają  na  skutek  odparowania  roztworów  wodnych  podsiąkających 

włosowato  z  podłoŜa,  spotykany  szczególnie  w  obszarach  pustynnych,  np.  wykwity 

soli kamiennej 

•

 

konkrecje  to  kuliste  lub  elipsoidalne  skupienia  mineralne  w  powstające  w  wyniku 

krystalizacji roztworów. Krystalizacja zachodzi od środka do zewnątrz pustki skalnej. 

Z  waŜniejszych  konkrecji  występujących  w  przyrodzie  moŜemy  wyróŜnić:  buły 

krzemienne  w  wapieniach  (tzw.  krzemienie),  sferosyderyty  w  marglach  i  kukiełki 

kalcytowe w lessie 

•

 

sekrecje  są  to  utwory  sferyczne,  tworzące  się  w  pustkach  skalnych  w  wyniku 

rytmicznego  narastania  substancji  mineralnej  od  ścianek  do  środka  pustki,  np. 

sekrecje agatowe  

 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

 
 

13 

SKAŁY MAGMOWE 

 

Skały  magmowe  powstają  w  wyniku  krystalizacji  stopu  krzemionkowego.  W 

zaleŜności  od  tego  w  jakich  partiach  litosfery  magma  krystalizuje,  moŜemy  je  podzielić 

na: 

1.

 

głębinowe (plutoniczne, abisalne) gdy krystalizacja magmy zachodzi w głębi skorupy 

ziemskiej 

2.

 

wylewne (wulkaniczne), zastyganie odbywa się na powierzchni ziemi 

3.

 

Ŝyłowe  inaczej  subabisalne  tworzące  się  w  warunkach  pośrednich,  krystalizujące  w 

szczelinach skalanych. 

Magma  

Magma  jest  to  ognisty  stop  powstały  w  naturalny  sposób  w  głębokich  partiach 

litosfery. Magma, w której rozpuszczone są róŜnorodne substancje (minerały) nie krzepnie w 

określonej temperaturze  lecz w pewnym zakresie temperatur. W czasie krystalizacji rozpada 

się  na  poszczególne  składniki.  Zjawisko  to  nazywa  się  dyferencjacją  magmy 

(róŜnicowaniem) i moŜe przebiegać w kilku etapach: 

•

 

likwacja  (odmieszanie)  –  polega  na  odmieszaniu  się,  w  skutek  działania  siły  cięŜkości 

składników  stanu  pierwotnego  i  utworów  oddzielnych  faz  cieplnych  o  róŜnym  składzie 

chemicznym  i  gęstości  np.:  magmy  gabrowej  od  granitowej  lub  stopu  siarczkowego  od 

krzemianowego. 

•

 

dyferencjacja  wywołana  składnikami  lotnymi  –  krystalizacja  rozpoczyna  się  na 

peryferiach  zbiornika,  gdzie  panuje  temperatura  niŜsza  i  posuwa  się  w  głąb  zbiornika. 

Przy  spadku  temperatury  i  ciśnienia  następuje  wydzielanie  się  składników  lotnych  które 

wędrują  ku  zewnętrznym,  chłodniejszym  partiom  zbiornika  magmowego.  Banieczki 

gazów  przyczepione  do  kryształów  mogą  przemieszczać  minerały  ku  stropowi.  Do 

zróŜnicowania  się  magmy  mogą  takŜe  przyczyniać  się  prądy  konwekcyjne,  które 

powodują  przemieszczanie  się  rozgrzanych  drobin  w  partie  chłodniejsze  zbiornika 

magmowego. 

•

 

asymilacja – jest to wchłanianie (rozpuszczanie) przez magmę skał otaczających zbiornik 

magmowy.  Magma  róŜnicuje  się  w  ten  sposób,  Ŝe  jaj  składniki  wzbogacają  się  w 

składniki z których zbudowane są skały otaczające. 

•

 

frakcjonalna  krystalizacja  magmy  –  wydzielanie  się  kryształów  za  stopu  magmowego 

w czasie krzepnięcia wskutek obniŜania temperatury. Przebieg procesów spowodowanych 

frakcjonalną  krystalizacją  magmy  zaleŜy  od  szybkości  krzepnięcia  magmy.  Minerał 

14 

wykrystalizowuje  i  jeŜeli  jest  lŜejszy  -  wędruje  do  góry,  jeśli  cięŜszy  -  do  dołu  (jest  to 

dyferencjacja grawitacyjna, dotyczy ona równieŜ płynnej magmy, która rozdziela się na 

frakcje róŜniące się gęstością). Przebieg krystalizacji frakcjonalnej moŜna zobrazować za 

pomocą  tzw.  szeregów  reakcyjnych  (Bowena),  przedstawiających  wytrącania  ze  stopów 

minerałów  w  miarę  spadku  temperatury.  Przy  powolnym  i  niezakłóconym  spadku 

temperatury  magmy  o  składzie  bazaltowym  krystalizacja,  będzie  przebiegać  zgodnie  z 

szeregami  Bowena  (tab.2)

.

  W  pierwszym  etapie  krystalizacji  będą  tworzyć  się 

jednocześnie oliwiny oraz anortyty. W kolejnym etapie powstaną odpowiednio pirokseny 

i  bytownit.  Przy  dalszej  krystalizacji  piroksen  moŜe  zostać  zastąpiony  przez  amfibol,  a 

bytownit przez labrador. W końcowym etapie krystalizacji będzie krystalizował kwarc. W 

trakcie  stygnięcia  i  krystalizacji  magmy  stop  magmowy  o  składzie  bazaltowym  będzie 

ewoluował  poprzez  obojętny  do  kwaśnego  (ryolitowego),  przy  czym  w  obrębie  komory 

magmowej gromadzić się będą skały opowiadające genetycznie magmom z których będą 

krystalizować. 

 Tabela 2. Kolejność powstawania skała i minerałów według szeregu reakcyjnego Bowena 

 

Schemat szeregów reakcyjnych Bowena  

Rodzaj skał 

oliwiny                                               anortyt 

 

    Mg-pirokseny                           bytownit 

 

      Ca-Mg-pirokseny                   labrador 

 

              hornblenda               andezyn 

 

                     biotyt           oligoklaz 

 

                      skalenie alkaliczne 

 

                        kwarc +muskowit 

Skały ultramaficzne 

 

 

Skały obojętne 

 

 

 

Skały kwaśne 

 

 

15 

Procesy  pomagmowe  –  procesy  zachodzące  w  obrębie  zbiornika  magmowego  po  etapie 

ortomagmowym nazywamy procesami pomagmowymi. Obejmują one kolejno trzy stadia: 

•

 

stadium  pegmatytowe  zachodzące  w  temperaturze  między  600  a  500ºC.  Zasadniczą 

rolę  skałotwórczą  odgrywają  resztki  magmowe  (rozrzedzone  krzemiany).  Powstają 

pegmatyty.  

•

 

stadium  pneumatolityczne  (500-400ºC),  gdzie  przy  znacznym  udziale  gazów  silnie 

spręŜonych magma przenika wydzielone juŜ minerały i zbiorniki magmowe. Powstają: 

turmalin, topaz, beryl.  

•

 

 stadium hydrotermalne (temperatura magmy poniŜej 400ºC). Powstają inne minerały 

z  bardzo  dobrze  wykształconymi  kryształami.  W  tym  etapie  następuje  oddzielenie 

gorących  zmineralizowanych  wód  i  tzw.  resztek  pomagmowych,  które  krąŜąc 

szczelinami  i  porami  w  skałach  utworzonych  z  zastygłej  juŜ  magmy,  powodują 

przemiany  chemiczne  okolicznych  skał  a  takŜe  dalej  stygnąc  tworzą  wartościowe 

złoŜa np. kwarcu, złóŜ metali i innych minerałów.  

Klasyfikacja skał magmowych ze względu na zawartość SiO

2

 

 

Skały kwaśne – przesycone krzemionką o jej zawartości powyŜej 65 %  

 

Skały obojętne (pośrednie)– wysycane krzemionka zawartość SiO

2

 od 53 – 65% 

 

Skały zasadowe (bazyty)– z niedoborem krzemionki 54 – 44 % 

 

Skały ultrazasadowe (ultrabazyty) – poniŜej 44% SiO

2

 

 

Minerały główne skał magmowych 

Grupa SiO

2 

Krzemionka  SiO

2 

występuje  w  skałach  magmowych  w  kliku  postaciach 

krystalograficznych, a więc tworzy w myśl definicji minerału klika odrębnych minerałów. Do 

głównych  odmian  polimorficznych  minerałów  tej  grupy  zaliczamy:  kwarc,  trydymit  i 

cristobalit.  KaŜdy  z  nich  ma  dwie  odmiany  nisko-    i  wysokotemperaturową  .  Odmiany 

niskotemperaturowe oznaczane są często sygnaturą β, wysokotemperaturowa  jako α.  

Kwarc alfa (wysokotemperaturowy) powstaje w temperaturze wyŜszej od 573 

o

 C w układzie 

heksagonalny. Kwarc beta (niskotemperaturowy) krystalizuje w temperaturze niŜszej od 573 

o

 

C  i  występuje  w  układzie  trygonalnym.  Własności  fizyczne  obu  odmian  kwarcu  są  bardzo 

podobne lub identyczne, dlatego są omówione łącznie.  

16 

Własności:  twardość  7,  połysk  na  ścianach  kryształu  szklisty,  na  powierzchniach  przełamu 

tłusty. Brak łupliwości, mają tylko przełam. Przełam dla kwarcu β jest muszlowy, w kwarcu α 

muszlowy  lub  nierówny.  Pokrój  kwarcu  α  jest  izometryczny,  zaś  kwarc  β  –słupowy.  Obie 

odmiany kwarcu w zasadzie są bezbarwne, choć obecność róŜnych domieszek moŜe wywołać 

formy  intensywnie  zabarwione.  Zwykle  traktuje  się  je  jako  odmiany  o  osobnych  nazwach 

mineralogicznych.  Odmianę  bezbarwną  nazywa  się  kryształem  górskim,  białą  –  kwarcem 

mlecznym,  Ŝółtą  –  cytrynem,  fioletową  –  ametystem,  intensywnie  czarną  –  morionem. 

Odmiany  te  nie  są  skałotwórcze,  lecz  zwykle  tworzą  szczotki  krystaliczne  w  szczelinach 

skalnych. 

Inne  cechy.  Kwarc  jest  minerałem  bardzo  odpornym  chemicznie  –  w  wodzie  i  kwasach  nie 

rozpuszcza się, a atakuje go jedynie HF oraz roztwory alkaliczne. 

 

Grupa skaleni 

Skalenie  naleŜą  do  najbardziej  rozpowszechnionych  minerałów  skał  skorupy 

ziemskiej,  a  zwłaszcza  skał  magmowych.  Pod  względem  chemicznym  są  to  glinokrzemiany 

potasowe  i  sodowo  –  wapniowe.  Skalenie  potasowo  –  sodowe  nazywa  się  skaleniami 

alkalicznymi z których najpospolitszym jest ortoklaz KAlSi

3

O

8

. Skalenie sodowo – wapniowe 

czyli    plagioklazy  są  mieszaniną  albitu  NaAlSi

3

O

8 

  i  anortytu  CaAl

2

Si

2

O

8

,  które  mogą 

mieszać  się  w  dowolnych  stosunkach.  Wszystkie  skalenie  mają  pewne  cechy  wspólne.  W 

stanie czystym są bezbarwne, bywają jednak zabarwione najczęściej na jasne kolory tj: biały, 

białoszary,  róŜowy,  kremowoŜółty.  Cechuje  je  doskonała  łupliwość  w  dwóch  kierunkach 

prostopadłych  lub  prawie  prostopadłych  do  siebie.  Twardość  według  skali  Mohsa  6.  Połysk 

szklisty  zarwano  na  powierzchni  ścian  jak  i  płaszczyznach  przełamu.  Pokrój  kryształów  jest 

zwykle  grubotabliczkowy.  Łatwo  ulegają  wietrzeniu  chemicznemu,  wskutek  czego  łatwo 

rozkładają się w obecności H

2

O

 

i CO

2

.   

Makroskopowe  odróŜnienie  skalenia  alkalicznych  od  plagioklazów  na  ogół  jest  bardzo 

trudne.  Ich  dokładna  identyfikacja  jest  jedynie  moŜliwa  na  podstawie  badań 

mikroskopowych. 

 

Skaleniowce 

Grupa  skaleniowców  naleŜy  do  glinokrzemianów  przestrzennych  zbliŜonych  pod 

względem chemicznym do skaleni. RóŜnią się one od skaleni mniejszą zawartością SiO

2.  

NajwaŜniejsze odmiany skaleniowców to:  

17 

Leucyt  KAlSi

2

O

6

  –  krystalizuje  w  układzie  regularnym,  twardość  6,  barwa  biała  lub  szara, 

brak łupliwości 

Nefelin NaAlSiO

4

 – krystalizują w układzie heksagonalnym, twardość 5,5-6, bezbarwny lub 

zabarwiony, łupliwość trudno dostrzegalna  

Sodalit Na

8

[Cl

2

Al

6

Si

6

O

24

]-krystalizuje w układzie regularnym, Przyjmuje barwy niebieskie w 

róŜnych  odcieniach    a  takŜe  bywa  szary,  róŜowy,  zielony,  biały.  Łupliwość  jest  słabo 

widoczna. Nigdy nie występuje w paragenezie z kwarcem. 

 

Grupa mik  

Miki  (łyszczyki)  są  to  uwodnione  glinokrzemiany  o  strukturze  warstwowej  wielu 

metali  - głównie potasu, glinu, Ŝelaza i magnezu. Istotną rolę skałotwórczą odgrywają tylko 

dwie  miki:  biotyt  (mika  ciemna)  o  wzorze  K(Mg,Fe)

3

(OH,F)

2

[AlSi

3

O

10

]  i  muskowit  (mika 

jasna)  KAl

2

(OH,F)

2

[AlSi

3

O

10

].  Mimo  duŜych  róŜnic  w  ich  składzie  chemicznym  posiadają 

one  wiele  wspólnych  własności  fizycznych.  Pokrój  kryształów  jest  płytkowy,  przewaŜnie 

cienkopłytkowy.    Łupliwość  jest  doskonała  w  jednym  kierunku.  Twardość  wg.  skali  Mohsa 

od  2  –  3,  w  zaleŜności  od  składu  chemicznego.  Znaczna  spręŜystość.  Biotyt  jest  minerałem 

przeźroczystym 

lub 

półprzeźroczystym 

o 

barwie 

czarnej, 

ciemnobrunatnej 

lub 

ciemnozielonej.  Połysk  ma  szklisty  lub  metaliczny.  Jest  mało  odporny  na  wietrzenie 

chemiczne. Muskowit zaś w cienkich blaszkach jest przeźroczysty i bezbarwny, w grubszych 

natomiast  białawo  srebrzysty.  Na  płaszczyznach  łupliwości  ma  silny  połysk  srebrzysto 

perłowy. 

 

Grupa piroksenów 

Pirokseny  to  krzemiany  i  glinokrzemiany  łańcuchowe.  Minerały  te  charakteryzuje 

duŜa  zmienność  w  składzie  chemicznym  oraz  róŜnorodność  w  postaci  kryształów.  Niektóre 

krystalizują w układzie rombowym i są to ortopirokseny, inne zaś krystalizujące w układzie 

jednoskośnym naleŜą do klinopiroksenów.  

Do  przedstawicieli  ortopiroksenów  waŜnych  skałotwórczo  naleŜą:  enstatyt  MgSiO

3

, 

bronzyt (Mg,Fe)SiO

3

, hipersten (Fe,Mg)SiO

3

. 

Pokrój  kryształów  w  tych  minerałach  jest  słupkowy,  łupliwość  pod  kątem  88

0

  ,  twardość 

według skali Mohsa 5-6, barwy róŜne: 

enstatyt – blado zielone, Ŝółte 

bronzyt – złoto brunatne 

hipersten – brunatno zielone, brunatno czarne 

18 

Chemicznie nie są odporne na procesy wietrzenia. 

Pośród klinopiroksenów wyróŜniamy: 

a)

 

Grupę  diopsydu  CaMg  (SiO

3

)

2

  i  hedenbergitu  Ca  Fe  (SiO

3

)

2

  Minerały  te 

charakteryzują  się  połyskiem  szklistym  ,  łupliwością  wg  ścian  słupa,  twardością  5-6, 

barwą zieloną i brunatną 

b)

 

Grupa  augitu  wśród  piroksenów  stanowi  najbardziej  rozpowszechnioną  grupę 

minerałów skałotwórczych i zróŜnicowaną pod względem chemicznym. W większości 

przewaŜa  w  nich  magnez  nad  Ŝelazem.  WyróŜnia  się  kilka  typów  augitu  np.;  augit 

tytanowy, augit diopsydowy, augit zwyczajny. 

Kryształy  augitu  mają  pokrój  krótkosłupkowy  lub  bardzo  grubotabliczkowy,  nieraz 

prawie  izometryczny.  Łupliwość  jest  doskonała  pod  kątem  87

0

.  Twardość  w 

zaleŜności od składu chemicznego waha jest w przedziale 5,5-6,5 . Połysk ma szklisty, 

barwy zielono czarne, czarno brunatne, niekiedy szaro zielone i Ŝółte 

c)

 

Pirokseny  alkaliczne  przedstawicielem  których  jest  między  innymi  egiryn  i  akmit  . 

Kryształy  egirynu  mają  tępe  zakończenie  i  są  koloru  zielonego,  akmitu  zaś 

zakończone są ostro i mają kolor brunatny. Chemicznie są one odporne na wietrzenie, 

charakteryzują się doskonałą łupliwością, twardością 6 – 6,5 oraz połyskiem szklistym 

 

Grupa amfiboli 

Amfibole  to  krzemiany  i  glinokrzemiany,  których  podstawowym  elementem 

strukturalnym  są  wstęgowe  aniony  krzemotlenowe  i  glionotlenowe.  Amfibole  mogą 

krystalizować  w  układzie  rombowym  (ortoamfibole)  lub  jednoskośnym  (klinoamfibole). 

Makroskopowe rozróŜnienie poszczególnych amfiboli rzadko jest moŜliwe. Z występujących 

w  skałach  magmowych  największe  znaczenie  ma  hornblenda  krystalizująca  w  układzie 

jednoskośnym.  Pokrój  kryształów  ma  słupowy,  długosłupowy  rzadziej  krótkosłupowy. 

Łupliwość  doskonała  pod  kątem  124

0

  .  Barwa  hornblendy  jest  najczęściej  czarna, 

zielonoczarna lub brunatnoczarna. Połysk ma szklisty, twardość 5,5 wg skali Mohsa.  

 

Grupa oliwinów 

Oliwiny  to  krzemiany  wyspowe  dwuwartościowych  kationów    tworzące  szereg 

izomorficzny    o  skrajnych  członach  forsteryt  –  fajalit.  Znaczeni  skałotwórcze  mają  oliwiny 

właściwe zawierające 90-70 % czystego oliwinu magnezowego. 

Własności  oliwinów  właściwych  (Chryzolitów).  Krystalizują  w  układzie rombowym.  Pokrój 

kryształów  jest  grubotabliczkowy,  krutkosłupkowy  lub  prawie  izometryczny.  Ich  barwa  jest 

19 

oliwkowozielona niekiedy z Ŝółtym odcieniem. Połysk szklisty. Łupliwości jest słaba prawie 

niedostrzegalna.  Twardość  ich  wynosi  6,5-7.  Są  to  minerały  mało  odporne  na  czynniki 

wietrzenia łatwo przechodzą  w serpentyn. 

 

Minerały poboczne i akcesoryczne skał magmowych 

Granaty  to  krzemiany  wyspowe  krystalizujące  w  układzie  regularnym,  brak  łupliwości, 

twardość 6,5-7.  

Cyrkon  ZrSiO

4

-  krystalizuje  w  układzie  tetragonalnym.  Bezbarwny  czasem  zabarwiony  na 

Ŝółto, brunatno, czerwono lub zielonawo. Łupliwość słabo widoczna. Twardość 7,5, kruchy.   

Rutyl  TiO

2  – 

krystalizacja  w  układzie  tetragonalnym,  twardość  6-6,5,  brunatny,  czarny  lub 

Ŝółtawy 

Tytanit  CaTi  [SiO

5

]  –  krystalizuje  w  układzie  jednoskośnym,  twardość  5  –  5,5.  śółty, 

brunatny, czerwonawy, zielonawy lub prawie czarny. Wyraźna łupliwość  

Turmaliny  –  grupa  borokrzemianów  o  podobnych  postaciach    (słupki,  pręciki,  igły)  i 

róŜnorodnych  barwach  najczęściej  czarnych,  brunatnych  i  czerwonych.  łupliwość  jest 

niewyraźna, twardość 7-7,5 

Apatyt  3Ca

3

(PO

4

)

2

xCa(F,Cl)

2

  –  krystalizujący  w  układzie  heksagonalnym,  łupliwość 

niewyraźna, twardość 5, barwy zielone, brunatne, czerwone. 

Piryt  FeS

2

  –  krystalizuje  w  układzie  regularnym,  łupliwość  niewyraźna,  twardość  5,  połysk 

metaliczny 

Hematyt  Fe

2

O

3- 

krystalizuje  w  układzie  trygonalnym,  brak  łupliwość,  twardość  5,5  –  6,5, 

rysa wiśniowa 

Magnetyt Fe

3

O

4

 – krystalizuje w układzie regularnym, twardość 5, Ŝelazistoczarny niekiedy 

z niebieskimi nalotami, rysa czarna, nieprzeźroczysty, magnetyczny 

Ilmenit  FeTiO

3  – 

krystalizuje  w  układzie  trygonalnym,  łupliwości  niewyraźna,  przełom 

muszlowy, twardość 5-6, połysk metaliczny, Ŝelazistoczarny 

 

Struktury i tekstury skał magmowych 

W makroskopowym rozpoznawaniu skał bardzo pomocna w identyfikacji petrograficznej 

jest znajomość terminów struktura i tekstura skały. Struktura skał jest to opis wykształcenia 

składników skały. Składa się na niego określenie takich cech jak: 

•

 

 stopień wykrystalizowania składników w skale 

•

 

wielkość poszczególnych składników 

•

 

stopień prawidłowości ich wykształcenia 

20 

Tekstura  skał  jest  to  opis  rozmieszczenia  i  wypełnienia  składników  w  przestrzeni  skalnej. 

Pojęciem  tym  obejmujemy  cechy  uporządkowania  składników  skały  i  stopień  wypełnienia 

przez nie przestrzeni w skale. 

 

 

Charakterystyka skał magmowych 

Do  rozpoznawania  makroskopowego  skał  magmowych  często  stosowane  są 

uproszczone  klasyfikacje.  W  opracowaniu  podane  są  krótkie  opisy  jedynie  typowych 

przedstawicieli  skał  magmowych.  Opisy  uwzględniają  podstawowe  cechy  tych  skał  tj.  skład 

mineralny, strukturę i teksturę skały, ich genezę oraz miejsce występowania w Polsce.  

 

Skały kwaśne 

Klasa granitu i ryolitu 

Do  grupy  skał  kwaśnych  (przesyconych  krzemionką)  naleŜą  skały  klasy  granitu  i 

ryolitu określane ogólnym terminem granitoidów. Zarówno w skałach  głębinowych jak i ich 

odpowiednikach  w  skałach  wylewnych  kwarc  jest  głównym  minerałem  skałotwórczym. 

Oprócz  kwarcu  ,  skalenie  alkaiczne  (ortoklaz)  oraz  miki,  rzadziej  spotykane  są  amfibole  i 

pirokseny.  Do  grupy  skał  głębinowych  kwaśnych  zaliczamy:  tonality,  granodioryty  i 

granity.  Są  skałami  najczęściej  barwy  jasnej,  biało  –  szare,  biało  –  róŜowo  –  szare  lub 

róŜowo  -  szare.  O  wielkości  kryształów  rozpoznawalnych  gołym  okiem  (struktura  jest 

jawnokrystaliczna) i silnie do siebie przylegających (tekstura zbita).  

W przypadku skał kwaśnych wylewnych wyróŜniamy grupę porfirów kwarcowych, w 

których mamy m.in. dacyt, ryodacyt i  ryolit.  Ich barwy są zielonawe oraz czerwonawe lub 

brunatne,  zaleŜne  od  stopnia  utlenienia  Fe.  Fenokryształy  mogą  być  reprezentowane  przez 

skalenie  (ortoklaz,  sanidyn),  kwarc,  i/lub  biotyt  oraz  hornblendę.  Tło  skalne  najczęściej  jest 

drobno lub mikrokrystaliczne, zbudowane z masy kwarcowo – skaleniowej.  

 

Kwaśne skały Ŝyłowe  

Grubokrystaliczne granity wykazują tendencje do przechodzenia w bardzo grubokrystaliczne 

skały nazywane pegmatytami. Składają się one ze skaleni (zwłaszcza alkalicznych) i kwarcu, 

rzadziej zawierają miki.  

 

 

21 

Występowanie skał magmowych kwaśnych w Polsce 

Tatary,  Dolny  Śląsk  (masywy:  Strzelina  -  śulowa,  Strzegom-Sobótka,  Karkonoski, 

ŁuŜycki).  Wylewne  kwaśne  porfiry:  rejon  podkrakowski  tj.,  Miękinia,  Zalas,  na  Dolnym 

Śląsku  - intruzje strefy Niemczy, masyw Kłodzko – Złotostocki.  

Północna  część  Polski  rejon  Suwałk  (podłoŜe  krystaliczne  nawiercane),  oraz  liczne  głazy 

narzutowe najczęściej granitowe (polodowcowe) w środkowej i północnej części Polski. 

Pegmatyty w formie intruzji liczne na Dolnym Śląsku np.: w masywie Strzegom – Sobótka 

Skały obojętne 

Klasa sjenitu i trachitu 

Sjenity zbudowane są w przewadze ze skaleni alkalicznych ( ortoklaz lub/i mikroklin, często 

pertyty) i podrzędnie plagioklazów. Pozostałe minerały to biotyt, hornblenda, czasami augit, 

akcesorycznie  moŜe  spotykany  być  kwarc.  Skały  te  mają  struktury  jawnokrystaliczne  często 

porfirowate.  

Wulkaniczne  odpowiedniki  sjenitów  –  trachity  mają  jako  fenokryształy  głównie  skalenie 

alkaliczne.  Fenokryształami  mogą  być  teŜ  biotyt,  amfibole  i  pirokseny.  Struktura  jest 

trachitowa  –  ciasto  skalne  to  listewki  lub  wydłuŜone  mikrolity  skaleni  ułoŜone  fluidalnie, 

opływające fenokryształy. Trachity są najczęściej jasnoszare, czerwone lub brunatne. 

Występowanie 

Sjenity: Przedborowa, Kośmin 

  

Klasa diorytu i andezytu 

Dioryty  –  skały  plutoniczne,  szare  w  róŜnych  odcieniach,  zbudowane  z  plagioklazów, 

piroksenów  jednoskośnych  (augit)  i  rombowy  hipersten,  zielonej  i  brązowej  hornblendy 

czasem  biotytu.  W  pojedynczych  ziarnach  mogą  występować  ortoklaz,  kwarc.  Struktury  są 

średniokrystaliczne, tekstury zbite nieuporządkowan. 

Andezyty  –  skały  wulkaniczne  –  szare,  rzadko  ciemnoszaro  lub  szaroróŜowe  z  wyraźnymi 

fenokryształami  jasnoszarych  plagioklazów  oraz  ciemno  szarych  lub  czarnych  piroksenów  i 

amfiboli.  Tło  andezytów  makroskopowo  trudne  o  rozpoznania  jest  skrytokrystaliczne  lub 

drobno,  –  średniokrystaliczne.  Struktury  tych  skał  są  nierównoziarniste:  porfirowe.  Tekstury 

andezytów są przewaŜnie zbite rzadko porowate lub migdałowcowe 

 

Występowanie  

Dioryty: Dolny Śląsk – intruzja strefy Niemczy, masyw kłodzko - złotostocki 

Andezyty – Góra WŜar (PPS) 

22 

Skały zasadowe 

Klasa gabra i bazaltu 

Typowe  skały  grupy  gabra  są  zbudowane  głównie  z  silnie  wapniowych  plagioklazów  w 

ilości (35-100%) oraz minerałów: piroksenów i/lub amfiboli, minerałów nieprzezroczystych, 

biotytu.  Głębinowe  skały  mają  struktury  grubo  i  średniokrystaliczne,  tekstury  zbite, 

bezkierunkowe.  Gabro  oliwinowe  (plagioklaz  i  piroksen,  podrzędnie  oliwin),  troktolit 

(plagioklaz  i  oliwin  podrzędnie  piroksen)  –  skały  te  nawet  po  lekkim  zwietrzeniu  wykazują 

obecność  charakterystycznych  czerwonych  plamek  iddingsytu,  będącego  mieszaniną 

wodorotlenków  Fe  i  mi.  ilastych  –  są  makroskopowo  określane  polskim  terminem 

pstrągowca. 

Wulkaniczne  skały  klasy  gabra  -  bazalty  są  najczęściej  skałami  o  strukturze  drobno-  bądź 

skrytokrystalicznej  i  zbitej  teksturze.  Górne  partie  potoków  lawowych  są  zwykle  porowate. 

Zbudowane są głównie z silnie wapniowych plagioklazów i piroksenów oraz tlenków Fe – Ti 

(magnetytu,  ilmenitu),  apatytu  czasem  brunatnego  szkliwa.  MoŜe  im  towarzyszyć  oliwin, 

amfibol,  biotyt.  W  bazaltach  morze  występować  kwarc,  ale  jako  minerał  wtórny  powstały 

przez rekrystalizacje szkliwa 

Termin melafir - został zdyskredytowany, określał on nazwę stosowaną do opisu tzw. starych 

bazaltów, czyli paleozoicznych skał wylewnych odpowiadających składem bazaltom. Skały te 

mają najczęściej tekstury porowate lub migdałowcowe często fluidalne oraz barwę szarą bądź 

brunatnoczerwoną.  Wypełnieniami  pełcherzyków  są  najczęściej  kalcyt,  opal,  chalcedon, 

spotyka  się  tez  chloryty.  Takie  wypełnienia,  czyli  migdały  mają  typowe  obłe  kształty. 

Struktury są często porfirowe  

Występowanie 

Gabra – masyw ŚlęŜy, masyw gabrowo – diabazowy Nowej Rudy, gabra Świerklańca, masyw 

gabrowo – serpentynitowy Grochowej – Broszowic, gabra Lewina Kłodzkiego 

Bazalty – Strzegom (intruzje) 

Melafiry – rejon Krzeszowic (podkrakowski) – Regulice, Brodło, Dolny Śląsk  

 

Skały ultrazasadowe 

Perydotyty 

Skały  głębinowe,  zbudowane  w  róŜnych  proporcjach  z  oliwinów  i  piroksenów.  W 

perydotytach  oliwiny  występują  w  ilościach  40-100%,  prawie  monomineralną  odmianą 

(>90% oliwinu) jest dunit. 

Występowanie 

23 

Skrajnie  melanokratyczne  występują  w  intruzji  na  południe  od  Augustowa  zdarzają  się 

równieŜ wśród głazów narzutowych w utworach lodowcowych. 

 

Szkliwa wulkaniczne 

Skały  o  strukturach  szklistych  lub  szklisto  porfirowych  zwą  się  obsydianami,  ich 

barwa moŜe być czerwona, zielona lub czarna (smołowiec). 

Okruchy  szkliwa  mogą  być  zbite  lub  porowate  –  z  róŜnej  ilości  pęcherzykami.  Gąbczaste 

przeźroczyste  szkliwo  makroskopowo  koloru  białego,  szarego,  brunatnego  powstaje 

przewaŜnie  z  kwaśnej  magmy  o  duŜej  lepkości,  jest  nazywane  pumeksem.  Dzięki  obfitości 

pęcherzyków gazowych okruchy pumeksu mogą unosić się w wodzie. 

 

Gospodarcze znaczenie skał magmowych 

 

Skały magmowe często stanowią złoŜa kamieni budowlanych i drogowych. Podatnymi na 

obróbkę  kamieniarską  z  odpowiednią  wytrzymałością  i  odpornością  na  działanie  czynników 

atmosferycznych odznaczają się przede wszystkim: granity, dioryty, sjenity niektóre gabra a z 

wulkanicznych:  bazalty,  andezyty  i  porfiry.  Mają  one  szerokie  zastosowanie  jako  kamień 

ozdobny, kamień rzeźbiarski. Naturalne szkliwa wulkaniczne - obsydiany mają zastosowanie 

jako  kamień  jubilerski.  Najlepsze  kruszywa  uzyskuje  się  z  bazaltów,  diabazów,  melafirów, 

porfirów. 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

24 

SKAŁY OSADOWE 

Skały  osadowe  to  luźny  lub  zwięzły  utwór  geologiczny  powstały  na  powierzchni  skorupy 

ziemskiej lub w strefie przypowierzchniowej, z nagromadzonych substancji mineralnych, ew. 

rzadziej  organicznych  albo  teŜ  ich  mieszaniny.  PoniŜej  została  przedstawiona  ogólna 

charakterystyka najwaŜniejszych typów skała osadowych. 

 

Klasyfikację skał osadowych 

przeprowadza się na podstawie ich  genezy przy uwzględnieniu składu mineralnego. Według 

tego kryterium pośród skał osadowych wyróŜniamy: 

- skały okruchowe (klastyczne) 

- ilaste 

- pochodzenia chemicznego (chemogeniczne) i organicznego (organogeniczne) 

 

Minerały skał osadowych 

 

Minerały skał osadowych ze względu na pochodzenie moŜemy podzielić na : 

a) minerały allogeniczne 

Powstają  poza  środowiskiem  tworzenia  się  danej  skały  osadowej,  a  do  basenu 

sedymentacyjnego  dostają  się  w  wyniku  mechanicznego  wietrzenia  i  erozji  skał  starszych 

(magmowych,  osadowych,  metamorficznych)  i  transportu  produktów  tych  procesów  przez 

ruchy  masowe,  rzeki,  lodowce  i  wiatr.  Dominującymi  minerałami  allogenicznymi  są  np: 

kwarc, muskowit, minerały cięŜkie.  

b) minerały autogeniczne (autigeniczne) 

Powstają  w  obrębie  środowiska  tworzenia  się  skały  osadowej,  jako  wynik  procesów 

chemicznych 

lub 

biochemicznych 

(synsedymentacyjnych, 

diagenetycznych 

lub 

epigenetycznych).  Do  najwaŜniejszych  minerałów  autogenicznych  naleŜą:  opal,  kwarc 

autigeniczny, chalcedon, minerały ilaste.  

Niektóre  minerały  w  skałach  osadowych  mogą  występować  zarówno  jako  allo-  jak  i 

autogeniczne.  Odnosi  się  to  przede  wszystkim  do  kwarcu,  który  nieraz  w  tej  samej  skale 

występuje w postaci allogenicznych ziarn oraz autogenicznego spoiwa. 

Zestawienie głównych minerałów skałotwórczych skał osadowych przedstawia tabela 3. 

 

 

25 

Tabela 3. Charakterystyka głównych minerałów skałotwórczych skał osadowych 

 

Minerały

 

Właściwości fizyczne 

Występowanie

 

Barwa 

Pokrój 

Twardość 

Połysk 

Łupliwość 

w

ęg

la

n

o

w

e

 

Kalcyt CaCO

3

 

bezbarwny, 

Ŝółta, biała 

,szara

 

izometryczny, 

słupkowy

 

3

 

szklisty

 

doskonała

 

wapienie, margle, 

opoki, dolomity

 

Dolomit 

Ca,Mg (CO

3

)

2

 

biała, szara, 

Ŝółta

 

izometryczny

 

3,5-4

 

szklisty

 

doskonała

 

dolomity, 

wapienie

 

Syderyt 

 FeCO

3

 

Ŝółta, 

brunatna

 

izometryczny 

,słupkowy

 

3,5-4 

 

szklisty

 

doskonała

 

syderyty

 

il

as

te

 

Kaolinit 

 Al

4

(OH)

8

[Si

4

O

10

]

 

biała, Ŝółtawa

 

blaszkowy 

(mikrokryształy)

 

2

 

matowy

 

doskonała

 

kaoliny, iły i gliny 

kaolinitowe, łupki 

ogniotrwałe 

Illit 

 

KAl

2

(OH)

2

[(Si,Al)

4

O

10

] 

xnH

2

O

 

biała, zielona, 

brunata

 

blaszkowy 

(mikrokryształy)

 

1-2

 

perłowy

 

doskonała

 

iły i gliny illitowe 

Glaukonit 

 

K(Al.,Fe,Mg)

2

(OH)

2 

[(Si, Al)

4

O

10

]

 

zielona

 

blaszkowy 

(mikrokryształy)

 

2

 

tłusty, 

matowy

 

doskonała

 

minerał poboczny 

w piaskowcach i 

piaskach 

k

rz

em

io

n

k

o

w

e

 

Chalcedon  

SiO

2

 

bezbarwny, 

często 

zabarwiony

 

bezpostaciowy 

6-6,5

 

tłusty, 

matowy

 

brak 

krzemienie, 

rogowce, opoki

 

Opal 

 SiO

2

xnH

2

O

 

bezbarwny, 

mleczny

 

bezpostaciowy

 

5,5-6

 

tłusty

 

brak

 

diatomity, 

radiolaryty, 

spongiolit 

g

ip

so

w

o

-s

o

ln

e

 

Gips 

 CaSO

4

x2H

2

O

 

bezbarwny, 

biała, szara, 

Ŝółtawa

 

tabliczkowy, 

słupkowy

 

2

 

szklisty, 

jedwabisty

 

doskonała

 

gipsy 

Anhydryt  

CaSO

4

 

bezbarwny, 

biała, szara, 

niebieskawa

 

tabliczkowy

 

3-3,5

 

szklisty

 

doskonała

 

anhydryty 

Halit  

NaCl

 

bezbarwny 

lub 

zabarwiony

 

izometryczny

 

2

 

szklisty, 

tłusty

 

doskonała

 

sole kamienne 

Ŝe

la

za

 

Getyt 

 FeOOH

 

Ŝółtawa, 

brunatna, 

czarna

 

słupkowy

 

5-5,5

 

tłusty

 

bardzo 

dobra

 

Ŝelaziaki brunatne 

 

SKAŁY OKRUCHOWE 

Osadowe  skały  okruchowe  są  w  ponad  50  %  zbudowane  z  okruchów  skalanych, 

powstałych  na  ogół  poza  zbiornikiem  sedymentacyjnym,  a  następnie  do  niego 

przetransportowanych. 

Klasyfikację skała okruchowych przedstawia tabela.4 

26 

 

Tabela 4. Ogólny podział skał osadowych okruchowych 

 

 

Skały piroklastyczne (epiklastyczne) 

Skały z pogranicza skał magmowych wylewnych i osadowych okruchowych. Utworzone 

z  materiału  piroklastycznego  powstałego  w  trakcie  eksplozji  wulkanicznej.  PrzewaŜającymi 

składnikami  tych  skał  jest  materiał  allogeniczny  powstały  w  wyniku  rozdrobnienia  skał 

macierzystych. Podział skał piroklastycznych przedstawia tabela 4.  

 

Skały piroklastyczne zwięzłe: 

•

 

Tufy  –  zbudowane  tylko  z  materiału  piroklastycznego,  powstałe  w  wyniku 

konsolidacji  tefry.  Tufy  są  skałami  zwięzłymi  często  makroskopowo  podobnymi  do 

skał  wylewnych  lecz  zwykle  bardziej  od  nich  porowate,  a  wiec  lŜejsze.  Ich  tekstura 

jest bezładna. Składnikami stanowiącymi w tufach substancję cementującą piroklasty 

są  minerały  węglanowe,  minerały  grupy  krzemionki,  minerały  ilaste,  związki  Fe  i 

inne.  Sedymentacja  tufów  odbywa  się  na  lądzie.  Znane  występowanie  tej  skały  to 

Filipowice (na zachód od Krakowa), a nazwa skały to tuf filipowicki. 

Grupa skał 

Frakcja 

Skały piroklastyczne

 

Skały okruchowe

 

luźna 

zwięzła 

luźna 

zwięzła 

Grubookruchowe 

(psefity) 

Psefitowa (Ŝwirowa) 

>2mm 

bloki wulkaniczne

 

brekcje i 

aglomeraty 

wulkaniczne

 

 

głazowiska, 

blokowiska

 

 

 

bomby wulkaniczne 

lapille 

gruz 

brekcja 

Ŝwir 

zlepieniec 

Średniokruchowe 

(psammity) 

Psamitowa 

(piaskowa) 

2,0-0,0625 mm 

popioły 

 (piaski wulkaniczne)

 

 

Tufy i tufity

 

 

piasek

 

 

piaskowiec

 

Drobookruchowe 

(aleuryty i pelity) 

 

 

Aleurytowa (pyłowa) 

0,0625-0,002 mm 

i 

pelitowa (iłowa) 

<0,002mm 

 

pyły wulkaniczne

 

 

pył 

 

 

muł 

 

ił 

pyłowiec 

 

 

mułowiec 

 

iłowiec 

 

27 

•

 

Tufity  –  zawierają  obok  materiału  piroklastycznego  materiał  osadowy  (ilasty, 

węglanowy,  szczątki  organiczne),  powstają  w  środowisku  wodnym.  Spotykane  w 

Karpatach  

 

Skały okruchowe zwięzłe 

•

 

Brekcja (druzgoty) – zwięzła skała, powstała w wyniku konsolidacji gruzu. Tekstura 

brekcji  jest  bezładna,  moŜe  być  tez  zbita  lub  porowata.  Powstają  zarówno  w  wyniku 

procesów  osadowych  jak  i  magmowych  (brekcje  plutoniczne,  lawowe,  kominowe  i 

inne) czy metamorficznych (brekcje tektoniczne)  

•

 

Zlepieńce  (konglomeraty)  –  powstają  w  wyniku  diagenezy  Ŝwirów.  Spojone  mogą 

być lepiszczem np.; Ŝelazistym, węglanowym lub detrytycznym. Zlepieńce mogą mieć 

rozmaity skład petrograficzny. Znane odmiany polimiktyczne tych skała to : 

zlepieniec  zygmuntowski  –  wieku  permskiego,  zbudowany  z  dewońskich  wapieni  

scementowanych  spoiwem  węglanowym  lub  węglanowo  -  Ŝelazistym,  występuje  w 

okolicy Kielc (wieś Zygmuntówka ). 

zlepieniec  myślachowicki  –  wiek  dolnopermski,  znany  z  okolic  Krakowa,  zbudowany  z 

otoczaków wapieni dewońskich i karbońskich scementowanych spoiwem węglanowym. 

•

 

Piaskowce (uproszczona klasyfikacja wg. Krynina ) 

Piaskowce kwarcowe  - o zdecydowanej przewadze kwarcu wśród ziaren szkieletu (>90% 

kwarcu). 

Arkoza (piaskowiec arkozowy, skaleniowy) – zasobne w skalenie alkaliczne (ponad 25 % 

ortoklazu).  Znana  -  arkoza  kwaczalska  występująca  w  okolicy  Krakowa,  powstała  na 

lądzie w warunkach klimatu suchego.  

Szarogłazy  (piaskowce  szarogłazowe,  lityczne)  –  w  szkielecie  ziarnowym  dominują 

okruchy skalne i minerały blaszkowe. Występują mi. in. w Karpatach fliszowych, górach 

Bardzkich (struktura bardzka), Zagłębiu Wałbrzyskim (niecka śródsudecka).  

•

 

Less  –  geneza  eoliczna.  Stanowi  je  najdrobniejszy  materiał  wywiewany  z  utworów 

lodowcowych, pustynnych i zdeponowany winnym miejscu. Skład mineralny lessów: 

(60-70%  obj.)  to  pył  kwarcowy  spojony  węglanem  wapnia  (10-15%  obj.),  ponadto 

miki i minerały ilaste (20 – 40% obj.) oraz dwutlenki Ŝelaza, które nadają tym skałom 

brunatnoŜółtawe  zabarwienie.  Ziarniste  składniki  lessów  są  zazwyczaj  dobrze 

wysortowane.  DuŜa  makroporowatość.  Występowanie:  WyŜyna  Lubelska,  WyŜyna 

Małopolska, Pogórza Karpackie (Jarosław, Przeworsk, Przemyśl)

 

28 

Skały okruchowe luźne 

•

 

Gruzy i Ŝwiry – niescementowane skały grubookruchowe zawierające ziarna większe 

od  2  mm.  Gruzy  zbudowane  są  z  okruchów  ostrokrawędzistych.  Najczęściej  są  to 

utwory  rezydualne  lub  powstałe  w  warunkach  denudacyjnych.  Przykładem  gruzów 

mogą  być  piargi  powstałe  u  wylotów  Ŝlebów.  świry  w  przeciwieństwie  do  gruzu 

zbudowane  są  z  okruchów  obtoczonych.  Ich  geneza  jest  najczęściej  związana  z 

działalnością lodowców lub wód płynących.  

Przy  charakteryzowaniu  tych  utworów  uwzględniamy  takie  cechy  jak:  wielkość, 

kulistość ziarn, stopień obtoczenia, stopień wysortowania oraz skład petrograficzny.  

•

 

Piaski – luźne skały średniookruchowe. Z uwagi na skład ziarnowy szkieletu moŜna 

wyróŜnić:  piaski  kwarcowe  (zasobne  w  kwarc),  szarogłazowe  (okruchy  skał), 

skaleniowe.  W  nazwach  piasków  uwzględnia  się  często  obecności  podwyŜszonej 

zawartości minerałów cięŜkich, np.: piaski diamentonośne, granatonośne, złotonośne, 

cyrkononośne i inne. Charakterystycznym składnikiem niektórych piasków moŜe być 

glaukonit (piaski glaukonitowe). W zaleŜności od środowiska sedymentacji wyróŜnia 

się  piaski:  lądowe  –  wydmowe  (eoliczne),  rzeczne  (fluwialne),  rzeczno-lodowcowe 

(fluwioglacjalne), lodowcowe (glacjalne), deltowe, jeziorne i inne oraz morskie.  

•

 

Muły  –  drobnoziarniste  skały  powstałe  w  środowisku  wodnym.  Od  piasków  róŜnią 

się  one  drobniejszą  frakcją.  W  ich  składzie  mineralnym  dominuje  kwarc,  ponadto 

występują  skalenie,  minerały  ilaste,  wodorotlenki  Fe,  glaukonit.  Odmiany 

pochodzenia organicznego zawierają kalcyt. 

 

SKAŁY ILASTE 

 

Skały  te  zbudowane  są  w  ponad  50%  z  minerałów  ilastych;  kaolinitu,  montmorillonitu  i 

illitu. Mogą być produktem wietrzenia fizycznego bądź chemicznego i przytransportowane z 

lądu  do  zbiornika  sedymentacyjnego,  lub  być  produktami  in  situ,  na  etapie  wietrzenia  lub 

diagenezy.  Głównymi  przedstawicielami  tych  skał  są  iły  i  iłołupki,  powstałe  na  skutek 

sprasowania  (złupkowacenia)  iłów.  Ił  jest  nazwą  ogólną  dla  osadów  spoistych  i  zwykle 

plastycznych, zbudowany z transportowanego materiału pelitowego.  

Skały ilaste zasobne w minerały grupy kaolinitu: kaolinit i haloizyt główne minerały tych 

skał.  W  skałach  kaolinitowych  mogą  występować  ponadto  minerały  grupy  SiO

2

,  miki, 

gibbsyt, illit, smektyt, hematyt, piryt, anataz, rutyl ilmenit i rzadziej minerały cięŜkie.  

29 

•

 

Kaoliny  (zawartość  kaolinitu  20  –  30  wag.)  powstają  w  wyniku  wietrzenia  skał 

zasobnych  w  glinokrzemiany  oraz  w  wyniku  procesów  hydrotermalnych. 

Makroskopowo są to zwykle skały białe, czasami Ŝółtawe lub zielonkawe. 

•

 

Iły  kaolinitowe  (słodkowodne  skały  powstałe  w  jeziorach),  zawartość  kaolinitu 

wynosi ok. 80% wag. , są odmiany plastyczne i nie plastyczna

 

Odmiany nie plastyczne 

•

 

Gliny kaolinowe 

•

 

Piaskowce kaolinitowe 

•

 

Tonsteiny  (łupki  ogniotrwałe)  powstałe  w  wyniku  przemian  materiału 

piroklastycznego.  Tworzą  się  w  wyniku  wietrzenia  subaeralnego  w  środowisku 

bagiennym.  Zwykle  bary  jasnoszarej,  rzadziej  kremowej.  Skały  zwięzłe,  twarde,  nie 

rozmakają w wodzie. 

Skały ilaste zasobne w illit 

•

 

Iły illitowe 

•

 

Łupki zasobne w illit 

Skały ilaste zasobne w montmorillonit  

•

 

Bentonity skały powstałe w wyniku wietrzenia podmorskiego (halmyrolizy) materiału 

piroklastycznego.  Od  skał  otaczających  na  ogół  wyróŜniają  się  one  jaśniejszym 

zabarwieniem. Mogą mieć zabarwienie od czarnych po białe, ale najczęściej są jasno 

szare z niebieskawym lub zielonym odcieniem a takŜe beŜowe. Spotykane są odmiany 

bezstrukturalne oraz laminowane. Skład mineralny poza minerałami z grupy smektytu 

zawiera:  illit  i  kaolinit,  ponadto  cristobalit  lub/i  kwarc,  skalenie,  biotyt,  minerały 

cięŜkie  a  niekiedy  pirokseny  i  amfibole.  W  stanie  suchym  są  to  skały  kruche,  przy 

uderzeniu  rozpadają  się  na  okruchy  ostrokrawędziste,  przełam  muszlowy,  połysk 

woskowy.  PĘCZNIEJĄCE  przy  kontakcie  z  wodą.  Występowanie:  w  osadach 

miocenu południowej Polski i Karpatach fliszowych

 

 

 

SKAŁY POCHODZENIA CHEMICZNEGO I ORGANICZNEGO 

Skały  w  których  ponad  50  %  przewaŜa  materiał  autigeniczny,  powstały  w  skutek 

procesów  fizykochemicznych  lub  biogenicznych  na  miejscu,  na  etapie  sedymentacji  i 

diagenezy 

 

30 

skały krzemionkowe 

Głównymi  składnikami  tych  skał  są  minerały  z  grupy  SiO

2: 

opal,  chalcedon  oraz  kwarc 

autigeniczny. WyróŜniamy wśród nich odmiany pochodzenia organicznego oraz chemicznego 

Skały krzemionkowe pochodzenia organicznego 

•

 

Ziemia  okrzemkowa  –  zbudowana  z  okrzemek,  nie  jest  zwięzła  (rozcieralna)  i 

pylasta 

•

 

Diatomit – skała zbudowana z okrzemek, charakteryzuje się większą zwięzłością. 

Trzeciorzędowe diatomity znane są z fliszu karpackiego (Futoma, BłaŜowa) 

•

 

Radiolaryt  –  zbudowany  z  radiolarii,  głębokomorskich,  jednokomórkowych 

organizmów o opalowych szkieletach 

•

 

Spongiolit – zbudowany z igieł gąbek spojonych lepiszczem krzemionkowym 

 Skały krzemionkowe pochodzenia chemicznego 

o

 

Krystalizujące  z  roztworu  bogatego  w  krzemionkę.  Związane  z  wypływem 

pomagmowych wód juwenilnych 

•

 

Martwica krzemionkowa 

•

 

Gejzeryt 

•

 

Limnokwarcyt 

o

 

Powstałe w procesach wietrzeniowych 

•

 

Opoka  lekka  –  odwapniona  ziemia  krzemionkowa,  węglan  wapnia  został 

rozpuszczony  i  odprowadzony,  porowata,  lekka,  utrzymuje  się  na  powierzchni 

wody 

o

 

Skały o genezie w przewadze diagenetycznej i epigenetycznej 

•

 

Krzemienie  –  utwory  konkrecyjne  (zaokrąglone),  występują  w  obrębie  innych 

skał- granica pomiędzy skałą otaczającą jest wyraźna i ostra. Występowanie m.in. 

Krzemionki Opatowskie  

•

 

Czerty – utwór konkrecyjny, granica pomiędzy skałą otaczającą jest rozmyta 

•

 

Rogowce  –  tworzy  warstwy  o  niewielkiej  grubości.  Znany  głównie  z  Karpat 

fliszowych oraz lokalnie z gór Świętokrzyskich 

•

 

Lidyty – skały tworzące warstwy o barwie czarnej 

•

 

Jaspisy – o kolorowych barwach (zielone, niebieskie, czarne) 

 

 

 

31 

skały węglanowe 

Do grupy skał węglanowych zaliczamy te skały osadowe, które zawierają ponad 50% 

minerałów węglanowych. 

Wapienie  –  powstają  na  drodze  chemicznej  (w  wyniku  reakcji  chemicznych  takich  jak 

wytrącanie)  lub  organicznej  (materiałem  budującym  ten  rodzaj  skał  są  szczątki  organiczne 

zbudowane z węglanu wapnia). Minerałami skałotwórczymi są kalcyt, aragonit. 

Wapienia  pochodzenia  chemicznego  są  skałami  o  lokalnym  występowaniu.  Powstają  w 

rejonach np.: gorących źródeł. Część wapieni powstaje równieŜ na skutek wytrącenia węglanu 

wapnia z wody morskiej. Do tej grupy skał zaliczamy: 

•

 

Wapienie  masywne  –  zbudowane  z  drobnokrystalicznego  kalcytu  wytrąconego  z 

wody morskiej.  

•

 

Wapienie  oolitowe  –  zbudowane  z  owalnych  lub  kulistych  form  poniŜej  2  mm  o 

budowie  koncentryczno  –  promienistej.  Tworzą  się  w  spokojnych  przybrzeŜnych 

warunkach jeziornych lub morskich 

•

 

Martwica wapienna (nawara) – powstaje podczas wypływu wód zasobnych w Ca. Na 

roślinach wytrąca się węglan wapnia  - aragonit. Jest skałą porowatą często ze śladami 

dobrze  zachowanych  szczątków  roślin  porastających  obszary  wokół  źródeł.  Starszą 

odmianą martwicy wapiennej jest trawertyn. Jest skałą zwięzłą i porowatą.  

Wapienie  pochodzenia  organicznego  –stanowią  duŜa  grupę  skał.  Nazwy  pochodzą  od  nazw 

organizmów  je  budujących  np.:  muszlowce,  wapienie  rafowe,  wapienie  otwornicowe, 

wapienie krynoidowe (zbudowane z liliowców) 

•

 

Kreda  pisząca  powstała  w  środowisku  morskim  zbudowana  z  kokolitów  (odmiana 

glonów wapiennych) i pyłu kalcytowego, który pełni funkcje spoiwa. 

•

 

Kreda  jeziorna  (wapień  jeziorny).  Zbudowana  jest  ze  szczątków  organizmów 

słodkowodnych (mięczaków) oraz pyłu węglanowego. 

 

Dolomity – są skałami tylko pochodzenia chemicznego. Podstawowym składnikiem tych skał 

jest  dwuwęglan  wapnia  i  magnezu  –  dolomit.  Mogą  równieŜ  zawierać  niewielką  domieszkę 

kalcytu. Dolomity dzielą się na: 

•

 

pierwotne  –  utworzone  w  wyniku  pierwotnego  wytrącenia  z  wód  morskich  lub 

jeziornych. Tworzą pokłady o dość jednolitym wykształceniu litologicznym i niekiedy 

o  wraŜanym  uławiceniu.  Są  zazwyczaj  drobnokrystaliczne.  Mają  teksturę  masywną 

niekiedy równoległą. 

32 

•

 

wtórne  –  powstają  w  wyniku  metasomatycznych  przemian  wapieni  i  margli. 

Metasomatoza  zachodzi  pod  wpływem  wód  krąŜących  w  szczelinach,  zasobnych  w 

magnez.  Polega  na  częściowym  wyparciu  węglanu  wapnia  i  zastąpieniu  go  przez 

węglan  magnezu.  PrzeobraŜenie  często  powoduje  zmniejszenie  objętości  dlatego 

dolomity wtórne są często porowate oraz grubokrystaliczne. 

 

 

Grupa skał przejściowych 

Opoki  –  są  utworami  pośrednimi  pomiędzy  skałami  węglanowymi  a  krzemionkowymi.  Są 

zasobne w skrytokrystaliczną krzemionkę rozproszoną wśród składników węglanowych. 

Margle-  są  skałami  pośrednimi  pomiędzy  skałami  węglanowymi  a  ilastymi.  Zbudowane  są 

głownie  z  kalcytu  (od  50  do  70%  wg  Czermińskiego,  od  33  do  67  %  wg  Smulikowskiego), 

któremu  towarzyszą  mniejsze  ilości  dolomitu,  syderytu  i  minerały  ilaste.  Cechą 

charakterystyczną  tych  skał  jest  silna  reakcja  z  10  %  HCl,  podczas  której  wytrącają  się 

minerały ilaste tworzące tzw. błotko 

Gezy-  skała  przejściowa  pomiędzy  skałą  krzemionkową  a  okruchowa.  Jej  podstawowym 

składnikiem  jest;  detrytyczny  kwarc  i  organogeniczna  krzemionka.  Gezy  wieku  kredowego 

występują w obrębie fliszu karpackiego oraz w rejonie świętokrzyskim 

 

 

Skały solno-gipsowe (ewaporaty) 

Ewaporaty  –  nazwa  pochodzi  od  ewaporacji  czyli  odparowania.  Skały  pochodzenia 

chemicznego, wytracone z wody morskiej wskutek silnego parowania. 

Gips  –  skała  monomineralna  zbudowana  z  gipsu.  Odmiany  wielkokrystaliczne  i 

drobnokrystaliczne (alabaster) 

Anhydryt  –  najczęściej  powstaje  przez  odwodnienie  gipsu  w  warunkach  podwyŜszonego 

ciśnienia i temperatury 

Sole kamienne (halityty) – monomineralna skała zbudowana z halitu 

 

 

Skały alitowe 

Powstają  na  drodze  chemicznej  w  wyniku  wietrzenia  alitowego  -  laterytowego  w 

klimacie gorącym wilgotnym. Są to skały wzbogacone w tlenki i wodorotlenki Al – gibbsyt, 

diaspor, bemit, hydrargilit oraz wodorotlenki Fe – goethyt, lepidokrokoit 

33 

Skały:  

Boksyt – barwa brunatna, kremowa lub szara składa się głównie z wodorotlenków Al, obok 

których występować mogą kaolinit, kwarc, hematyt i getyt 

Lateryt  –  charakterystyczne  zabarwienie  pochodzące  od  ich  głównych  składników: 

czerwone, czerwonobrunatne lub Ŝółtawe. Utwory typowe dla strefy tropikalnej. 

Terra rossa – czerwona ziemia tworzy się poprzez wietrzenie laterytowe skał węglanowych, 

utwór  najczęściej  spotykany.  Podobnie  jak  lateryt,  składa  się  głównie  z wodorotlenków  Al i 

Fe,  które  nadają  jej  intensywną  czerwoną  barwę.  W  Polsce  utwory  te  występują  w  Górach 

Świętokrzyskich 

Skały Ŝelaziste 

Jest to grupa skał wzbogacona  w tlenki i sole Ŝelaza.  Zawartość Ŝelaza niezbędna do 

zakwalifikowania skały do tej grupy wynosi 15%. Do skał Ŝelazistych naleŜą miedzy innymi: 

śelaziak  brunatny  (limonit)  zbudowany  głównie  z  getytu  i  lepidokrokitu  oraz  minerałów 

ilastych  i  kwarc.  Tworzy  się  w  środowiskach  podmokłych,  bagnistych,  jeziornych  oraz  w 

przybrzeŜnych strefach mórz. 

Rudy darniowe i bagienne osady tworzące się zwykle w glebach pod podmokłymi łąkami i 

na bagnach w strefie klimatu umiarkowanego. Są to utwory wykształcone w postaci konkrecji 

lub warstw o barwie brunatnej i ziemistym wyglądzie. 

 

Skały fosforanowe 

Głównymi  składnikami  tych  skał  są  fosforany  wapnia  typu  apatytu  oraz  bezpostaciowa 

substancja – kolofan a takŜe związki fosforu.  

Utwory wiwianitowe – osady charakterystyczne dla torfowisk i bagnisk. 

Guano  –  skałę  tą  tworzą  organiczne  związki  fosforu.  Materiałem  do  ich  powstania  są 

odchody głównie ptaków i nietoperzy 

Fosforyt  –  najwaŜniejsze  skały  tej  grupy.  Powstają  w  środowisku  morskim  w  wyniku 

procesów chemicznych i biochemicznych. Tworzą konkrecje wśród piaskowców i wapieni. 

 

Skały manganowe 

Zawierają  związki  manganu  zwykle  tlenki  i  węglany.  Tworzą  warstewki,  soczewki  i 

konkrecje wśród innych skał osadowych. 

Skały zeolitowe 

Tworzą się najczęściej w strefie hipergenicznej i związane są genetycznie ze skałami 

piroklastycznymi, które podlegały przemianom pod wpływem wód hydrotermalnych 

34 

Skały  zasobne  w  klinoptilolit  –  barwy  jasnej  z  odcieniem  białym,  szarym,  zielonym  lub 

róŜowym, w zaleŜności od obecności chlorytu, montmorillonitu i in. 

Skały  zasobne  w  mordenit,  zeolit  ten  tworzy  charakterystyczne  skupienia  włókniste  i 

promieniste. 

 

Zastosowania skał osadowych 

Skały  osadowe  mają  bardzo  szerokie  zastosowania.  Tufy  są  wykorzystywane 

bezpośrednio  jako  materiały  budowlane.  Cenne  dla  budownictwa  są  zwłaszcza  odmiany 

odznaczające  się  porowatością  (  lekkość,  własności  termoizolacyjne)  oraz  podatność  na 

wiązanie z cementem i wapnem. ŚwieŜo wydobyte ze złoŜa tufy są słabo zwięzłe, poddawane 

obróbce  kamieniarskiej,  później  nabierają  znacznej  wytrzymałość.  Porowate  odmiany  tych 

skał to kruszywa lekkie  

Gruzy i Ŝwiry – budownictwo i drogownictwo. Większe z spośród nich mogą być uŜyte na 

fundamenty,  podmurówki,  ogrodzenia,  mury  oporowe  i  inne,  zaś  mniejsze  są  szeroko 

stosowane  jako  naturalne  kruszywa  do  betonów  nawierzchni  drogowych,  kolejowych  i 

innych.  Drobnoziarniste  Ŝwirki  kwarcowe  o  wysokim  stopniu  kulistości  ziaren,  są  uŜywane 

jako materiały filtracyjne do oczyszczania wód i ścieków.   

Brekcje, zlepieńce – materiał budowlany – ozdobny kamień architektoniczny. 

Piaski  -  budownictwo  (  wyrób  zapraw  budowlanych,  beton),  przemysł  szklarski  (piaski 

szklarskie) i ceramiczny m.in. do produkcji porcelany, fajansu, krzemionkowych materiałów 

ogniotrwałych, cegieł silikatowych, pustaków, dachówki). 

Piaskowce  –  wykorzystywane  jako  kamień  konstrukcyjny,  materiał  okładzinowy, 

architektoniczny, rzeźbiarski. Piaskowce charakteryzujące się ostrokrawędzistymi ziarnami są 

wykorzystywane jako materiały ścierne. 

Pyły (mułki) kwarcowe stosuje się w ceramice, w przemyśle materiałów ściernych.  

Lessy  zasobne  w  substancje  ilastą  słuŜą  do  wyrobu  cegły  budowlanej  oraz  klinkieru 

drogowego i budowlanego.  

 

 

 

 

 

 

 

35 

SKAŁY METAMORFICZ (PRZEOBRAśONE) 

Metamorfizm  –  zespół  procesów  fizyko  –  chemicznych,  prowadzących  do  zmiany  składu 

mineralnego i strukturalno – teksturalnego skały. 

 

Minerały skałotwórcze skał metamorficznych 

W  skałach  metamorficznych  spotykamy  minerały  będące  równieŜ  minerałami 

głównymi  w  skałach  magmowych  i  osadowych.  NaleŜy  do  nich  m  in.  kwarc,  skalenie  oraz 

minerały  z  grupy  mik.  Ponadto  występują  minerały  z  grupy  chlorytów  np.:  serpentyny, 

chryzotyle,  talk;  z  grupy  amfiboli  np.:  aktynolit,  glaukofan;  z  grupy  piroksenów:  augit, 

diopsyd.  Z  krzemianów  wyspowych  pospolicie  spotykane  są  takie  minerały  jak  sillimanit, 

andaluzyt, cyjanit (dysten). Z grupy granatów spotka się staurolit, kordieryt a z grupy epidotu 

wyróŜniamy np.: epidot, zoizyt. 

 

Struktury i tekstury skał metamorficznych 

Większość  minerałów  skał  metamorficznych  występują  w  postaci  blastów,  czyli 

wtórnych  kryształów,  powstałych  w  wyniku  przemian  metamorficznych.  W  skałach 

metamorficznych moŜemy wyróŜnić struktury: 

•

 

granoblastyczne, gdzie blasty mają w przewadze pokrój izometryczny 

•

 

lepidoblastyczne, gdzie pokrój blastów jest płytkowy lub blaszkowy 

•

 

nematoblastyczne – blasty mają pokrój silnie wydłuŜony 

Tekstury w skałach metamorficznych moŜna podzielić zaś na: 

•

 

masywne 

•

 

kierunkowe 

 

Przegląd waŜniejszych skał metamorficznych 

Fyllity i łupki 

To  słabo  przeobraŜone  skały  ilaste  i  mułowcowe.  Fyllity  odznaczają  się  szeregiem 

cech pośrednich między skałami ilasto – mułowcowymi a typowymi łupkami krystalicznymi. 

Ich  barwa  jest  generalnie  ciemno  szara,  często  jednak  bywają  zabarwione  obecnością 

charakterystycznych  minerałów  np:  serycytu  i  muskowitu  (jedwabisto  –  srebrzyście 

połyskujące), chlorytu (szarozielone), rozproszonego hematytu (czerwone). Fyllity odznaczaj 

się  wyraźną  foliacją.  Skała  łupie  się  na  cienkie  płytki.  Tzw.  łupki  dachówkowe  (odmiana 

łupków  fyllitowych)    niegdyś  stosowane  do  wyrobu  dachówek.  Foliacja  jest  podkreślona 

36 

przez  na  przemian  ległe  ułoŜenie  warstewek    kwarcu  i  minerałów  blaszkowych.  Struktura 

flitów  jest  drobnoblastyczna.  Skład  mineralny:  serycyt,  chloryt  i  kwarc.  Minerały  poboczne 

to: węglany (kalcyt, dolomit), skalenie (albit, mikroklin) lub biotyt. 

Łupki  grafitowe  –  facjalnie  pokrewne  fyllitom.  Intensywnie  czarne  ze  względu  na 

rozproszony  w  nich  grafit.  (Brudzą  palce).  Pod  względem  tekstury  i  składu  mineralnego 

podobne do fyllitów.  

 

Łupki krystaliczne – duŜa i zróŜnicowana z uwagi na skład mineralny grupa skał. Wszystkie 

skały  z  tej  grupy  łatwo  pękają  na  cienkie  i  stosunkowo  zwięzłe  płytki.  Makroskopowo 

widoczne jest zróŜnicowanie składu mineralnego w na przemian ległych  ciemnych i jasnych 

warstewkach. Przykłady najczęściej spotykanych odmian łupków krystalicznych: 

 

Łupki chlorytowe - Minerałem dominującym jest w tych skałach chloryt nadający im 

ciemnozielone  zabarwienie.  Słabo  zwięzłe,  niekiedy  plastyczne.  Na  zwietrzałych 

powierzchniach  często  rdzawobrunatne.  Obok  chlorytu  występuje  kwarc,  albit  i  epidot 

rzadziej  węglany,  biotyt,  aktynolit.  Powstają  w  wyniku  metamorfizmu  Ŝelazistych  osadów 

ilasto – mułowcowych. 

 

Łupki talkowe – bladozielonkawe, niekiedy srebrzyste (zawierające serycyt), tłuste w 

dotyku, słabo zwięzłe z wyraźną tekstura łupkową. Obok dominującego talku mogą zawierać, 

chloryt,  aktynolit,  serpentyn,  magnezyt  i  dolomit,  niekiedy  miki.  Powstają  z  przeobraŜenia 

skał ultrazasadowych. 

Łupki mikowe - Ich barwa jest niejednolita, najczęściej srebrzystoszara, Wyraźna laminacja 

kwarcowo  (jasnoszara)  mikowa  (ciemniejsza).  Obok  dominującego  w  składzie  mineralnym 

kwarcu i mik spotykamy chloryty, skalenie, granaty. 

 

Kwarcyty  -  skały  jasne,  niemal  białe,  szare  lub  róŜowe  ,  niekiedy  smuŜyste.  Dominującym 

składnikiem  jest  w  nich  kwarc,  ponadto  moŜna  spotkać  muskowit,  skalenie,  chloryt. 

Kwarcyty  powstają  ze  skał  osadowych  bogatych  w  krzemionkę  co  sprawia,  Ŝe  są  to 

najtwardsze skały na ziemi. Są skałami masywnymi. 

 

Marmury  barwa  biała  ,  jasnoszara  ,  róŜowa,  zielona  czasem  bywają  ciemne  nawet  czarne. 

Marmury  powstają  w  wyniku  metamorfizmu  regionalnego  lub  termicznego  wapieni  i 

dolomitów w szerokim zakresie ciśnień i temperatur.  Dominującymi składnikami marmurów 

są kalcyt lub dolomit.  

 

37 

Gnejsy  są  zazwyczaj  skałami  jasnymi,  niekiedy  róŜowo  –  czarnymi.  Makroskopowo  są 

średnio lub gruboblastyczne, niekiedy porfirowate. Skały te wykazują wyraźną łupkowatość , 

często  teksturę  oczkową  lub  słojową,  rzadziej  ołówkową.  Charakterystyczna  jest  laminacja 

wyznaczona  przez  warstwy  mikowe  (cieńsze  i  ciemniejsze)  oraz  warstwy  skaleniowo  – 

kwarcowe o zróŜnicowanej grubości, często z oczkami lub słojami większych skalni. Główne 

minerały  to  skalenie  i  kwarc,  ponadto  morze  występować  biotyt,  hornblenda  (zwłaszcza  w 

odmianach  ołówkowych),  muskowit,  chloryt,  piroksen.  Gnejsy  mogą  utworzyć  się  zarówno 

ze skała osadowych (paragnejsy) jak i skał magmowych (ortognejsy). 

 

Zieleńce  to  skały  barwy  szaro-  lub  ciemnozielonej,  masywne  lub  złupkowacone.  Główne 

minerały to epidot, chloryt, albit, aktynolit. Minerały poboczne i akcesoryczne w tych skałach 

to  kwarc,  biotyt,  węglany,  magnetyt,  apatyt,  tytanit.  Makroskopowo  są  drobnoblastyczne. 

Najczęściej powstają jako produkt metamorfizmu wylewnych skał zasadowych typu bazaltów 

i ich tufów. Mogą równieŜ powstawać w wyniku metamorfizmu skał gabrowych i diabazów, 

bądź skał osadowych typu margli. 

 

Amfibolity  to  skały  najczęściej  barwy  ciemnozielonej,  ciemnoszarej  a  niekiedy  prawie 

czarnej.  Ich  struktura  jest  drobno  lub  średnioblastyczna,  tekstura  masywna,  często 

uporządkowana,  podkreślona  ułoŜeniem  słupków  hornblendy.  Główne  minerały  tych  skał  to 

amfibole i plagioklazy. Pobocznie mogą występować kwarc, biotyt, epidot, pirokseny, granat. 

Amfibolity  są  produktami  średniego  stopnia  metamorfizmu  skał  klasy  gabra  i  bazaltu, 

diorytoidów oraz ich tufów i tufitów.  

 

Serpentynity  powstają  w  wyniku  przeobraŜenia  ultrazasadowych  skał  magmowych.  Ich 

barwa  jest  ciemnozielona,  zielonoczarna,  brunatna  znane  są  równieŜ  odmiany  plamiste. 

Struktura tych skał jest drobnoblastyczna, tekstura zaś zbita i bezkierunkowa. Dominującymi 

minerałami w tej grupie skał są serpentynity: chryzotyl lub lizardyt. Pospolicie spotykane są 

równieŜ  relikty  oliwinów  oraz  akcesorycznie  chromit,  magnetyt.  Pozostałe  minerały 

akcesoryczne to magnezyt, pirokseny, talk, chloryt. Proces serpentynizacji zachodzi w temp. 

200 – 400 C w obecności H

2

O i CO

2

 gdzie minerały serpentynu i magnezytu powstają według 

reakcji: 

 

4MgSiO

4

+4H

2

O+2CO

2

=Mg

6

Si

4

O

10

(OH)

8

 +2MgCO

3

 

 

38 

Zastosowania skał metamorficznych  

Masywne  skały  metamorficzne  typu  np.:  amfibolity,  serpentynity  są  wykorzystywane  jako 

kamień drogowy i budowlany. Skały drobnoblatyczne jak fyllity, łupki chlorytowe i talkowe 

są  stosowane  jako  proszki  mineralne  w  charakterze  nośników  i  środków  ochrony  roślin. 

Łupki talkowe i chlorytowe – produkcja materiałów ogniotrwałych oraz izolacyjnych. 

Kwarcyt  –  produkcja  materiałów  ogniotrwałych,  w  budownictwie,  przemyśle  chemicznym 

(materiał kwasoodporny) i szklarskim, wytwarzanie materiałów ściernych. 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

39 

3.

 

GEOLOGICZNE PROCESY KSZTAŁTUJĄCE POWIERZCHNIĘ ZIEMI 

Procesy  geologiczne  to  zjawiska  lub  zespoły  zjawisk  pod  działaniem  których  skorupa 

ziemska  i  jej  powierzchnia  ulegają  róŜnym  zmianom  i  przeobraŜeniom.  W  zaleŜności  od 

źródła  energii  dzielimy  je  na  procesy  endogeniczne  (wewnętrzne)  wywołane  energia  z 

wnętrza  ziemi  i  egzogeniczne  (zewnętrzne)  wywołane  energią  Słońca  i  KsięŜyca.  Procesy 

endogeniczne  (plutonizm,  wulkanizm,  diastrofizm)  tworzą  zasadnicze  rysy  rzeźby  terenu.  

Procesy  egzogeniczne  dąŜą  zaś  do  wyrównania  istniejących  na  powierzchni  ziemi 

nierówności  przez  swoją  niszczącą  i  budującą  działalność  czyli  denudację.  NaleŜą  do  nich 

wietrzenie, erozja , powierzchniowe ruchy masowe oraz akumulacja. 

 

3.1

 

PROCESY ENDOGENICZNE 

 
Do czynników egzogenicznych kształtujących rzeźbę ternu naleŜą m.in.: 



 

Tektonika; 



 

Sejsmika – trzęsienia ziemi 



 

Wulkanizm – wulkany podmorskie i lądowe; 

 

Tektonika - ruchy pionowe skorupy ziemskiej 

Obecnie  litosfera  zróŜnicowana  jest  na  ponad  20  płyt  o  róŜnej  wielkości. 

NajwaŜniejszą  cechą  płyt  litosferycznych  jest  ich  ruch  względem  siebie.  Miejsca  gdzie 

stykają się płyty tektoniczne znane są jako granice płyt tektonicznych 

Granice płyt litosferycznych: 

-zbieŜne (konwergentne), wzdłuŜ których płyty zbliŜają się do siebie  

-rozbieŜne (dywergentne), wzdłuŜ których płyty oddalają się od siebie 

-transformujące, wzdłuŜ których płyty przesuwają się względem siebie w poziomie. 

Na  granicach  róŜnego  typu  zachodzą  róŜne  procesy  tektoniczne,  czego  konsekwencją  jest 

zróŜnicowanie morfologiczne obserwowane na granicach płyt litosfery.  

Model subdukcji na granicach płyt 

•

 

Granice konwergentne typu ocean - kontynent 

NP:  granica  płyty  Nazca  z  płytą  południowoamerykańską  odbiciem  w  rzeźbie  jest  rów 

Atakamski łańcuch górski Andów. 

strefa ryftu – strefa rozchodzenia płyt  

strefa subdukcji – strefa zbieŜna, w której jedna z płyt podsuwa się pod drugą 

40 

W Polsce na granicy Karpat Wewnętrznych i Zewnętrznych (wzdłuŜ Pienińskiego Pasa 

Skałkowego) znajduje się (alpejska) strefa subdukcji 

•

 

Granice konwergentne typu kontynent - kontynent 

Przykładem tego typu granic jest tworzenie się Himalai.  

•

 

Granice dywergentne –punkty potrójne 

Istotą  granic  rozbieŜnych  jest  oddalanie  się  płyt  od  siebie.  Dochodzi  wówczas  do  pękania 

skorupy ziemskiej i tworzą się rozpadliny określane jako ryfty (system rowów tektonicznych 

ograniczony  po  obu  stronach  pęknięciami  tektonicznymi  o  charakterze  rozłamów),  które  są 

zarówno 

oceaniczne 

jak 

i 

kontynentalne. 

Np.: 

ryfty 

kontynentalne 

rowów 

wschodnioafrykańskich. 

•

 

Granice  przesuwcze  (transformujące)  –  gdy  ruch  2  płyt  zachodzą  równolegle  do 

granicy  między  nimi.  W  tym  przypadku  litosfera  nie  jest  ani  tworzona,  ani 

pochłaniana.  Takimi  granicami  są  uskoki  transformacyjne  przecinające  grzbiety 

śródoceaniczne. Czasami sięgają one na obszar litosfery kontynentalnej, jak np. uskok 

San Andreas w Kalifornii.  

Trzęsienia Ziemi 

Trzęsienia  Ziemi  –  to  krótkotrwałe  drgania  skorupy  ziemskiej  w  wyniku  nagłych 

przesunięć  mas  skalnych  wewnątrz  litosfery  –  spowodowane  napręŜeniami  skał  i  ich 

gwałtownymi  rozpręŜeniami.  Trzęsienia  ziemi  są  najczęstsze  w  rejonach  grzbietów 

śródoceanicznych,  rowów  oceanicznych  i  towarzyszących  im  łańcuchów  wysp  i  młodych 

pasm gór fałdowych.  

Główne strefy sejsmiczne Ziemi 



 

wokółpacyficzna (75% trzęsień ziemi) 

 



 

alpejsko-himalajska  



 

grzbietów  śródoceanicznych  i  ryftów  kontynentalnych  (np.  system  rowów 

wschodnioafrykańskich, ryft Bajkału i inne),  



 

wewnątrzpłytowe - związane z głębokimi uskokami wewnątrzpłytowymi.  

Typy i przyczyny trzęsień Ziemi: 



 

Trzęsienia zapadowe –stanowią ok. 3% naturalnych trzęsień Ziemi

, 



 

Trzęsienia wulkaniczne (ok. 7%)

 



 

Trzęsienia  tektoniczne  –  są  najczęstszym  i  najgroźniejszym  w  skutkach,  jest  ich  ok. 

90%. 

 

 

 

41 

Główne typy rzeźby lądów 

Niziny- teren na bezwzględnej wysokości od 0 do 300 m,  

•

 

niziny płaskie (równiny niskie o wysokościach względnych do 10m) 

•

 

niziny faliste (z garbami terenowymi o wysokościach od 10-30m) 

•

 

niziny pagórkowate (z wyodrębnionymi garbami o wysokości do 60m) 

WyŜyny – teren połoŜony na wysokości ponad 300 m n.p.m. 

Góry – teren o wysokości powyŜej 500m n.p.m. 

Ze względu na hipsometrie w Polsce wyróŜniamy: 

•

 

Góry niskie (ok.500 m n.p.m) 

•

 

Góry średnie (do 1500 m n.p.m.) 

•

 

Góry wysokie (powyŜej 1500 m .n.p.m.) 

Podział gór ze względu na genezę: 

•

 

Góry o budowie fałdowej 

•

 

Góry zrębowe 

•

 

Góry wulkaniczne 

 

GÓRY FAŁDOWE – deformacje ciągłe 



 

Fałd – wygięcie warstw lub ławic obejmujące dwie sąsiednie formy 

GÓRY ZRĘBOWE – deformacje nieciągłe 



 

Zrąb  tektoniczny-  struktura  ograniczona  przynajmniej  z  dwu  przeciwległych  stron 

dyslokacjami i wzdłuŜ nich wypiętrzona względem otoczenia 



 

Rów  tektoniczny  (zapadlisko  tektoniczne),  wydłuŜona  struktura  tektoniczna, 

ograniczona  przynajmniej  wzdłuŜ  dłuŜszych  krawędzi  dyslokacjami  i  wzdłuŜ  nich 

obniŜona względem otoczenia 



 

Uskok (dyslokacja) – struktura tektoniczna powstała w wyniku przemieszczania dwu 

części  ośrodka  skalnego  względem  siebie  wzdłuŜ  dzielącej  je  powierzchni  lub  strefy 

nieciągłości. Elementy uskoku to skrzydło wiszące i skrzydło zrzucone 



 

Płaszczowina  –  zespół  skał  oderwanych  od  podłoŜa,  przemieszczonych  na  duŜą 

odległość  i nasunięty na inne skały 

GÓRY WULKANICZNE 

 

 

 

42 

3.2

 

PROCESY EGZOGENICZNE 

 

WIETRZENIE 

Wietrzenie  jest  procesem  przystosowania  się  skał  do  warunków  fizycznych  i 

chemicznych panujących na styku litosfery, atmosfery, hydrosfery i biosfery. 

 

Podział wietrzenia 

Wietrzenie  fizyczne  (mechaniczne)  jest  procesem  prowadzącym  do  rozdrobnienia  skał  na 

drobniejsze  fragmenty  pod  wpływem  czynników  atmosferycznych.  Głównymi  czynniki  są: 

mróz, nasłonecznienie, wiatr.  

Wietrzenie  chemiczne  powoduje  zmianę  w  składzie  chemicznym  skały.  Rozkład  skały  w 

wyniku oddziaływania wody , gazów i substancji organicznych. 

Wietrzenie  biologiczne  jest  połączeniem  wietrzenia  fizycznego  i  chemicznego.  Polega  na 

rozpadzie i rozkładzie skał przez działalność organizmów Ŝywych np. rozsadzanie skał przez 

korzenie roślin, rozpuszczanie skał przez kwasy organiczne itp. 

 

WIETRZENIE FIZYCZNE (mechaniczne) 

Wietrzenie  mechaniczne  zachodzi  najbardziej  intensywnie  w  obszarach  pozbawionych  stałej 

pokrywy  roślinnej,  o  częstych  zmianach  temperatury  i  wilgotności,  a  zatem  w  strefach 

polarnych, na pustyniach i półpustyniach oraz w wysokich górach.  

Czynniki wietrzenia fizycznego: 

•

 

Nasłonecznienie i zmiany temperatury  

•

 

Działanie mrozu 

•

 

Wzrost kryształów ciał obcych w szczelinach i porach 

•

 

Wielokrotnie uwadnianie i osuszenie ośrodka skalnego 

•

 

Mechaniczne działanie organizmów (zwierzęcych i roślinnych) 

Skutki wietrzenia spowodowane nasłonecznieniem 



 

Wietrzenie  insolacyjne  (termiczne)  -  polega  na  rozpadzie  skał  pod  wpływem 

gwałtownych zmian temperatury 

Rozpad  skał  na  pojedyncze  ziarna  mineralne  nosi  nazwę  dezintegracji  ziarnistej  lub 

granularnej i jest typowy dla gruboziarnistych skał krystalicznych 

Skały w wyniku nagrzewania w górnej części pęcznieją , pod wpływem nagrzewania i spadku 

temp wiązania skalne puszczają (szok termiczny).

 

 

43 



 

Eksfoljacja  –  złuszczanie  się  zewnętrznych  partii  skał,  pękanie  skał  równoległe  do 

powierzchni skalnej 



 

Kongelacja (zamróz) – to rozsadzające działanie zamarzającej wody, która zwiększa 

objętość.  Zamróz  występuję  w  klimacie  umiarkowanym,  polarnym  i  w  wysokich 

górach. W Polsce sięga do głębokości ok.1-1,5 m a w krajach polarnych do głębokości 

7 m. 

Rozpad  blokowy  -  woda  moŜe  wnikać  w  szczeliny,  spękania  i  mikropory,  tam  zamarzając, 

wywiera  na  ich  ściany  ogromne  ciśnienie;  które  powoduje  poszerzanie  się  szczelin  i 

rozpadanie  się  skał  na  bloki  i  coraz  drobniejsze  okruchy;  tak  tworzą  się  m.in.  gołoborza  i 

języki rumowiskowe  



 

Wietrzenie solne

 



 

Wietrzenie skał ilastych - Zachodzi na skutek zmiany wilgotności ośrodka skalnego, 

efektem jest ich pęcznienie, a następnie – na skutek wyparowywania – kurczenie oraz 

powstawanie szczelin i niszczenie zwięzłości skały;  

 

WIETRZENIE CHEMICZNE 

Polega  na  chemicznym  rozkładzie  skał  przy  udziale  wody  atmosferycznej,  powierzchniowej 

lub  gruntowej,  zawierającej  gazy.  Efektem  tego  procesu  jest  powstanie  nowych  związków 

chemicznych, minerałów i skał. 

 

Główne procesy wietrzenia chemicznego: 

1.

 

Rozpuszczanie,  czyli  całkowite  lub  częściowe  przejście  jakiegoś  minerału  w  stan 

roztworu  wodnego.  Minerałami    najłatwiej  rozpuszczającymi  się  w  wodzie  są:  halit, 

gips,  kalcyt,  dolomit,  oliwin,  pirokseny  i  amfibole.  Rozpuszczanie  najczęściej 

widoczne jest w wapieniach zbudowanych z kalcytu 

CaCO

3

 + H

2

O+CO

2                        

Ca(HCO

3

)

2                       

Ca

2+

+2HCO

-

 

3 

Całość  procesów  związanych  z  rozpuszczaniem przez  wodę  skał  węglanowych  w  obecności 

CO

2

 nazywamy krasowieniem.  

2.

 

Hydroliza  –  rozkład  minerałów  pod  wpływem  wody  na  części  kwasową  i  zasadową. 

Zwykle  jeden  produkt  zostaje  wyługowany,  a  drugi  nierozpuszczalny  zostaje  na 

miejscu. Tworzą się nowe minerały wtórne. 

3.

 

Utlenianie  (oksydacja)  polega  na  łączeniu  się  minerałów  z  tlenem  oraz  zmianie 

wartościowości  w  sieci  krystalicznej  metali.  Przykładem  są  przemiany  minerałów 

zawierających  Ŝelazo.  JeŜeli  w  sieci  krystalicznej  występują  jony  Ŝelaza 

44 

dwuwartościowego  i  ulegną  one  utlenieniu  do  form  trójwartościowych,  to  pozostałe 

składniki sieci muszą dostosować się do zaistniałej sytuacji; prowadzi to do osłabienia 

struktury kryształu, który ulega rozkruszeniu i rozkładowi. Przykład: czarny magnetyt 

(Fe

3

O

4

) przechodzi w czerwony hematyt (

 

Fe

2

O

3

) 

4.

 

Uwadnianie  (hydratacja),  polega  na  przemianie  minerału  bezwodnego  w  uwodniony. 

Przykład: anhydryt  (Ca SO

4

) przechodzi w gips (CaSO

4

 x 2H

2

O) 

5.

 

Uwęglanowienie  (karbonatyzacja)  –  polega  na  przejściu  róŜnych  związków  w 

węglany.  Przykład:  Mg

2

SiO

4

  (oliwin)  +  2CO

2

              2MgCO

3

  (magnezyt)  +  SiO

2 

(krzemionka) 

Do karbonatyzacji naleŜą: 

-  kaolinityzacja,  przykładem  jest  rozpuszczanie  skalenia  potasowego  (ortoklazu)  i 

utworzenia  minerału  ilastego  tj.  kaolinitu,  powstały  zaś  węglan  potasu  zostaje 

całkowicie rozpuszczony i usunięty przez wodę. 

K

2

Al

2

Si

6

O

16 

(ortoklaz)+CO

2

+2H

2

O                        H

2

Al

2

Si

5

O

8 

(kaolinit)+K

2

CO

3

+4SiO

2 

(krzemionka) 

- serpentynizacja, proces któremu ulegają krzemiany magnezu. 

2MgSiO

4

+CO

2

+H

2

O                MgCO

3 

(magnezyt) +H

4

Mg

3

SiO

3 

(serpentyn) 

Objawem wietrzenia krzemianów jest chlorytyzacja, dzięki której krzemiany Ŝelazowo 

–  magnezowe  jak  np.:  biotyt,  augit,  przechodzą  w  chloryt  będącym  uwodnionym 

krzemianem magnezu, Ŝelaza i glinu. 

6.

 

Redukcja  –  wywołana  materią  organiczną  i  działalnością  bakterii.  Przykład:  redukcji 

ulega hematyt (Fe

2

O

3

), przechodząc w FeO (tlenek Ŝelaza) a następnie pod wpływem 

wody  w  kwaśny  węglan  Ŝelaza  (Fe(HCO

3

)

2

)  po  czym  pod  wpływem  CO

2

  w  syderyt 

FeCO

3

  

 

Produkty wietrzenia: 



 

Minerały 



 

Skorupa wietrzeniowa (zwietrzelina skalana) 



 

 Rumosze ( gołoborza, piargi) 



 

Gliny zwietrzelinowe 



 

Gleby: wzbogacone w materię organiczną 

 

 

 

45 

Uwarunkowania procesów wietrzenia:  



 

Cechy skały macierzystej 



 

Warunki klimatyczne 



 

Lokalne ukształtowanie terenu 



 

Czas 

 

Znaczenie wietrzenia w geologii i geomorfologii  

 



 

Tworzenie  materiałów  do  róŜnych  celów  (kaolinit  –  porcelana;  zdezintegrowany 

granit – podsypka dróg);  



 

Osłabienie  wytrzymałości  skał  i  zmniejszenie  ich  odporności  na  działanie  innych 

czynników niszczących (erozja wodna, wiatrowa, glacjalna, ruchy masowe) 



 

Powstanie  okruchów  skalnych,  następnie  przenoszonych  przez  róŜne  czynniki 

transportu na róŜne odległości: 



 

Niszczenie podłoŜa przez ścieranie  



 

Depozycja i powstawanie osadów (np. less) 



 

Powstawanie form rzeźby terenu. 

 

POWIERZCHNIOWE RUCHY MASOWE 

Powierzchniowymi  ruchami  masowymi  nazywamy  przemieszczanie  się  mas  skalnych  pod 

wpływem siły cięŜkości. Siła cięŜkości na nachylonym stoku rozkłada się na dwie składowe: 

- „stykową” prostopadłą do zbocza 

- „ześlizgową” równoległą do zbocza 

 

Pojęcie stoku 

Stok–  kaŜda  nachylona  powierzchnia  terenu.  Nachylenie  rzędu  1,5-2 

0 

przyjmuje  się  za 

minimalne. W geomorfologii pojęciem stok określa się kaŜdą nachyloną powierzchnie terenu, 

rozciągająca  się  pomiędzy  wierzchołkiem  wzniesienia,  osią  grzbietu  lub  spłaszczeniem 

grzbietowym  a  płaską  powierzchnią  poniŜej.  Stoki  są  podstawowymi  z  punktu  widzenia 

rzeźby terenu, elementami powierzchni ziemi. Zajmują one znacznie więcej powierzchni niŜ 

np. obszary równinne 

 

 

 

46 

Klasyfikacja ruchów masowych 

Spływy 

Istotą spływu jest ruch  w którym odkształcenie  jest ciągłe, nieodwracalne i prowadzi 

do  całkowitej  zmiany  pierwotnej  struktury.  W  zaleŜności  od  wielkości  przenoszonego 

materiału  skalnego  spływy  dzielimy  np.  na:  gruzowe,  błotne.  Spływanie  odbywa  się  przy 

udziale duŜej ilości wody. 

Spełzywanie (pełzniecie gruntu) 

Proces  bardzo  powolny,  obejmujący  znaczne  powierzchnie  stokowe  zbudowane  ze 

skał  luźnych,  uwarunkowany  głównie  od  klimatu.  Proces  ten  jest  często  inicjowany 

pęcznieniem  materiału  (na  przemian  nawilgacanie  i  wysychanie,  zamarzanie  i  rozmarzanie); 

cząstki  gruntu  w  obrębie  stoku  podnoszone  procesem  pęcznienia,  nie  wracają  na  to  samo 

miejsce. Spełzywanie jest procesem najwolniejszym ze wszystkich ruchów masowych, polega 

na  odkuciu  od  podłoŜa  mas  gruntu.

 

Świadectwem  spełzywania  są:  haki  zboczowe, 

powierzchnia pofalowana 

Osuwiska  -  przemieszczanie  mas  skalnych  w  warunkach  stałego  kontaktu  z  podłoŜem, 

odbywające się w wzdłuŜ wyraźnej powierzchni poślizgu, zwanej tez powierzchnią ścięcia. 

Najczęstszą  przyczyną  są  zmieniające  się  w  czasie  i  przestrzeni  stosunki  wodne  na  stoku, 

zmiana  w  nachyleniu  stoku,  jak  i  brak  stabilności  tektonicznej  obszaru.  Proces  osuwiskowy 

na ogół narasta latem i występuje szybko po przekroczeniu punktu krytycznego. 

Klasyfikacja osuwisk ze względu na geometryczny charakter powierzchni ścięcia: 



 

Osuwiska  translacyjne  (ześlizgowe)  -  mają  planarne  powierzchnie  ścięcia,  na  ogół 

równoległe do stoku. Powierzchnie poślizgu są powierzchniami strukturalnymi. 



 

Osuwiska  rotacyjne  (obrotowe,  zerwy)-  powierzchnia  poślizgu  jest  zakrzywiona  i 

wklęsła,  powstają  w  jednorodnym  ośrodku,  pozbawionym  wyraźnych  powierzchni 

strukturalnych. 

 Podział osuwisk ze względu na stosunek do bodowy geologicznej 



 

Konsekwentne  –  przy  niejednorodnej  budowie  geologicznej  ale  strefa  poślizgu  jest 

wzdłuŜ powierzchni uławicenia 



 

Asekwentne – ruch odbywa się częściowo wzdłuŜ spękań poprzecznych 



 

Insekwentne- w jednorodnym metriale 

Ze względu na budowę morfologii wyróŜniamy:  

Osuwiska na klifach morskich-powstałe na skutek podcinania brzegu morskiego 

Osuwiska dolinne – w lejach źródliskowych 

Osuwiska zboczowe, stoki podcięte przez erozje rzeczną  

47 

Stokowe – nie mające bezpośredniego związku z działalnością rzeki 

 

Przyczyny powstawania osuwiska: 

Bezpośrednie: 

-

wietrzenie: erozja, nawodnienie gruntu 

-wahanie kata nachylenia 

Pośrednie: zmiana konsystencji gruntu: 

-ubijanie, nasypywanie, zmiana spójności tarcia, ciśnienie spływowe wody, sufozja  

 

Obrywanie – swobodny spadek pojedynczych fragmentów skalnych przy niemal pionowych 

ścianach i jest najszybszą formą ruchów masowych.  

 

Osiadanie (subsydencja)- odbywa się wzdłuŜ pionowej, i ukośnej lub wklęsłej powierzchni 

poślizgu  a  przebiega  w  ten  sposób  ze  zachowane  jest  następstwo  warstw  i  struktura  utworu 

skalnego. 

 

EROZJA WĄWOZOWA 

Wąwozy to formy terenu utworzone w wyniku intensywnego spłukiwania na stokach 

uŜytkowanych  rolniczo.

 

Większość  wąwozów  powstała  w  ostatnim  tysiącleciu  w  wyniku 

intensywnej działalności rolniczej.Wąwozy rozwijają się w podłoŜu mało odpornym na erozje 

liniową,  ale  równocześnie  na  tyle  wytrzymałym,  Ŝe  mogą  się  w  nim  tworzyć  i  utrzymywać 

zbocza  o  duŜym  nachyleniu,  a  nawet  pionowe  ściany.  Szczególnie  predysponowane  do 

rozwoju  wąwozów  są  utwory  pyłowe,  (lessy)  oraz  piaszczysto-pylaste  (mułkowe)  osady 

dawnych jezior. Erozja wąwozowa zachodzi takŜe w pokrywach zwietrzelinowych, Polska – 

PłaskowyŜ  Nałęczowski,  Roztocze,  Okolice  Sandomierza,  PłaskowyŜ  Pruszowicki.  Wąwozy 

są  suchymi  dolinami  o  urwistych  zboczach  i  wąskim  nie  wyrównanym  dnie.  Początkowym 

stadium rozwoju wąwozów są bruzdy erozyjne

 

 

Materiał  spłukiwany  z  górnej  części  stoku  jest  osadzony  w  części  dolnej  i  nosi  nazwę 

deluwium. Deluwia są osadami drobnoziarnistymi, najczęściej plastyczno -pylastymi 

 

Uwarunkowania procesu sufozji 

Proces  sufozji  polega  na  wymywaniu  cząstek  gruntu  przez  strumienie  podziemne 

(ang.  -  piping),  niekiedy  proces  ten  określany  jest  jako  erozja  tunelowa

. 

Tworzące  się  ten 

48 

sposób kanały podziemne są zróŜnicowane pod względem średnicy od kilku mm do ponad 1 

m,  a  długość  złoŜonych  systemów  tuneli  morze  przekraczać  1km.  Zjawisko  sufozji  jest 

powszechne  w  lessach  oraz  utworach  ilastych.  Inicjalnymi  drogami  krąŜenia  wód  są 

powierzchnie  spękań  i  korytarze  drąŜone  przez  zwierzynę,  skoncentrowany  przepływ  morze 

tez zachodzić wzdłuŜ korzeni. Ponadto aby sufozja mogła zajść strumień wody musi mieć na 

tyle duŜą energie, aby mógł erozyjnie oddziaływać na ściany i dno tunelu.

 

 WaŜnym aspektem 

jest  równieŜ  obecność  warstwy  nieprzepuszczalnej  lub  słabiej  przepuszczalnej  na  większej 

głębokości. Wymuszają one przepływ warstwowy i powodują koncentracje erozji.

 

 

Rozwój dolin stokowych 

W  rozwoju  wąwozów  i  form  pośrednich  biorą  udział  róŜne  procesy  rzeźbotwórcze. 

Tworzenie  się  wąwozów  jest  inicjowane  przez  erozje,  powstałe  dno  doliny  jest  wyraźnie 

ścięte.  MoŜe  być  ono  połączone  z  dnem  doliny  rzecznej,  gdzie  duŜą  role  będzie  odgrywała 

wówczas  erozja  denna  lub  wsteczna,  co  będzie  poprowadziło  do  pogłębiania  koryta  i 

tworzenia  dolin  V  kształtnych.  Wzrost  ilości  wody  epizodycznie  płynącej  dnem  wąwozu 

potęguje  erozje  dna  i  powoduje  pogłębianie  formy  takŜe  w  niŜej  połoŜonych  odcinkach.  Za 

tym  postępuje  wzrost  nachylenia  zboczy,  na  których  dochodzi  do  obrywów  ,  a  wąwóz 

poszerza  się.  Obrywy  zapewniają  trwałość  pionowych  ścian  wąwozu  ale  oberwany  materiał 

skalny pozostaje u ich podnóŜa i w skutek braku stałego odpływu nie moŜe zostać usunięty. 

W  ten  sposób  z  upływem  czasu  profil  poprzeczny  wąwozu  ulega  złagodzeniu  a  wąwóz 

przybiera cechy parowu. Spełzywanie prowadzi do dalszego zmniejszania nachylenia zboczy.  

 

Zapobieganie erozji wodnej na stoku 

Efektem erozji wodnej na obszarach rolniczych jest erozja gleby. Erozja powoduje zdzieranie 

najbardziej  produktywnej  warstwy  przypowierzchniowej,  bogatej  w  związki  humusowe. 

Rozwój  natomiast  wąwozów  i  zapadlisk  sufozyjnych  doprowadza  do  fragmentacji  stoków  i 

trudności  w  dostępie  do  terenu.  Dlatego  problematyka  erozji  wodnej  na  stoku  ma  znaczenie 

praktyczne,  w  celu  powstrzymania  erozji  przeprowadza  się  orkę  wzdłuŜ  poziomic,  tworzy 

terasy rolnicze 

 

GEOLOGICZNA DZIAŁALNOŚĆ LODOWCÓW 

Erozja lodowcowa (glacjalna) wywołana jest takimi zjawiskami jak: 

Abrazja (retorsja) lodowcowa - procesy niszczenia mechanicznego podłoŜa przez lodowiec, 

prowadzą do wyrównania, wygładzania powierzchni 

49 

•

 

detersja – abrazyjne wygładzanie 

•

 

detrakcja  (wyorywanie)-  szlifowanie  i  rzeźbienie  gruboziarnistym  osadem 

transportowanym w stopie lodu.  

Egzaracja  (zdzieranie  )  lodowcowa  to  Ŝłobienie  skał  wskutek  usuwania  wyrwanego  i 

startego materiału skalnego 

 

Formy erozyjne polodowcowe: 



 

rysy lodowcowe - rowki w skałach biegnące w kierunku posuwania się lodowca  



 

wygłady – gładkie, wyślizgane powierzchnie 



 

barańce (mutony)- kopulaste wyniosłości podłoŜa, wygładzone i porysowane przez 

lodowiec 



 

Ŝłoby  (doliny  zlodowacone),  wygładzone  i  porysowane  do  wysokości  lodowca, 

podobne do litery U (np.: dolina Białej Wody w Tatrach) 



 

rygle  –  progi  skalne  w  poprzek  doliny,  są  często  pokryte  barańcami,  utrudniają 

odpływ wód i wskutek tego po ustąpieniu lodowca w zaryglowanych częściach dolin 

tworzą się jeziora np. dolina pięciu stawów w Tatrach. 



 

doliny wiszące – boczne doliny wiszące nad doliną główną. Widoczne są wtedy gdy 

lodowiec opuścił dolinę. 



 

 kary (cyrki lodowcowe) – zagłębienia w kształcie nisz otoczonych z 3 stron stromymi 

ścianami (Karkonosze). Kilka cyrków lodowcowych tworzy amfiteatr cyrkowy 



 

rynny polodowcowe wytworzone przez wody roztopowe płynące pod lodowcami 

(lądolodami) pod ciśnieniem hydrostatycznym (stąd wiele przegłębień w dnach 

rynien). Powszechne są na obszarze ostatniego zlodowacenia Europejskiego np.: w 

Polsce (Pomorze, Mazury), Szwecja, Finlandia, Niemcy. 



 

fiordy-długie, wąskie, kręte, zwykle głębokie doliny, U-kształtne zatoki morskie. Mają 

strome wygładzone stoki. Wiszące dolny boczne (Norwegia, Nowa Zelandia, Szkocja) 

Akumulacja lodowcowa 

morena boczna – tworzona wzdłuŜ bocznych krawędzi lodowca, zbudowana jest z rumoszu i 

głazów niesionych wzdłuŜ brzegów lodowca  

morena  środkowa  –  tworzona  w  miejscu  połączenia  dwóch  jęzorów  lodowcowych,  (Gdy 

dwa strumienie lodowca łącza się ze sobą, łączą się tez ich brzeŜne pasy moren. Wędrują one 

mniej więcej środkiem lodowca i tworzą rodzaj wału biegnącego środkiem doliny. 

50 

morena  denna  -    W  spodzie  lodowca  gromadzi  się  materiał  częściowo  pochodzący  z 

rumoszu częściowo zaś został oderwany od podłoŜa. Nagromadzona glina zawierająca Ŝwirki 

i głazy w spodzie lodowca to morena denna. 

morena czołowa akumulacyjna – tworzona przy czole stagnującego lodowca (lądolodu) z 

osadów wytapiających się z czoła lodowca (lądolodu).   

morena czołowa spiętrzona (wyciśnięcia) – tworzy się w czasie posuwającego się czoła 

lodowca i spiętrzania osadów podłoŜa i glacjalnych (np. Wzgórza Trzebnickie). 

Utwory fluwioglacjalne –wszelkiego rodzaju utwory luźne (głównie piaski i Ŝwiry) powstałe 

na  powierzchni  skorupy  ziemskiej  wskutek  nagromadzenia  materiału  przez  wody 

topniejącego  lodowca.  Maksymalnie  mogą  mieć  miąŜszość  około  20  m.  Są  one  najczęściej 

spotykana grupą osadów czwartorzędowych. 

Sandry  (stoŜki  napływowe)-  formy  powierzchniowe  Ziemi,  rozległe  piaszczyste  lub 

Ŝwirowe  równiny,  wachlarzowego  kształtu  powstałe  w  wyniku  budującej  działalności  wód 

roztopowych.W  Polsce  objęte  rozległymi  kompleksami  leśnymi  (Puszcza  Piska, 

Augustowska, Bory Tucholskie itp.). 

Oz - wał lub silnie wydłuŜony pagórek o wysokości najczęściej kilkunastu metrów i długości 

nawet kilkudziesięciu kilometrów, wyniesiony wskutek osadzania piasku i Ŝwiru przez wody 

płynące pod lodowcem lub w jego szczelinach. Jest długim, wijącym się wałem lub ciągiem 

pagórków. Ozy powstają podczas postoju lub cofania się lądolodu w czasie deglacjacji. Ozy 

są często spotykaną formą terenu w północnej Polsce. 

Kem –forma ukształtowania powierzchni ziemi: garb, pagórek lub stoliwo o wys. od kilku do 

kilkunastu metrów i średnicy kilkuset metrów, o kształcie stoŜka lub z płaskim wierzchołkiem 

i  stromymi  zboczami.  Tworzą  go  warstwowo  ułoŜone  piaski,  muły  i  Ŝwiry  osadzane  w 

szczelinach i zagłębieniach.  

Till ( kamienista gleba, glina morenowa) – scementowane kopalne moreny 

Drumliny- wąskie wzgórza zbudowane z osadów lodowcowych. Wzgórze jest wydłuŜone w 

kierunku ruchu lodu, a stok zwrócony w kierunku przeciwnym do kierunku ruchu lodu i jest 

bardziej stromy. 

Utwory limnoglacjalne – mułki, często rozwarstwiające się piaskami drobnoziarnistymi. Są 

one  efektem  sedymentacji  materiału  naniesionego  przez  potoki  fluwioglacjalne  do  zagłębień 

terenu, niewielkich krótkotrwałych zbiorników jeziornych.  

Zastoiska (jezioro zaporowe) - powstałe wskutek zatamowania przez czoło lub bok lodowca 

odpływu  jego  wód  z  topnienia.  Osady  powstałe  w  zastoisku  mają  naprzemienne  warstewki 

jaśniejsze i ciemniejsze.  

51 

Warwy  –  zespół  warstewek  jasnej  i  ciemnej  powstających  na  dnie  jeziora  zastoiskowego. 

Warstwy jasne zawierają ziarna grubsze i powstają w okresie letnim, kiedy lodowiec topniał 

szybciej i wypływały z niego wody o silniejszym prądzie. Zbiornik wodny nie był przykryty 

lodem, toteŜ osady mogły się utleniać i uzyskać jasne zabarwienie. Warwy ciemne powstały 

w zimie z drobniejszego materiału osadzającego się, kiedy powierzchnia zastoiska zamarzała, 

a  topnienie  było  bardzo  powolne  lub  zupełnie  ustawało.  W  taki  sposób  tworzyły  się  iły 

warwowe 

Pradoliny – szerokie doliny o płaskim dnie utworzone w czasie cofania się lądolodu na jego 

przedpolu, równolegle do jego czoła z wód rzecznych i wód lodowcowych. 

Pradoliny w Polsce: 

•

 

Odra – Łaba 

•

 

Barycko – Głogowska 

•

 

Warszawsko-Berlińska,  

•

 

Toruńsko-Eberzwaldzka. 

Zlodowacenia plejstoceńskie na terenie Polski 

I Zlodowacenie Narwi 

- objęło północno – wschodnią część Polski 

II Zlodowacenie Południowo – Polskie (Krakowskie lub Sanu) 

- dotarło do Sudetów, Karpat i przez Bramę Morawską poza granice Polski. Pozostałościami 

po tym zlodowaceniu o największym zasięgu są: głazy narzutowe, resztki moren i Ŝwiry. 

III Zlodowacenie Środkowo – Polskie 

-sięgało po Sudety, w środkowej Polsce po WyŜyny Kielecką, Sandomierską i Lubelską. 

IV Zlodowacenie Północno-Polskie (Bałtyckie) 

-objęło  nizinę  wielkopolsko  –  kujawską,  pas  pojezierzy  i  pas  nizin  nadmorskich.  Na  tych 

terenach  ślady  działalności  lodowców  są  świeŜe.  Występują  jeziora  rynnowe,  moreny 

czołowe, równiny sandrowe, ozy, kemy. 

W  plejstocenie  (czwartorzęd)  zlodowaceniu  uległy  Tatry  i  najwyŜsze  części  Karkonoszy 

(Sudety) 

 

GEOLOGICZNA DZIAŁALNOŚĆ WÓD PŁYNĄCYCH  

Geologiczna  działalności  rzek  w  znacznym  stopniu  wpływa  na  rzeźbę  terenu.  Rzeka  ma 

zdolności  erodujące,  transportujące  oraz  akumulujące  (sedymentacyjne).  Zdolność 

erodowania  rzeki  zaleŜy  od  siły  wynikającej  z  siły  cięŜkości  (cięŜaru  wody)  i  oporu 

52 

stawianego przez tarcie o dno i brzegi koryta. Masa i prędkość rzeki wytwarza energię dzięki 

której  rzeka  wykonuje  prace  geomorfologiczną.  Energia  wytwarzana  przez  rzekę  zaleŜy 

ponadto od spadku i przekroju poprzecznego koryta. 

Erodowanie – to proces niszczący 

Akumulacja – jest natomiast procesem twórczym 

Erozyjna działalność rzek - polega na Ŝłobieniu powierzchni terenu, na wcinaniu się rzeki w 

podłoŜe i tworzeniu dolin. 

•

 

Powstawanie  otoczaków  (obtoczonych  odłamków  skalnych).  Otoczaki  w  miarę 

dalszej wędrówki staja się coraz mniejsze, przechodząc w piasek i muł. 

•

 

Rodzaje erozji w duŜych rzekach 

-  wgłębna  (denna),  polega  na  pogłębianiu  koryta  rzecznego.  Występuje  w  rzekach  o  duŜym 

spadku. Powstają doliny V kształtne 

-wsteczna,  ma  miejsce  gdy  woda  spadająca  z  większej  wysokości  podcina  podstawę 

wodospadu, co powoduje jego cofanie się w górę rzeki. W wyniku działania erozji wstecznej 

początek rzeki cofa się w górę, co prowadzi do przecięcia działu wód lub grzbietu górskiego. 

-boczna, w jej efekcie mogą powstawać meandry (zakola) i starorzecza 

 

Procesy erozyjne w korytach rzecznych 



 

Korozja chemiczna (podłoŜe ze skał rozpuszczalnych) 



 

Abrazja (ścieranie przez transportowanie materiału okruchowego) materiał musi być 

twardszy niŜ dno np. kwarcyt – łupek 



 

Eworsja (Ŝłobienie dna przy ruchu wirowym wody) 

 

ZaleŜność dolin od struktury podłoŜa 

•

 

Warstwy poziomo ułoŜone nie wpływają na kształt doliny rzecznej 

•

 

Zaburzenia w ułoŜeniu skał mogą ułatwiać lub utrudniać erozję 

-doliny konsekwentne – tworzą się jako pierwsze, są zgodne z kierunkiem upadu warstw 

- doliny obsekwentne – rzeka płynie w kierunku przeciwnym do kierunku upadu warstw 

-doliny  subsekwentne  –  rzeka  płynie  w  kierunku  równoległym  do  biegu  warstw.  Kształt 

doliny jest asymetryczny 

•

 

Zjawisko inwersji rzeźby terenu 

53 

Erozja działająca w strefach antyklinarnych ze względu na obecność skał miękkich powoduje 

erozje w synklinach. W antyklinach zostają wycięte doliny a synkliny tworzą pasma wzgórz  

np.: antyklina Chęcin, Babia Góra, Gorce 

•

 

Rzeźba  resekwentna  –  rozwija  się  gdy  rzeka  płynie  w  antyklinie,  natrafi  na  twarde 

skały i erozja rozwija się na boki w stronę synklin i doliny się tam przesuwają 

•

 

Doliny  uskokowe  –  rozwijają  się  w  liniach  uskoków  są  zwykle  dolinami 

przełomowymi. 

 

 

Przykłady dolin: 

Gardziel  –  typowe  dla  obszarów  górskich  o  duŜych  róŜnicach  wysokości.  Gardziel  jest 

wyŜłobiona  w  litej  skale.  Odzwierciedla  przewagę  erozji  dennej  nad  procesami  stokowymi. 

Tworzeniu się gardzieli sprzyja duŜa odporność podłoŜa: 

Jar  –  nieco  szerszy  od  gardzieli,  koryto  nie  zajmuje  całej  szerokości  dna.  Szczególną 

odmianą  jaru  jest  kanion  czyli  dolina  o  cechach  jaru,  wycięta  w  płycie  zbudowanej  ze  skał 

osadowych. RóŜne odporności poszczególnych ławic skalnych powodują róŜną intensywność 

niszczenia skał 

Doliny wciosowe – powszechne  w obszarach górskich –doliny V – kształtne. 

Doliny płaskodenne – gł. rzeki jednokorytowe o pojedynczym nurcie i rzeki wielokorytowe. 

Są to często doliny połoŜone na przedpolu lodowca i obszarach nizinnych 

 

Akumulacja rzeczna i jej formy 

Akumulacja  rzeczna  ma  miejsce  gdy  spada  prędkość  i  powstają  tzw.  aluwia  (Ŝwiry,  piaski, 

muły, iły). Utworami aluwialnymi są: 

-mielizny korytowe (łachy) – wysepki na rzece 

-wały odsypowe (meandry odsypowe) 

-osady piaszczyste z ripplemarkami (zmarszczkami) 

-stoŜki napływowe – tworzą się gdy mała rzeka wpada do większej. 

 

Terasy  -  spłaszczenia  terenu  (półki,  stopnie)  występujące  na  róŜnych  wysokościach  w 

dolinie, pochylone w stronę koryta a takŜe zgodnie z biegiem rzeki 

 

 

 

54 

Rodzaje terasów: 

•

 

erozyjne – wcięte w skałach litych doliny 

•

 

akumulacyjne – są zbudowane z osadów rzecznych takich jak Ŝwiry, piaski i muły 

•

 

erozyjno-akumulacyjne 

•

 

włoŜone  –  występują  na  północnych  stokach  Karpat  i  Sudetów.  Ich  powstanie 

związane  jest  z  fazami  zlodowaceń.  Lodowiec  kontynentalny  dotarł  do  Karpat  i 

Sudetów  powodując  zatamowanie  rzek  płynących  na  północ.  Podniosła  się  podstawa 

erozji (baza erozyjna)  i rzeki zasypywały swe doliny do kilku dziesięciu metrów. Po 

cofnięciu  się  lodowca  (obniŜenie  podstawy  erozyji)  rzeka  rozcięła  erozyjnie 

zasypywane doliny (3x)

 

 

RZEŹBOTWÓRCZA DZIAŁALNOŚĆ WIATRU 

Wiatr dzięki swej zdolności do unoszenia, transportu i akumulacji drobnego materiału takiego 

jak  pył,  piasek  moŜe  formować  powierzchnię  Ziemi.  Tę  rzeźbotwórczą  działalność  wiatru 

nazywamy  działalnością  eoliczną.  Jak  kaŜdy  czynnik  egzogeniczny  wpływa  on  na  rzeźbę  w 

trojaki sposób: 

 - niszczy 

-transportuje materiał który powstał na skutek procesów niszczących 

-buduje, osadza materiał który transportował 

Erozja eoliczna przyjmuje dwie formy  

•

 

deflacja  -wywiewanie  cząstek  mineralnych,  prowadzi  do  powstawania  tzw.  niecek 

deflacyjnych, rynien, wanien, mis deflacyjnych, bruku deflacyjneg . 

•

 

korazja -zarysowanie, ścieranie i drąŜenie skał przez uderzanie ziarnami mineralnymi 

niesionymi przez wiatr, w wyniku tego procesu powstają grzyby i łuki skalne,  

Podatność powierzchni do erozji eolicznej jest funkcją kilku zmiennych: 

-wielkości ziaren. Najbardziej podatnymi na wywiewanie jest gruby pył oraz drobny i średni 

piasek 

-wilgotność  podłoŜa,  większa  wilgotność  zwiększa  kohezje  i  utrudnia  w  ten  sposób 

wywiewanie 

-stopień porośnięcia przez rośliny. Pokrywa roślinna chroni podłoŜe przed wywiewaniem 

-ukształtowanie powierzchni terenu,  

Transport eoliczny 

Piasek i pył moŜe być transportowany przez: 

55 

•

 

suspensję czyli w stanie zawieszonym (ziarna poniŜej 0,2 mm)

 

•

 

trakcję, czyli popychanie i toczenie 

 

•

 

 saltację, czyli podrzucanie ziarn i odbijanie od powierzchni (skokami) 

 

 

Budująca działalność wiatru 

Wydmy – wzniesienia (wzgórza, pagórki) utworzone z piasku transportowanego przez wiatr. 

Najpospolitsza forma akumulacji eolicznej.  

Miejsce tworzenia się wydm: 

-obszary  o  łatwym  zwiewaniu  np.:  pustynie,  wybrzeŜa  morskie,  szerokie  doliny  rzeczne. 

Aktywne  wydmy  występują  równieŜ  w  klimacie  wilgotnym  –  jeśli  została  przetrzebiona 

pokrywa  roślinna,  a  piasek  jest  wyeksponowany  bezpośrednio  na  powierzchni.  Ciągłe 

oddziaływanie  na  ich  powierzchnie  wiatru  sprawia,  Ŝe  są  one  tworami  dynamicznymi  , 

podlegającym zarówno zmianom kształtu jak i połoŜenia. 

Wydmy zbudowane są z piasku kwarcowego, piasków wapiennych, czasami gipsowych.  

W Polsce obszarami wydmowymi są : Puszcza Kampinoska, Pustynia Błędowska, Słowiński 

Park Narodowy 

Typy wydm 

Barchany (sierpowate) –występują na ergach (pustyniach piaszczystych) przy umiarkowanej 

sile  wiatru  zwrócone  są  wypukłą  częścią  pod  wiatr  a  rogi  mają  skierowane  zgodnie  z 

kierunkiem wiatru. Barchany mają około 30 m wysokości i 500 m długości. NaleŜą do wydm 

ruchomych. Rozwijają się przy niewielkiej dostawie piasku

. 

Wydmy poprzeczne – tworzą się nad brzegiem morza równolegle do niego a prostopadle do 

kierunku wiatru. Mają grzbiety wydłuŜone. To długie lekko kręte wały.  

Wydmy  paraboliczne  –  (wymuszone)  łukowe  powstają  przy  przewadze  jednego  wiatru.  Są 

to  formy  aktywne,  przemieszczające  się  w  kierunku  jednego  kierunku  wiatru.  W  planie  są 

jakby odwróconymi barchanami, ale osiągają znacznie większe rozmiary.

  

Wydmy podłuŜne są symetryczne, grzbiet zajmuje pozycje osiowa a stok usypiskowy moŜe 

występować  na  przemian  po  obu  stronach  linii  grzbietowej.  Przyjmuje  się,  Ŝe  wydmy 

podłuŜne powstają gdy dwa kierunki wiatru sa dominujące. 

Wydmy  gwiaździste  (piramidalne)  -  mają  kształt  wielościennej,  nieregularnej  piramidy, 

powstają  gdy  wiatr  wieje  z  kilku  róŜnych  kierunków.  Są  to  wydmy  stałe,  na  Saharze  pełnią 

rolę drogowskazów. 

Współczesne osady pustyniowe 

56 

Wydmy  rzadko  występują  pojedynczo.  Najczęściej  tworzą  skupienia,  które  mogą  zajmować 

bardzo duŜe obszary pozbawione zazwyczaj roślinności są to pustynie. Są one zlokalizowane 

w strefach międzyzwrotnikowych oraz na wybrzeŜach. 

 

Podział pustyń ze względu na budowę: 

 

Ergi – pustynie piaszczyste 

 

Gibber i serir – pustynie Ŝwirowe np.: Pustynia Simpsona w Australii  

 

Hamady – kamieniste (skaliste) np.: Hamada al. Hamra w pn Afryce  

 

Takyry – pustynie ilaste np.: części pustyni Gobi 

 

 Lodowe – obszary zlodowacone 

Podział pustyń ze względu na genezę 



 

Pustynie  zwrotnikowe  –  ich  powstanie  wiąŜe  się  z  cyrkulacją  powietrza  w  strefie 

międzyzwrotnikowej  



 

Pustynie  śródgórskie  –  tworzą  się  za  wielkimi  pasmami  górskimi  lub  w  centralnej 

części kontynentów z dala od wybrzeŜa 



 

Pustynie  które  powstają  na  wybrzeŜach,  na  skutek  działania  zimnych  prądów 

morskich np.: Pustynia Atakama. 

Less to typowy osad akumulacji eolicznej (Opis lessu strona…) 

Lessy na Świecie: Mongolia, Turkmenistan, Chiny, Islandia, Alaska, Europa Środkowa 

Lessy  w  Polsce:  Przedgórze  Karpat,  lubelskie,  pół-wsch.  stoki  Gór  Świętokrzyskich,  wsch. 

zbocza Jury Krakowsko – Wieluńskiej, pół. zbocza Sudetów 

 

RZEŹBOTWÓRCZA DZIAŁLONOŚC CZŁOWIEKA 

Współcześnie rolę czynnika wiodącego w przekształcaniu rzeźby przejmuje człowiek. 
Działalność człowieka wpływa m .in. na: 

•

 

zabudowa stoków; 

•

 

regulacja rzek; 

•

 

eksploatacja kopalin i surowców skalnych; 

•

 

 instalacja ciągów transportowych; 

•

 

 budowa obiektów uŜytkowych 

 

 

 

 

 

 

 

57 

4.

 

BUDOWA GEOLOGICZNA POLSKI Z UJĘCIEM PODKARAPACIA 

 

Na terenie Polski moŜemy wyróŜnić 10 jednostek tektonicznych (fig.1): 

1. Platforma Wschodnio-europejska: 

•

 

jest najstarszym elementem budowy geologicznej Polski, 

•

 

tworzą ją skały metamorficzne i magmowe przykryte płytą osadową,  

•

 

podlegała ruchom tektonicznym w prekambrze, 

•

 

występuje NE Polsce. Na zachodzie kończy się linią dyslokacyjną (linią T-T) biegnącą 

od Kołobrzegu po Przemyśl,  

•

 

na jej obszarze w obrębie Polski wyróŜniamy 6 jednostek. 

2. Sudety: 

•

 

powstały  w  orogenezie  hercyńskiej  ale  naleŜy  pamiętać,  Ŝe  ich  wschodnia  część 

została po raz pierwszy sfałdowana w orogenezie kaledońskiej, 

•

 

mają  budowę  zrębową,  ruchom  tektonicznym  podlegały  w  czasie  orogenezy 

alpejskiej. 

3.  Góry  Świętokrzyskie  –  zostały  sfałdowane  zarówno  w  orogenezie  kaledońskiej  jak  i 

hercyńskiej dlatego zalicza się je do hercynidów. 

4. Zapadlisko Śląsko – krakowskie,  

•

 

powstało  na  przedpolu  Sudetów  jako  zapadlisko  podgórskie  w  czasie  orogenezy 

hercyńskiej, 

•

 

w jego obrębie występują liczne pokłady węgla kamiennego. 

5. Wał kujawsko – pomorski 

•

 

powstał w erze mezozoicznej na skutek sfałdowania osadów zalegających w płytkim, 

epikontynentalnym  morzu,  rozciągającym  się  w  tzw.  bruździe  polsko  –  duńskiej 

pomiędzy Górami Świętokrzyskimi a Danią, 

•

 

obszar  ten  znajdował  się  w  suchym  i  gorącym  klimacie  co  sprzyjało  wytrącaniu  się 

soli i gipsów, 

•

 

sole kamienne występują na obszarze wału w formie diapirów (wysadów solnych) i są 

eksploatowane np. w Kłodawie. 

6. Niecka BrzeŜna 

•

 

powstała  w  tym  samym  okresie  co  Wał  kujawsko  –  pomorski,  po  jego  wschodniej 

stronie, 

•

 

graniczy z platformą wschodnio-europejską. 

58 

7. Niecki: szczecińska, mogileńska, łódzka i miechowska 

•

 

leŜą po zachodniej stronie wału i powstały razem z nim w mezozoiku 

8. Monoklina Przedsudecka 

•

 

powstała w mezozoiku 

9. Karpaty 

•

 

są  to  młode  góry  fałdowe,  powstałe  na  skutek  ruchów  górotwórczych  orogenezy 

alpejskiej, 

•

 

mają budowę płaszczowinową, 

•

 

powstały na skutek zamykania się geosynkliny oceanu Tetydy, który rozciągał się na 

południu Europy 

Z geologicznego punktu widzenia dzielą się na 3 jednostki 



 

Tatry  –  ich  część  granitowa  (Tatry  Wysokie)  to  intruzja  magmowa  wieku 

hercyńskiego.  Na  ten  trzon  krystaliczny  nasunęły  się  płaszczowiny:  wierchowa  i 

reglowa, które powstały w orogenezie alpejskiej 



 

Pieniński pas skałkowy 



 

Karpaty fliszowe (czyli Beskidy i Bieszczady).  

10. Zapadlisko Przedkarpackie 

•

 

jest  zapadliskiem  przedgórskim,  które  powstało  na  skutek  wypiętrzenia  się  Karpat  w 

orogenezie alpejskiej 

 

 

59 

 

 

Rys.1 Mapa przedstawiająca jednostki tektoniczne Polskie, skala 1:500 000. 

 

JEDNOSTKI GEOLOGICZNE województwa podkarpackiego: 

1 – Zewnętrzne Karpaty Fliszowe; 

2 – Zapadlisko Przedkarpackie; 

3 – Zrąb tektoniczny Roztocza i WyŜyny Lubelskiej; 

 

Karpaty fliszowe zewnętrzne  

Osady budujące Karpaty Zewnętrzne tworzyły się od Górnej Jury poprzez całą Kredę, 

Paleogen  aŜ  do  Miocenu,  kiedy  nastąpiło  fałdowanie  Karpat.  Głównym  osadem  budującym 

Karpaty jest flisz. Flisz powstał z osadów, które odkładały się w coraz płytszej geosynklinie z 

nowo wypiętrzonych gór. Składa się on z naprzemienne ległych warstw piaskowców, łupków, 

wapieni  i  margli.  Osady  te  później  zostały  sfałdowane  tworząc  płaszczowiny,  z  których 

powstała ta część Karpat 

Zapadlisko przedkarapckie 

•

 

leŜy na północ od Karpat  

•

 

głębokość utworów 3-4 tyś. metrów,  

60 

•

 

wiek utworów to miocen - głównie młodszy trzeciorzęd  

•

 

litologia – muły, iły, piaskowce, mułowcowe utwory ilaste.  

 
Zrąb tektoniczny Roztocza 

•

 

jest zbudowany z wapiennych utworów wieku kredowego (opoki, margle, piaskowce, 

wapienie) 

•

 

stromym progiem wznosi się nad Kotliną Sandomierską, jest to próg tektoniczny; 

•

 

wzgórza są typu ostańcowego, mają deniwelacje 80-110 m, a wysokości bezwzględne 

300-350 m n.p.m.; 

•

 

występują formy krasowe; 

•

 

w  rzeźbie  są  czytelne  cechy  neotektonicznego  podnoszenia  Roztocza  (progi  rzeczne, 

ostre krawędzie zrębowych wzgórz i rowów tektonicznych)  

 

Powstanie utworów fliszowych i molasowych na Podkarpaciu 

Karpaty  w  granicach  Polski  są  częścią  wielkiego  pasma  górskiego,  które  od  okolic  Wiednia 

ciągnie się łukiem przez terytorium Słowacji, Czech, Polski, Ukrainy, Rumuni aŜ po przełom 

Dunaju.  Pasmo  to  jest  częścią  młodych  gór  fałdowych  określanych  Alpidami.  Alpidy 

wschodniej  półkuli  powstały  na  miejscu  rozległego  oceanu  Tetydy,  którego  historia 

rozpoczęła  się  jeszcze  w  paleozoiku.  Ten  wielki  basen  morski  przybrał  stopniowo  charakter 

morza  geosynklinalnego.  Morza  tego  typu  charakteryzują  się  urozmaiconym  reliefem  dna 

morskiego  ze  strefami  głębokowodnymi  oraz  silnym  wulkanizmem.  Osady  mórz 

geosynklinalnych  wykazują  duŜą  miąŜszość  do  kliku  tysięcy  metrów  oraz  mają  duŜą 

zmienność w profilu pionowym jak i poziomym. Ewolucja geosynklin prowadzi do ustąpienia 

morza  z  ich  obszaru,  sfałdowania  osadów  i  utworzenia  się  pasma  gór  fałdowych  na  miejscu 

dawnego,  głębokiego  nieraz  morza.  W  końcowym  stadium  rozwoju  geosynkliny  na  jej 

obszarze  pojawiają  się  śródgeosynklinalne  wypiętrzenia  określane  jako  kordyliery.  Stają  się 

one  obok  lądów  obrzezających  geosynklinę,  bogatym  źródłem  materiałów  dla  osadów.  Te 

właśnie  osady,  tworzone  w  warunkach  duŜej  ruchliwości  dna,  ale  jeszcze  przy  znacznej 

głębokości  niektórych  jego  stref,  określamy  jako  flisz.  Następnym  etapem  juŜ  w  czasie 

formowania  się  pasm  górskich,  na  ich  przedpolu  tworzą  się  osady  określane  jako  molasy. 

Powstają  głównie  z  niszczenia  skał  osadowych  utworzonych  na  wcześniejszych  etapach 

geosynkliny.  Molasy  tworzą  się  jeszcze  w  zbiornikach  morskich  lub  juŜ  wysłodzonych 

zbiornikach.  W  odciętych,  wyparowujących  częściach  tego  resztkowego  morza  mogą 

61 

powstawać  warunki  lagunowe,  w  efekcie  których  obok  piasków  i  iłów    tworzą  się  równieŜ 

osady chemiczne, jak gipsy , sole kamienne, sole K-Mg.  

Część  Karpat  leŜąca  w  obrębie  województwa  podkarpackiego  zbudowana  jest  głównie  z 

utworów fliszowych, które utworzyły się jako ciągły profil osadów w kredzie i paleogenie a 

wiec  przy  końcu  ery  mezozoicznej  i  na  początku  ery  kenozoicznej.  Jest  to  część  Karpat 

zewnętrznych  która  została  wynurzona  i  sfałdowana  po  zakończeniu  sedymentacji  fliszowej  

na przełomie paleogenu i neogenu. Karpaty wewnętrzne na terytorium Polski reprezentowane 

są przez Tary i flisz Podhalański które to przeszły  stadium silnych  fałdowań juŜ w kredzie . 

Granice  pomiędzy  Karpatami  zewnętrznymi  i  wewnętrznymi  stanowi  PPS.  Jest  to  wąska 

strefa utworów triasowych, jurajskich, kredowych i paleogeńskich.  

Na  przedpolu  wynurzonych  i  sfałdowanych  z  początkiem  neogenu  Karpat  zewnętrznych 

uformował  się  wąski  zbiornik  morski  określany  mianem,  rówu  przedgórskiego  (zapaliskiem 

przedkarpackim).  W  ciągu  miocenu  zaznaczały  się  na  terenie  zanurzonego  i  sfałdowanego 

pasma  fliszowego  oraz  w  strefie  rowu  przedgórskiego,  w  którym  trwała  sedymentacja 

utworów  molasowych,  kolejne  fazy  górotwórcze.  Ich  efektem  było  dalsze  przesuwanie 

zbiornika  morskiego  ku  północnemu  wschodowi  oraz  dalekie  nasuniecie  sfałdowanych  mas 

fliszowych  Karpat  na  molasowe  osady  wewnętrznej,  południowej  części  rowu 

przedgórskiego. Sfałdowaniu uległa przy tym część osadów miocenu.  

U  schyłku  miocenu  morze  całkowicie  ustąpiło  z  przedpola  polskich  Karpat.  Rów 

przedgórski  wypełniony  molasowymi  osadami  miocenu  o  miąŜszości  sięgającej  na  południe 

od  Lubaczowa  do  4000  m,  określany  jest  mianem  zapadliska  pzredkarpackiego.  Z  tym 

właśnie regionem geologicznym graniczą na północy Karpaty fliszowe. 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

62 

5.

 

RODZAJE MAP GEOLOGICZNYCH 

 

Mapa  jest  obrazem  Ziemi  lub  jej  fragmentu  wykonanym  w  określonym  zmniejszeniu. 

Mapy  są  tworzone  w  oparciu  o  matematyczną  konstrukcję,  przedstawiającą  treść  dzięki 

zastosowaniu  umownych  znaków.  Prawidłowo  wykonana  mapa  powinna  być  dokładna, 

zwierać  istotne  treści  stosowane  do  skali  i  być  czytelna.  KaŜda  mapa  jest,  skonstruowana  w 

określonej skali, którą naleŜy rozumieć jako stosunek między odległością dwóch punktów na 

mapie  a  odległością  na  powierzchni  Ziemi.  Inaczej  mówiąc  skala  mapy  informuje  o  stopniu 

zmniejszenia.  Mapa  geologiczna  słuŜy  do  graficznego  przedstawienia  faktów  geologicznych 

w  określonej  skali,  na  podkładzie  topograficznym.  Wykonuje  się  je  dla  określonych  potrzeb 

praktycznych i teoretycznych.  

 

Mapy geologiczne, ze względu na skalę dzielimy na: 

•

 

ogólne, 1 : 1000000 i powyŜej; 

•

 

przeglądowe, 1 : 500 000 - 1 : 300 000 

•

 

podstawowe, 1: 200 000 - 1 : 100 000  

•

 

szczegółowe, 1 : 50 000 - 1: 10 000  

•

 

plany geologiczne, 1 : 5000 i poniŜej. 

  

Ze względu na treści wyróŜniamy m. in. mapy: 

•

 

stratygraficzne (przedstawiają wiek skał i ich następstwo), 

•

 

 litologiczne (prezentują podstawowe właściwości fizykochemiczne skał),  

•

 

tektoniczne (charakter ułoŜenie skał), 

•

 

 geologiczno - inŜynierskie (charakteryzują warunki posadowienia budowli), 

•

 

surowcowe (rozmieszczenie kopalin uŜytecznych), 

•

 

 geofizyczne  (właściwości  magnetyczne,  radioaktywność  skał,  mapa  przedstawiająca 

rozmieszczenie  anomalii  magnetycznych  lub  grawimetrycznych  na  powierzchni 

Ziemi, 

•

 

 hydrogeologiczne (ilość i jakość wód podziemnych), 

 

Ze względu na stopień odkrycia dzielimy mapy na zakryte i odkryte. 

Mapy zakryte przedstawiają wszystkie utwory występujące na powierzchni terenu, natomiast 

na  mapach  odkrytych  pomijane  są  młodsze  utwory  nadkładu  np.  mapa  geologiczna  bez 

63 

utworów  czwartorzędowych  (np.:  Mapa  geologiczna  Polski  bez  utworów  kenozoiku 

1:1000000) 

 

Elementami mapy geologicznej są: 

•

 

Wycinek terenu z przestrzennie rozrysowaną jego budową; 

•

 

Legenda mapy (barwy i oznaczenia typu oraz wieku skał); 

•

 

Objaśnienia znaków petrograficznych; 

•

 

Profil  litostratygraficzny;  to  graficzne  przedstawienie  kolejności  występowania 

utworów  geologicznych  na  danym  obszarze.  W  nie  zaburzonych,  poziomo 

zalegających warstwach skalnych, utwory najstarsze znajdują się na dole, najmłodsze 

na górze, co odpowiada kolejności ich osadzania się. 

•

 

Przekrój  geologiczny;  jest  to  zmniejszony,  graficzny  obraz  budowy  geologicznej 

powstały w wyniku przecięcia wycinka skorupy ziemskiej z płaszczyzna pionowa. 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

64 

 

 

 

 

Materiał źródłowy do pozycji „Zarys geologii i geomorfologii”: 

 

Migoń P.,2006 – „Geomorfologia”,  PWN Warszawa 

KsiąŜkiewicz M., 1972 – „Geologia dynamiczna”, Wydawnictwo Geologiczne 

Klimaszewski M., 1995- „Geomorfologia”, PWN Warszawa 

Allen P.A, - „Procesy kształtujące powierzchnię Ziemi”,  PWN Warszawa 

Mizerski W., 2010– „Geologia dynamiczna”, PWN Warszawa 

Mizerski W., 2002-”Geologia dynamiczna dla geografów”, PWN Warszawa 

Bolewski A., Parachoniak W.,1982 - „Petrografia”, Wydawnictwo Geologiczne  

Czubla  P.,  Mizerski  W.,  Świerczewska  -  Gładysz  E.  2008-„Przewodnik  do  ćwiczeń  z 

geologii”, PWN Warszawa