9

OSADY KRZEMIONKOWE

Termin osadowe skały krzemionkowe stosuje się do utworów o bardzo
różnej zawartości S i 0

2

i różnorodnej genezie. Przedmiotem rozważań

w niniejszym rozdziale będą tylko skały, w których krzemionka stanowi
składnik dominujący. W stosunku do pierwotnego osadu skały krzemion­

kowe są z reguły silnie zmodyfikowane przez procesy diagenetyczne.

Zgodnie z ogólnymi ramami tej książki zostaną tu poruszone tylko nie­

które zagadnienia związane z etapem wczesnej diagenezy. Pominięte zo­

staną też, jako utwory metasomatyczne, skały zsylifikowane.

Większość skał krzemionkowych jest pochodzenia organicznego,

mimo, że szczątki organizmów mogą być w nich stosunkowo rzadkie
wskutek procesów rozpuszczania i wtórnego strącania Si0

2

, zachodzą­

cych zarówno w świeżym osadzie, jak i w czasie późniejszych etapów
diagenezy.

Skupienia krzemionki występują w skałach osadowych w dwu za­

sadniczych postaciach: jako utwory warstwowane, które za Sujkowskim

(1932) będą określane mianem rogowców i w postaci konkrecji.

Konkrecje i rogowce zbudowane są z mikro- lub kryptokrystalicz-

nej odmiany kwarcu — chalcedonu. Pierwotnie jednak krzemionka wy­
stępowała w nich w postaci amorficznej, i dopiero podczas diagenezy
uległa przekształceniu w odmianę krystaliczną. Przemawiają za tym m.in.
obserwacje kenozoicznych osadów krzemionkowych w oceanach, w któ­
rych bezpostaciowy opal A, budujący elementy szkieletowe, przechodzi
w niskotemperaturowy krystobalit (tzw. opal CT), a ten w chalcedon

(Calvert 1977). Z kolei chalcedon z upływem czasu ulega rekrystalizacji

w kwarc bardziej grubokrystaliczny. Proces ten znacznie przyśpiesza
podwyższona temperatura. O ile np. w temperaturze 25° potrzeba około

180 min lat, aby nastąpiła jego całkowita rekrystalizacja, to w tempera­

turze 200° wystarcza zaledwie 47 lat (Blatt et al. 1980).

352

OSADY KRZEMIONKOWE

KRZEMIONKA W WODZIE MORSKIEJ

Olbrzymia większość osadów krzemionkowych jest pochodzenia mor­
skiego. Utwory lądowe, takie jak jeziorne ziemie okrzemkowe, czy mar­
twice krzemionkowe, są zjawiskami lokalnymi i nie grają wśród skał
osadowych poważniejszej roli.

W wodzie morskiej krzemionka występuje głównie w postaci roz­

tworu kwasu krzemowego (H

2

SiO

4

. Jej przeciętna zawartość w ocea­

nach jest rzędu 3 ppm* (Goldberg 1963). W strefie fotycznej, gdzie jest
ona zużywana w znacznej mierze przez organizmy planktoniczne, ilość
jej spada poniżej średniej i waha się w granicach od 1 do 3 ppm. Głę­
biej stężenie krzemionki w wodzie wzrasta, osiągając około 4000 m war­

tości maksymalne, wynoszące 5—14 ppm; na większych głębokościach
zaznacza się powolny jej spadek (Hood 1966).

Jednym z głównych źródeł krzemionki w wodach oceanicznych są

minerały ilaste znajdujące się w osadach morskich, z których jest ona
uwalniana w procesach wczesnej diagenezy (Keene & Kastner 1974).
Znacznie mniejsze jej ilości pochodzą z rozpuszczania krzemionkowych
elementów szkieletowych. Łącznie oba te procesy dostarczają około
4,3 X 10

9

t S i 0

2

rocznie (Berger 1970). Drugim ważnym źródłem krze­

mionki są rzeki. Znoszą one z lądu 3,2 do 4,3 X 10

8

t S i 0

2

rocznie (Gold­

berg 1963, Livingstone 1963). W wodach rzecznych krzemionka jest trans­
portowana głównie w postaci roztworu rzeczywistego, którego stężenie
może dochodzić do 35 ppm (Clarke 1924). Niewielkie jej ilości są dostar­
czane również przez ekshalacje wulkaniczne i halmyrolizę skał wulka­
nicznych.

Rozpuszczalność krzemionki zależy od jej postaci. Największą rozpuszczalność,

wynoszącą w temperaturze 25°C 100 do 140 ppm, ma żel krzemionkowy, kolejno coraz
słabiej rozpuszcza się opal, chalcedon i kwarc, który według obliczeń Sievera (1957)
osiąga równowagę z roztworem już przy stężeniu 7 do 14 ppm. Proces rozpuszczania
przebiega jednak bardzo wolno. W przypadku opalu pochodzącego z skorupek okrze­
mek uzyskano w doświadczeniach po dwu latach roztwór o stężeniu wynoszącym
34 ppm, które ciągle jeszcze wzrastało (por. Krauskopf 1959).

Istotny wpływ na rozpuszczalność wszystkich postaci krzemionki ma temperatura.

Rozpuszczalność bezpostaciowej krzemionki przy 0°C wynosi 50 do 80 ppm i wzrasta
do 360—420 ppm przy 100°C. Natomiast, wbrew szeroko cytowanym poglądom Corrensa

(1941), nie zależy ona od pH w zakresie jego wartości od 1—9,5 (Siever 1962). Szybki
wzrost rozpuszczalności następuje dopiero przy pH powyżej 9 (Krauskopf 1959). W sła­

bo alkalicznych roztworach, jakie spotyka się zazwyczaj w warunkach naturalnych (pH
wód morskich waha się przeważnie w granicach od 7,36 do 8,3), nie jest ona bardziej
rozpuszczalna niż w roztworach kwaśnych (por. ryc. 1-5).

Rozpuszczalność krzemionki zmniejszają jony mające zdolność tworzenia krzemia­

nów, jednym z najsilniej działających jest jon Al

+ 3

(Okamoto et al. 1957).

Roztwory krzemionki zachowują się odmiennie niż większość pozostałych roztwo­

rów nieorganicznych. Nadmiar krzemionki w roztworach przesyconych najczęściej nia

* ppm — part per million (części miliona).

KRZEMIONKA W WODZIE MORSKIE!

zostaje strącony, ale przechodzi w stan koloidalny i pozostaje w zawieszeniu w cieczy.
Cząsteczki koloidalne ulegają z czasem flokulacji lub cały roztwór przechodzi w żel.
Ten proces jest nieodwracalny w tym sensie, że żel nie powraca do stanu zolu, może

natomiast ulec powtórnemu rozpuszczeniu.

Prędkość, z jaką roztwór osiąga nasycenie i szybkość koagulacji krzemionki w roz­

tworach nasyconych wzrasta razem ze wzrostem stopnia koncentracji roztworu, pH, tem­

peratury i stężenia elektrolitów.

Drugą charakterystyczną cechą roztworów krzemionkowych jest bardzo powolny

przebieg procesów rozpuszczania i polimeryzacji cząstek koloidalnych. Roztwory mole­
kularne mogą miesiącami pozostawać w stanie przesycenia, zanim nadmiar krzemionki
ulegnie koagulacji. Równie długo mogą utrzymywać się roztwory koloidalne zanim
przejdą całkowicie w roztwory rzeczywiste (Krauskopf 1959).

Podwyższona temperatura i wyższa wartość pH powodują przyśpieszenie procesu

wytrącania krzemionki z roztworów przesyconych. Szczególnie gwałtowny skok w pręd­
kości wytrącania zachodzi na granicy pomiędzy roztworami słabo kwaśnymi i słabo
alkalicznymi (Krauskopf 1959). Ponadto, ogólnie rzecz biorąc, szybkość wytrącania się
krzemionki ulega zwiększeniu razem ze wzrostem koncentracji roztworu, wzrostem jego

alkaliczności (nawet przy stosunkowo niskich wartościach pH) i w przypadku obecności
żelu krzemionkowego. Czynniki te są nawzajem od siebie uzależnione. Wytrącanie
krzemionki nie zachodzi np. w roztworach molekularnych nie zawierających, lub zawie­
rających jedynie małe ilości, cząstek koloidalnych Si0

2

, bez względu na wartość pH.

Podobnie praktycznie stabilne są roztwory kwaśne, niezależnie od stopnia przesycenia

(Krauskopf 1959).

Ponadto do przyśpieszenia procesów wytrącania i koagulacji nadmiaru krzemionki

w roztworach przesyconych przyczyniają się w znacznej mierze elektrolity zawarte
w wodzie morskiej. Nie mają one jednak żadnego wpływu na krzemionkę znajdującą się
w nienasyconym roztworze rzeczywistym.

Elektrolity ułatwiają również przejście zolu krzemionkowego w żel. W ich obec­

ności proces ten może zachodzić nawet w przypadku roztworów, w których sumaryczne
stężenie obu postaci krzemionki — molekularnej i koloidalnej — nie osiąga punktu na­
sycenia (Krauskopf 1959). W świetle powyższych rozważań, opartych w dużej mierze
na doświadczeniach laboratoryjnych, wyjaśnienia wymaga stosunkowo mała zawartość
krzemionki w wodach morskich w porównaniu z jej ilością dostarczaną rokrocznie do
oceanów. Problem ten, podobnie jak i cykl krążenia krzemionki w bio-, lito- i hydro­
sferze, nie został jeszcze dostatecznie wyjaśniony. Obecnie przyjmuje się, że niski jej

poziom w oceanach jest utrzymywany przez organizmy krzemionkowe (okrzemki, radio­
larie, silikoflagellata i gąbki).

Dodatkowym procesem powodującym ubytek krzemionki w pobliżu ujść rzek jest

jej absorpcja na pelitycznych cząstkach mineralnych i koloidach zachodząca w obec­

ności elektrolitów zawartych w wodach słonych. Proces ten, jak wykazały badania

Biena et al. (1959), zachodzi nawet w przypadku roztworów znajdujących się znacznie
poniżej punktu nasycenia.

Krzemionka rozpuszczona w wodzie morskiej gromadzi się we współ­

czesnych osadach głównie w postaci szkieletów organizmów, przede

wszystkim radiolarii i okrzemek, znacznie mniejszy udział w tworzeniu
się omawianych osadów mają elementy szkieletowe gąbek i wiciowców

krzemionkowych.

Radiolarie i okrzemki pobierają z otoczenia rozpuszczoną krzemion­

kę, która ulega w ich komórkach polimeryzacji i służy jako budulec opa-

23 Zarys sedymentologii

354

OSADY KRZEMIONKOWE

MUŁY OKRZEMKOWE I DIATOMITY

Okrzemki morskie żyją do głębokości 100—200 m. Szczególnie obficie
występują w wyższych szerokościach geograficznych, w niektórych wo­
dach przybrzeżnych bogatych w krzemionkę (w pobliżu dużych rzek)

lowych szkieletów tych organizmów. Niektóre gatunki bentonicznych
okrzemek mogą również rozkładać krzemiany i uzyskiwać w ten sposób
potrzebną im wolną krzemionkę. Żywe komórki mają zdolność chronie­
nia swoich szkieletów przed rozpuszczeniem, po śmierci organizmu
i zniszczeniu materii organicznej krzemionka może wrócić powtórnie do-
roztworu. Rozpuszczanie następuje zarówno w czasie opadania szkieletu
na dno jak i w osadzie. Wędrówka szkieletu na dno jest bardzo powol­
na. Dla okrzemek prędkość opadania wynosi, w zależności od lepkości
wody (temperatury), 1,3 • 10~

3

do 6 • 10-

3

cm/s, tj. 500 do 3000 m/rok

(Calvert 1966a). Dane te odnoszą się do górnych 3000 m, głębiej pręd­

kości te są jeszcze mniejsze. Ruch ten jest tak powolny, że najdrobniej­
sze i najdelikatniejsze skorupki ulegają zniszczeniu przed osiągnięciem
dużych głębokości. Dlatego też w tanatocenozach dzisiejszych mułów
okrzemkowych i radiolariowych występują głównie gatunki mające duże
i masywne szkielety. Są one zazwyczaj skorodowane w mniejszym lub

większym stopniu. Lepiej zachowane szkielety przeważnie były transpor­
towane na dno w koprolitach chroniących je przed rozpuszczeniem
i przyśpieszających opadanie.

W otwartych oceanach muły krzemionkowe tworzą się na obszarach

dna położonych z dala od lądów dostarczających materiał klastyczny
i znajdujących się poniżej głębokości kompensacji węglanu wapnia

(str. 529). Bezpośrednio powyżej powierzchni kompensacji mogą tworzyć

się różne osady mieszane krzemionkowo-wapienne, w których zawar­
tość krzemionki stopniowo maleje w miarę zmniejszania się głębokości
dna.

W przypadku małej produktywności organizmów wapiennych i sła­

bego dowozu materiału terygenicznego, osady krzemionkowe mogą gro­
madzić się i na mniejszych głębokościach. Warunki takie istnieją obec­
nie lokalnie w obszarach szelfowych i w izolowanych basenach niektó­
rych mórz zamkniętych, np. w Zatoce Kalifornijskiej (Calvert 1966b),
czy Morzu Ochockim (Bezrukow 1970). W Zatoce Kalifornijskiej muły

okrzemkowe występują już na głębokości 1000 m, a w Morzu Ochockim

nawet na 100 m.

Obecne rozprzestrzenienie geograficzne mułów okrzemkowych i ra­

diolariowych jest dość ściśle związane z obszarami największej produk­
tywności tych organizmów, co dowodzi, że opadające szkielety nie są
przenoszone na duże odległości przez prądy oceaniczne.

MUŁY RADIOLARIOWE I RADIOLARYTY 355

i w strefach prądów wstępujących przynoszących duże ilości substancji

odżywczych (np. wzdłuż wybrzeży Peru i w Zatoce Kalifornijskiej). Ga­
tunki okrzemek żyjące w wodach przybrzeżnych tworzą odrębny zespół,
wyraźnie się różniący od zespołu, jaki występuje na otwartym oceanie.

Muły okrzemkowe tworzą zwarty pas wokół Antarktydy, którego po­

łudniową granicę wyznacza zasięg materiału terygenicznego, a północną

stanowi linia, wzdłuż której zimne wody antarktyczne pogrążają się pod

cieplejsze wcdy napływające z niższych szerokości geograficznych. Po­
dobny pas, jakkolwiek mniej ciągły i słabiej wykształcony, istnieje rów­
nież w obszarach arktycznych.

Okrzemki słodkowodne występują we wszystkich typach biotopów

wodnych. Mogą one żyć również w miejscach stale lub okresowo zwil­
żanych wodą. Geologiczne znaczenie mają jednak tylko organizmy żyją­

ce planktonicznie w zbiornikach wód stojących. W sprzyjających wa­
runkach mogą powstawać w jeziorach warstwy składające się prawie
wyłącznie ze szkieletów tych organizmów. Szczególnie obficie rozwija­
ją się one w jeziorach żyznych (eutroficznych) w wodach, których od­

czyn wynosi około 7,5 (Siemieńska 1970).

Jeziorne osady okrzemkowe tworzą się głównie w czasie okreso­

wych zakwitów tych organizmów. Na powierzchni jeziora w ciągu paru
dni tworzy się rodzaj pilśni okrzemkowej, która po osiągnięciu odpo­
wiedniej grubości opada na dno. Po pewnym czasie następuje ponowny
zakwit i osadza się kolejna warstewka okrzemkowa.

Kopalnymi odpowiednikami mułów okrzemkowych są ziemie okrzem­

kowe i rogowce okrzemkowe — diatomity. Bardzo często nie są to czy­
ste skały krzemionkowe. W ich składzie, obok materiału ilastego duży
udział ma węglan wapnia, co w przypadku morza otwartego pozwala
przypuszczać, że gromadziły się one powyżej głębokości kompensacji
węglanu wapnia. Brak węglanu wapnia w morskich osadach okrzemko­

wych nie jest jednak wystarczającym dowodem ich abisalnego pocho­
dzenia, gdyż, jak wspomniano wyżej, mogą one powstawać i na mniej­
szych głębokościach.

MUŁY RADIOLARIOWE I RADIOLARYTY

Radiolarie w mułach radiolariowych reprezentowane są głównie przez

Nasselaria

i Spumellaria. Są to formy planktoniczne, których strefa ży­

ciowa sięga do 400 m głębokości. Występują one w znacznie większych
ilościach w wodach ciepłych niż w wodach zimnych. Muły radiolariowe,
względnie muły z dużą zawartością radiolarii, występują na Pacyfiku
pomiędzy 10° szerokości północnej i południowej, wzdłuż stref zbież­
ności wód równikowych z wodami obszarów "subtropikalnych, oraz na
Oceanie Indyjskim pomiędzy równikiem a 18° szerokości południowej.

23-

356

OSADY KRZEMIONKOWE

Radiolarie stanowią podstawowy lub jeden z podstawowych skład­

ników bardzo różnorodnych osadów. Określenie ich wszystkich jednym
terminem stało się przyczyną wielu nieporozumień i rozbieżnych poglą­
dów na genezę omawianych skał. Za Sujkowskim (1932) termin

radiola­

ryt będzie stosowany tutaj do skał warstwowanych zbudowanych z mi­
kro- lub kryptokrystalicznej krzemionki, których jedynym istotnym
składnikiem biogenicznym są szkielety radiolarii, stanowiące ponad 5 0 %
ich objętości. Dalszą cechą radiolarytów jest brak materiału detrytyczne-
go o średnicy ziarn przekraczającej 5 μm.

W radiolarytach

trzeciorzędowych znaczna część krzemionki wystę­

puje w postaci opalu. Radiolaryty starsze są najczęściej zbudowane
z chalcedonu, obok którego w mniejszych ilościach mogą występować
inne odmiany mikrokrystalicznej krzemionki, a nawet i wtórny kwarc.

W radiolarytach, podobnie jak i we współczesnych mułach radiolario-
wych, zachowane są najczęściej tylko szkielety dużych osobników
o średnicy 0,08 do 0.1 mm. Szkielety form drobniejszych są rozpuszcza­
ne, a uwolniona krzemionka strąca się tworząc podstawową masę skały.

Warstwy radiolarytów są najczęściej cienkie, ich grubość wynosi

przeważnie od kilku do kilkunastu centymetrów, rzadkie grubsze warst­
wy nie przekraczają 40 cm. Niekiedy mają one uziarnienie frakcjonalne.
są warstwowane przekątnie lub zawierają intraklasty. Cechy te świad­
czą, że część ich była osadzana przez prądy denne (Folk & McBride 1978).
Zazwyczaj poszczególne warstwy radiolarytów są przedzielone również
cienkimi warstwami mułowców, iłowców, margli lub wapieni.

Barwa skały jest najczęściej czerwona, zielona lub czarna. Kolor

czerwony, który według Sujkowskiego (1932) jest barwą pierwotną, mają
skały, w których domieszka związków żelaza trójwartościowego przewa­
ża nad domieszką związków żelaza dwuwartościowego. W przypadku
odwrotnym radiolaryty uzyskują barwę zieloną. Przy równych ilościach

Fe

+ 2

i F e

+ 3

barwa zależy od gęstości rozproszenia i względnej wielkości

cząstek związków żelazowych i żelazawych (Grunau 1965).

Substancją barwiącą na czerwono są związki typu hematytu, stano­

wiące prawdopodobnie produkt wietrzenia laterytowego zachodzącego

na lądzie. Innymi źródłami hematytu mogą być: erozja lądowa lub pod­

morska czerwono zabarwionych starszych osadów, halmyroliza takich
minerałów, jak ilmenit, magnetyt, biotyt lub wreszcie autigeniczne wy­
trącanie się uwodnionych związków żelazowych, które przekształciły się
w czasie diagenezy w związki bezwodne.

Barwy czarne pochodzą najczęściej od związków manganu lub sub­

stancji organicznej.

Pojedyncze ławice radiolarytowe są spotykane w bardzo różnych

środowiskach morskich, zarówno płytkowodnych, jak i głębokowodnych.
Natomiast radiolaryty tworzące wyraźnie wyodrębnione, jednolite serie

osadów krzemionkowych są charakterystyczne dla obszarów geosynkli-

MUŁY RADIOLARIOWE I RADIOLARYTY 357

nalnych. Mają one stosunkowo niewielkie miąższości, zwykle od kilku
do kilkunastu metrów — do wyjątków należą serie radiolarytowe, któ­
rych grubość przekracza 100 m.

Serie radiolarytowe występują w bardzo charakterystycznych aso­

cjacjach z innymi skałami geosynklinalnymi. W większości przypadków
radiolaryty graniczą w następstwie pionowym lub lateralnie z takimi

utworami, jak: wulkanity podmorskie, wapienie rogowcowe, gruzłowe

(typu alpejskiego ammonitico

r

OSSO),

wapienie aptychowe oraz flisz.

Dla wielu badaczy szczególnie znamienne wydawało się być częste

sąsiedztwo radiolarytów z przejawami wulkanizmu podmorskiego. Roz­
patrując genezę omawianych skał łączyli oni oba te zjawiska bezpośred­
nim lub pośrednim związkiem przyczynowym.

Zwolennicy bezpośredniego związku radiolarytów z wulkanizmem

uważają, że krzemionka w radiolarytach jest głównie pochodzenia wul­
kanicznego i została wytrącona albo bezpośrednio, albo pochodzi z roz­
kładu produktów wulkanicznych. Obecność radiolarii zaś jest zjawiskiem
wtórnym, wywołanym bujnym rozwojem tych organizmów w środowisku
bogatym w Si0

2

. Zgodnie z tymi poglądami radiolaryty mogą się two­

rzyć w dowolnym środowisku morskim.

Jak wynika jednak z rozważań przedstawionych w poprzednim ustę­

pie, strącanie nieorganicznej krzemionki na szeroką skalę w morzach
otwartych jest raczej mało prawdopodobne (Twenhofel 1939; Siever

1962). W przypadku zaś krzemionki pochodzącej z rozkładu materiałów

wulkanicznych, powinny jej towarzyszyć i inne minerały, takie jak: kao-

linit, chloryt, kalcyt, dolomit, występujące w różnych zestawieniach i róż­

nej ilości. Jedynie niektóre niezbyt rozpowszechnione „nieczyste radio­
laryty" mogły powstać w ten sposób (Siever 1962).

Druga grupa poglądów wiąże radiolaryty pośrednio z wulkanizmem

podmorskim. Duże ilości krzemionki dostarczane przez ekshalacje stwa­

rzają szczególnie korzystne warunki do rozwoju planktonu krzemionko­
wego.

Poglądy te traktowane jako ogólna hipoteza tłumacząca powstanie

większości serii radiolarytowych ma jednak wiele słabych punktów, po­
nieważ:

— liczne serie radiolarytowe nie są związane ze zjawiskami wulka­

nizmu podmorskiego (Pieniny, Tatry, zachodnie Alpy);

— skały wulkaniczne w wielu regionach są późniejsze od radiolary­

tów;

— zjawiska wulkanizmu podmorskiego zachodzą zazwyczaj na

znacznych głębokościach i nie mogą mieć istotnego wpływu na orga­
nizmy planktoniczne (Riedel 1959).

Wydaje się więc, że związek radiolarytów z podmorskimi wylewami

wulkanicznymi jest jedynie związkiem przestrzennym, a nie przyczyno­
wym (Sujkowski 1933; Aubouin 1965). Zarówno podmorskie wylewy wul-

358

OSADY KRZEMIONKOWE

kaniczne, jak i gromadzenie się mułów radiolariowych, zachodzi w mo­
rzach głębokich i stąd częste pionowe lub lateralne sąsiedztwo tych dwu

utworów.

Nie można jednak wykluczyć, że w niektórych zamkniętych base­

nach morskich dodatkowa ilość krzemionki, dostarczana dzięki zjawisku

wulkanicznemu, może sprzyjać powstawaniu mułów radiolariowych.

Za głębokowodnym pochodzeniem radiolarytów, obok wniosków

wypływających z ich podobieństwa do współczesnych mułów radiolario­
wych, przemawiają ponadto i inne argumenty (Cayeux 1929; Sujkowski

1932, 1933; Aubouin et al. 1965), należą do nich:

— brak w radiolarytach materiału detrytycznego;

— obecność obok radiolarii pelagicznych licznych głębokowodnych

form bentonicznych;

— brak gąbek;
— brak otwornic i innych wapiennych organizmów planktonicznych

(wyjątek stanowią aptychy w utworach jurajskich), co świadczy o pow­

stawaniu osadu poniżej głębokości kompensacji węglanu wapnia;

— obecność w radiolarytach konkrecji i polew manganowych;

— skały najczęściej towarzyszące radiolarytom noszą liczne cechy

wskazujące, że są to utwory powstałe na znacznych głębokościach; brak
jest natomiast radiolarytów w nie budzących wątpliwości osadach śro­
dowiska płytkowodnego.

Radiolaryty, szczególnie radiolaryty przedjurajskie, nie mogą jed­

nak być uważane za bezwzględny wskaźnik głębokości środowiska se­
dymentacyjnego. Szczególnie przypisywanie im w każdym przypadku
głębokości, na jakiej występują współczesne muły radiolariowe, byłoby
zbyt daleko idącym uproszczeniem. Radiolaryty są jedynie wskazówką,
że głębokość basenu sedymentacyjnego przekroczyła aktualną głębokość
kompensacji węglanu wapnia. W okresach przedjurajskich, kiedy nie
było planktonu wapiennego lub było go bardzo mało, mogła ona leżeć

znacznie płycej niż obecnie, a tym samym organogeniczne osady krze­
mionkowe mogły tworzyć się na znacznie mniejszych głębokościach
(Garrison & Fischer 1969).

Osobny problem stanowią rogowce pozbawione szczątków organicz­

nych. Wydaje się, że stopień zachowania szkieletów krzemionkowych
zależy w dużej mierze od szybkości sedymentacji. W przypadku bardzo
powolnego gromadzenia się osadu następuje ich rozpuszczanie i powtór­

ne strącanie się bezpostaciowej krzemionki. Natomiast stosunkowo szyb­
kie przykrycie mułu radiolariowego innym osadem przerywa ten proces.

OSADY GĄBKOWE I SPONGIOLITY

359

OSADY GĄBKOWE I SPONGIOLITY

Krzemionkowe elementy szkieletowe występują u przedstawicieli dwu

gromad gąbek: Hyalospongea i Demospongea. Ich igły znajdują się w ma­
łych ilościach w osadach wszystkich środowisk morskich. Większą rolę
w składzie osadu grają one jednak tylko w stosunkowo płytkich obsza­

rach, otrzymujących małe ilości materiału detrytycznego z lądu, oraz
niekiedy w iłach głębinowych, do których nie docierają łatwiej rozpusz­

czalne, delikatne skorupki radiolarii i okrzemek.

Optymalne warunki życiowe dla gąbek stwarzają: czyste wody,

twarde dno i prądy o prędkości 2—3 km/h. Zarówno obecność większej
ilości zawiesiny, jak i silniejsze prądy, są dla nich niekorzystne. Nie­
które gatunki gąbek paleozoicznych mogły jednak, jak się wydaje, żyć
w wodach mętnych.

Na dużych głębokościach (1000—10 000 m) przeważają Hyalospon­

gea,

które wyjątkowo tylko pojawiają się w płytszych strefach w bardzo

zimnych wodach antarktycznych. Powyżej 1000 m przewagę uzyskują
Desmospongea.

Stanowią one blisko 8 0 % wszystkich gąbek, zarówno

pod względem ilości gatunków, jak i osobników. Ich strefa życiowa obej­
muje wszystkie głębokości do obszarów międzypływowych i wód bra-
kicznych włącznie.

Szczególnie obficie rozwijają się one u ujść rzek dostarczających

dużych ilości krzemionki z lądu. Osady, w których dominujący składnik
stanowią igły Demospongea, występują obecnie na stosunkowo płytkich

obszarach szelfowych i na skłonie kontynentalnym do głębokości nie

przekraczającej kilkuset metrów, a często nawet mniej.

Krzemionkowe igły gąbek stanowią główny lub jeden z głównych

składników takich skał, jak: spongiolity, gezy i opoki. Są one również

w wielu przypadkach głównym źródłem krzemionki budującej konkrecje
krzemionkowe.

Spongiolity są skałami rogowcowymi. W sprawie ich genezy panują

takie same rozbieżności poglądów, jak w przypadku radiolarytów. Część

autorów uważa, że mikrokrystaliczna krzemionka spongiolitów pochodzi
z rozpuszczonych igieł gąbek, inni natomiast uważają ją za osad nie­
organiczny, a igły gąbek mają stanowić jedynie jeden z elementów ska-
łotwórczych. Bujny rozwój gąbek jest wywołany obfitością żelu krze­

mionkowego na dnie.

Igły gąbek mogą pochodzić z rozpadu organizmów żyjących na miej­

scu lub są materiałem przyniesionym przez prądy. W pierwszym przy­
padku oznaczenie rodzajów gąbek występujących w osadzie pozwala

określić głębokość zbiornika sedymentacyjnego.

W morzach współczesnych „czyste" osady gąbkowe są rzadkie i ma­

ło rozprzestrzenione. Znacznie częściej igły gąbek stanowią tylko jeden

ze składników osadów. Petrograficznymi odpowiednikami współczesnych

360

OSADY KRZEMIONKOWE

piasków spikulowych są gezy, a analogicznych osadów wapiennych —

opoki i utwory pokrewne.

W skałach wapiennych krzemionka w igłach gąbek bardzo często

zostaje zastąpiona częściowo lub całkowicie przez węglan wapnia. Są to
już procesy diagenetyczne, które nie będą tu omawiane. Ich efektem
końcowym może być całkowite odprowadzenie krzemionki (np. w juraj­
skich wapieniach skalistych, Dżułyński 1952).

KONKRECJE KRZEMIONKOWE

Konkrecyjne skupienia krzemionki występują prawie wyłącznie w ska­
łach wapiennych. Znaczna ich część ma kształty bochenkowate lub po­
stać spłaszczonych soczewek i jest ułożona wzdłuż powierzchni uławice-
nia lub równolegle do nich wewnątrz ławicy. Równie często spotyka się

jednak zarówno konkrecje o bardzo nieregularnych kształtach, jak i roz­

mieszczone w skale bez wyraźnego związku z jej uwarstwieniem. Ich

granice są albo ostre, albo konkrecje przechodzą stopniowo w otaczają­
cą skałę.

Pod względem genetycznym konkrekcje dzieli się tradycyjnie na

dwie grupy: konkrecje syngenetyczne i epigenetyczne. Tworzenie się-

współcześnie konkrecji syngenetycznych w ścisłym tego słowa znaczeniu
zostało jednak stwierdzone jedynie w środowisku jeziornym, natomiast
nie zostało stwierdzone ich powstawanie w środowisku morskim, mimo
bardzo intensywnie prowadzonych badań den oceanów w ciągu ostat­
nich 30 lat. Prawdopodobnie większość konkrecji spotykanych w kopal­
nych osadach morskich powstała w różnych stadiach diagenezy. Można
je podzielić na konkrecje wczesnodiagenetyczne (tradycyjnym ujęciem

określane jako „syngenetyczne") i późnodiagenetyczne („epigenetycz­
ne").

Odróżnienie konkrecji wczesno- od późnodiagenetycznych nie jest

łatwe i nie zawsze może być dokonane w sposób nie budzący wątpli­
wości.

Za wczesnodiagenetycznym pochodzeniem konkrecji przemawiają

następujące cechy:

— wygięcie lamin w osadzie przykrywającym konkrecje zgodnie

z jej górną powierzchnią;

— obecność szczelin w kształcie litery V, rozszerzających się ku po­

wierzchni konkrecji i wypełnionych osadem otaczającym,

— brak lub bardzo niska zawartość S i 0

2

w otaczającym osadzie;

— występowania w konkrecji skorup nie zniszczonych przez kom-

pakcję przy równoczesnym ich spłaszczeniu w osadzie otaczającym;

— zdeformowane kształty konkrecji, spowodowane grawitacyjnym

ruchem niezdiagenezowanego osadu (np. w strukturach osuwiskowych);

OSADOWE SKAŁY KRZEMIONKOWE 361

Zagadnienie genezy konkrecji późnodiagenetycznych wykracza poza

ramy zakreślone w tej książce. Najważniejsze cechy pozwalające odróż­
nić je od wczesnodiagenetycznych są następujące:

— bardzo nieregularne kształty — konkrecje palczasto rozgałęzia­

ją się w osadzie;

— obecność nieskrzemionkowanych fragmentów osadu wapiennego

wewnątrz konkrecji i towarzyszące konkrecjom drobniejsze skupienia
krzemionki w osadzie wapiennym;

— związek konkrecji ze szczelinami przecinającymi skałę otaczają­

cą;

— obecność skrzemionkowanych organizmów lub oidów w konkre­

cji;

— obecność krzemionkowych elementów szkieletowych przy ich

braku w osadzie otaczającym;

— niezgodny z warstwowaniem przebieg linijnie ułożonych konkre­

cji.

Wielu autorów jako jedną z cech konkrecji późnodiagenetycznych

(epigenetycznych) podaje brak ostrej granicy z otaczającym osadem.
Twenhofel (1939) zwraca jednak uwagę, że może to być zjawisko wtór­
ne, spowodowane migracją węglanu wapnia do skupienia żelu krzemion­

kowego i krzemionki w kierunku odwrotnym.

OSADOWE SKAŁY KRZEMIONKOWE

POCHODZENIA NIEORGANICZNEGO

Tworzenie się nieorganicznych osadów krzemionkowych zachodzi obec­
nie na bardzo niewielką skalę. Najszerzej są znane utwory źródeł krze­
mionkowych pochodzenia wulkanicznego, tzw. gejzeryty lub martwice
krzemionkowe. Wydzielanie się krzemionki jest spowodowane znacznym

spadkiem temperatury i ciśnienia w momencie wydobywania się gorą­
cych wód na powierzchnię.

W ostatnich latach zostało stwierdzone również powstawanie osa­

dów krzemionkowych w niektórych jeziorach półsuchego klimatu gorą­

cego otoczonych skałami wulkanicznymi (Australia, Kenia, Oregon,

USA).

Wody spływające z pobliskich gór znoszą duże ilości produktów

rozkładu skał wulkanicznych, które sprawiają, że pH w tych jeziorach
przekracza 10. W takich warunkach następuje intensywny rozkład mi­
nerałów krzemianowych i rozpuszczanie krzemionki, której stężenie do­
chodzi nawet do 2700 ppm. Krzemionka wytrąca się w czasie okreso­
wych powodzi, na skutek spadku pH, lub w porze suchej, kiedy jeziora
częściowo wysychają (Eugster 1967).

Znacznie większe rozprzestrzenienie mają nieorganiczne skały krze­

mionkowe w osadach kopalnych. Wielu autorów uważa, że duża część.

362

OSADY KRZEMIONKOWE

a nawet większość rogowców i konkrecji krzemionkowych, powstała
w wyniku procesów chemicznych zachodzących w osadzie podczas jego

diagenezy. Przedstawiono wiele chemicznych i fizykochemicznych modeli
tych procesów (np. Sujkowski 1958; Siever 1962), w których szczegóły
nie będziemy tu wchodzili.

Ogólnie rzecz biorąc zgodnie z tymi poglądami krążąca w osadzie

woda rozpuszcza obecną w nim krzemionkę, która koncentruje się w naj­

bardziej porowatych partiach osadu lub wzdłuż powierzchni uławicenia,
i z chwilą powstania odpowiednich warunków fizykochemicznych zosta­
je strącona w postaci warstw lub konkrecji.

Jak wynika z rozważań przedstawionych w niniejszym rozdziale, nie

można genezy wszystkich warstwowanych skał krzemionkowych tłuma­

czyć na podstawie jakiejś jednej ogólnej teorii. Każda z serii rogowco-
wych winna być badana indywidualnie przy uwzględnieniu szerokiego
zakresu możliwości powstawania tych skał.