10

INNE OSADY BIOGENICZNE I HYDROGENICZNE

AKUMULACJA ZWIĄZKÓW ORGANICZNYCH

W OSADACH MORSKICH

Akumulacja związków organicznych w osadach morskich jest skompli­

kowanym procesem zachodzącym na ogromną skalę. Związki organicz­
ne występują w osadach w stanie rozproszonym i w stanie skoncentro­
wanym. Średnia zawartość rozproszonych związków organicznych w ska­
łach osadowych oceniana jest na: 2,1% dla łupków ilastych, 0,2% dla
skał węglanowych i 0,05% dla piaskowców. Szacuje się, biorąc pod uwa­
gę częstość występowania różnych typów skał osadowych, że zawierają

one ogółem 3,6 • 10

15

t rozproszonych związków organicznych (Degens

1967).

Skoncentrowane związki organiczne tworzą osady sapropelowe pow­

stające współcześnie w Morzu Czarnym, w lagunach i estuariach. Osady

sapropelowe zawierają 8—25% związków organicznych. Kopalne łupki

palne morskiego pochodzenia opisane przez Strachova (1962) zawierają

7—35% związków organicznych (dolny fran na zachodnich zboczach

Uralu), a nawet 11—55°/o związków organicznych (dolny wołg platformy
wschodnioeuropejskiej w ZSRR). Ostatnio wiercenia prowadzone w dnie
oceanów wykazały obecność szeroko rozprzestrzenionych osadów sapro-
pelowych wieku kredowego w południowym Atlantyku i w Oceanie In­
dyjskim. Miąższość warstw sapropelowych wynosi tam od kilkudziesię­
ciu centymetrów do kilku metrów, a zawartość C

o r g

przekracza 20%

masy osadu. Ilość węgla zakumulowaną w tych osadach ocenia się na
80 • 10

18

t (Ryan & Cita 1977). Światowe zasoby węgla i ropy naftowej

szacowane są łącznie na rząd wielkości 10

1 5

t, co pozwala ocenić skalę

zjawiska akumulacji związków organicznych, zarówno rozproszonych,

jak i skoncentrowanych.

364 INNE OSADY BIOGENICZNE I HYDROGENICZNE

Zawartość materii organicznej w wodach mórz i oceanów oceniana

jest na 2,6 • 10

12

t, przy czym rozmieszczenie jej jest bardzo nierówno­

mierne. W oceanach wynosi średnio 1—2 mg/l, w morzach śródlądo­

wych 3,5—6 mg/l, a w salinarnych zatokach, np. w zatoce Kara Bogaz-Goł

59,6—67,1 mg/l. Udział materii organicznej przyniesionej przez rzeki
z lądów wynosi około 3% w morzach śródlądowych, a poniżej 1% w ocea­
nach. Lokalnie, przy ujściach rzek materia organiczna pochodząca z lądu
może przeważać.

Materia organiczna występuje w wodzie morskiej w postaci roztwo­

rów rzeczywistych, roztworów koloidalnych oraz zawiesiny żywych orga­
nizmów i rozdrobnionego detrytusu organicznego. Pierwotna materia
organiczna produkowana jest przy powierzchni morza, w strefie fotycz-
nej przez autotroficzny fitoplankton. Pierwotna produkcja fitobentosu nie

odgrywa większej roli, mimo że lokalnie biomasa fitobentosu jest rzędu

kg/m

2

powierzchni dna. Produktywność pierwotna fitoplanktonu wyko­

rzystuje 0,3% energii promieniowania słonecznego padającego na jed­
nostkę powierzchni morza.

Oszacowania całkowitej pierwotnej produktywności organicznej

oceanu światowego są, jak dotąd, mało precyzyjne i mieszczą się w gra­

nicach 1,2—15,5 • 10

10

t C

org

/rok; dla porównania — produktywność

organiczna lądów oceniana jest na 1,9 • 10

10

t C

o r g

/rok. Cała ta ilość wę­

gla wiązana jest fotosyntetycznie w związkach organicznych przez rośli­
ny, w morzach głównie przez glony. Poza strefą tropikalną, cechą cha­
rakterystyczną dla fitoplanktonu jest nierównomierny rozwój w czasie.
W strefach polarnych jest to spowodowane brakiem światła podczas
nocy polarnej, a w średnich szerokościach geograficznych zużyciem

składników pokarmowych. W strefach polarnych występuje jeden ma­
sowy letni zakwit planktonu, a w umiarkowanych zakwit wiosenny, po

którym następuje zmniejszenie populacji fitoplanktonu wskutek zużycia

składników pokarmowych i żerowania zooplanktonu, a następnie słabszy
zakwit jesienny, po regeneracji składników odżywczych przez mieszanie

wód.

W sprzyjających warunkach fitoplankton rozmnaża się bardzo szyb­

ko. Podczas masowych zakwitów fitoplanktonu może występować do 10

8

komórek w litrze wody. Rozmiary eksplozji populacyjnych planktonu

ograniczone są przez ilość dostępnych składników odżywczych: węgla

r

azotu i fosforu. W protoplazmie stosunki ilościowe C : N : P wynoszą

100 : 15 : 1, a decydujące znaczenie dla rozwoju populacji ma składnik

występujący w najmniejszej ilości. Węgiel związany w C 0

2

występuje

w tak dużej ilości, że nie ogranicza rozwoju fitoplanktonu. Jest on stale
uzupełniany w wodzie przez rozpuszczenie CO

2

atmosferycznego. Przy­

swajalny przez rośliny azot występuje w postaci azotanów i amoniaku

wytwarzanych ze związków organicznych w wyniku bakteryjnej minera­

lizacji i hydrolizy. Fosfor uwalniany jest z połączeń organicznych przez

AKUMULACJA ZWIĄZKÓW ORGANICZNYCH 365

bakteryjną mineralizację i powraca do roztworu w postaci jonu fosfo­

ranowego. W wodach powierzchniowych fosfor jest całkowicie zużywany
przez fitoplankton i musi być uzupełniany z wód przydennych. Dlatego

najbogatszy rozwój biosfery w morzach zachodzi w strefach występo­
wania prądów wstępujących. Niedobór krzemionki może być lokalnie

czynnikiem ograniczającym rozwój okrzemek i radiolarii, wytwarzają­

cych krzemionkowe pancerzyki. Materiał wulkaniczny — zwłaszcza
szkliwo podatne na hydrolizę, może stanowić ważne źródło krzemionki,

a także i fosoru. Jony Fe i innych metali występujących w ilościach śla-

dowych odgrywają także ważną rolę w metabolizmie organizmów plank-
tonicznych.

Pierwotna materia organiczna stanowi początek łańcucha troficzne­

go (odżywczego) i jest przenoszona do osadu poprzez ten łańcuch. W każ­

dym ogniwie łańcucha część skonsumowanej materii organicznej jest
rozkładana w procesach metabolicznych i utleniana do C 0

2

przy oddy­

chaniu, część jest akumulowana w masie ciała organizmów stanowiących

dane ogniwo łańcucha, a część niezasymilowana jest wydalana i stanowi
pokarm dla innych ogniw łańcucha pokarmowego. Materia organiczna
wydalana w postaci grudek kałowych — koprolitów szybko osiąga dno.
Na obszarach o wysokiej produkcji organicznej w Oceanie Atlantyckim
ilość materii organicznej osiągającej dno w postaci koprolitów oceniana

jest na 20 g C

o r g

/m

2

/rok. Im dłuższy łańcuch troficzny, tym większa część

pierwotnej produkcji organicznej roślin zużywana jest w procesach me­

tabolizmu zwierząt.

Protoplazma martwych organizmów planktonicznych — okrzemek,

a także znacznie od nich większych otwornic i skrzydłonogów, ulega

bakteryjnemu rozkładowi podczas opadania w wodzie. Proces ten za­

chodzi szybko i na dno leżące w głębokości większej niż 500 m opadają

puste pancerzyki okrzemek. Na głębokości poniżej 1000 m spotyka się
niemal wyłącznie puste skorupki otwornic planktonicznych. Fitoplankton

nie dostarcza bezpośrednio pierwotnej materii organicznej do osa­

dów tworzących się w głębszej części strefy batialnej i w strefach abi-
salnej i hadalnej. W strefie litoralnej i nerytycznej materia organiczna
występująca w zawiesinie jest przyswajana przez organizmy filtrujące
wodę morską, głównie przez małże.

Ogólna produkcja organiczna zależna jest od występującej w danym

środowisku biomasy i tempa następstwa pokoleń. Rozmieszczenie orga­

nizmów i wielkość biomasy wykazuje strefowość zależną od szerokości

geograficznej i charakteru dna.

W strefie międzypływowej na powierzchni osadu występują sinico-

we maty osiągające do 30 cm grubości. Na regresywnych wybrze­
żach Zatoki Perskiej znane są warstwy torfu glonowego związane

z tą strefą. W strefie sublitoralnej występują glony wyżej zorganizowa­
ne — zielenice i brunatnice, oraz rośliny naczyniowe (Zostera i in.). Bio-

366 INNE OSADY BIOGENICZNE I HYDROGENICZNE

masa roślin jest większa od biomasy zwierząt i sięga do 1 kg/m

2

. Zna­

czenie fitobentosu jako producenta biomasy jest jednak niewielkie, np.
w Morzu Kaspijskim produkcja organiczna fitobentosu wynosi poniżej
0,2% produkcji fitoplanktonu. Rafy koralowe, występujące w tej strefie
w morzach tropikalnych z towarzyszącą im fauną i florą mają biomasę
do 80 kg/m

2

. Na obszarach szelfu zoobentos reprezentowany przez in-

faunę i epifaunę ma biomasę większą, od biomasy fitobentosu z wyjąt­

kiem obszarów masowego występowania glonów czerwonych (np. Litho-

thamnium).

Biomasa w tej strefie występuje w ilości rzędu kilkuset g/m

2

,

W strefie batialnej biomasa bentosu jest rzędu kilkunastu g/m

2

, w strefie

abisalnej 1 g/m

2

, a w strefie hadalnej rzędu miligramów na metr k w a -

drątowy. Produkcję organiczną w Morzu Kaspijskim zbadaną dokładnie

przez oceanografów radzieckich przedstawia tabela 10-1 . ...

Bakterie zajmują drugie po fitoplanktonie miejsce pod względem

produkcji organicznej. Biomasa bakterii koncentruje się w dwóch stre­
fach: przy powierzchni morza w strefie fotycznej i na powierzchni
osadu. Przy powierzchni bakterie żyją na żywych i martwych organiz­
mach planktonicznych. W Pacyfiku biomasa bakterii w strefie fotycznej

oceniana jest na 25—45 mg/m

3

i szybko zmniejsza się z głębokością, tak

że średnia dla całego Oceanu Spokojnego wynosi tylko 1 mg/m

3

. Podczas

bakteryjnego rozkładu materia organiczna planktonu jest częściowo zmi-
neralizowana i przyswajana przez fitoplankton. częściowo zaś przetwa­
rzana na prostsze związki organiczne przechodzące do roztworu.

Biomasa bakteryjna osadu — zwłaszcza jego powierzchni; jest

jeszcze większa. W północnej części Morza Kaspijskiego w powierzch­
niowej warstwie osadu miąższości 1 cm występuje 57 • 10

6

do 12 • 10

9

komórek bakteryjnych, a biomasa bakteryjna osiąga 2—50 g/m

2

-. W Mo­

rzu Beringa biomasa bakteryjna wynosi 5 g/m

2

. W obu przypadkach, są

to wielkości tego samego rzędu, co biomasy bentosu. Bakterie stanowią
ważne źródło pożywienia dla osadożernego bentosu. Na dnie bakterie

PRZEJŚCIE ZWIĄZKÓW ORGANICZNYCH 367

mineralizują materię organiczną koprolitów opadających z wyższych
warstw wody oraz ciała i koprolity organizmów bentonicznych.

PRZEJŚCIE ZWIĄZKÓW ORGANICZNYCH

Z CYKLI BIOCHEMICZNYCH DO

CYKLU GEOCHEMICZNEGO

Biosfera może być zdefiniowana z geochemicznego punktu widzenia jako
system złożony głównie z sześciu pierwiastków: H, C, N, O, P, S, obie­
gających w skali czasu geologicznego bardzo szybko w zamkniętych cy­
klach biochemicznych. Część związków organicznych zakumulowana
w osadach zostaje wyłączona z cykli biochemicznych, a włączona do
długotrwałego cyklu geochemicznego, z którego może powrócić do cykli
biochemicznych w wyniku wietrzenia skał lub działalności człowieka —
spalania paliw kopalnych.

Wielkie drobiny związków organicznych występujące w żywej ma­

terii — białka, wielocukry, tłuszcze i kwasy nukleinowe — przetwarza­
ne, są przez bakterie na prostsze związki: aminokwasy, cukry, zasady
purynowe i pirydyminowe, kwasy tłuszczowe i fenole. Związki te reagu­
jąc ze sobą tworzą substancję określaną jako humus (podlegający

ekstrakcji przez ługi).

Związki humusowe nie mają wartości odżywczej,

są więc wyłączane z łańcucha troficznego i mogą gromadzić się w osa­
dzie jako organiczne rezyduum tworzące samoistne warstwy w osadach

morskich i lądowych, lub rozproszone i zaadsorbowane przez minerały

iłowe (por. rozdz. 6). Słup wody morskiej o podstawie 1 m

2

zawiera, dla

średniej głębokości oceanów, 2000—9000 g zawiesiny iłowej, której czyn­
na powierzchnia wynosi 20 000—40 000 m

2

. Minerały iłowe adsorbuja

53—62% związków organicznych rozpuszczonych w wodzie morskiej.

Koagulacja roztworów koloidalnych i opadanie agregatów cząstek orga­

nicznych zaadsorbowanych w bańkach powietrza uczestniczą też w prze­

noszeniu związków organicznych do osadu.

Ponieważ materia organiczna opada na dno w postaci ziarn różnej

wielkości, jej rozmieszczenie jest zależne od warunków hydrodynamicz­
nych; istnieje też wyraźny związek między składem granulometrycznym

osadu a zawartością związków organicznych; zawartość ich wzrasta z ma­
lejącą średnicą ziarna osadów. Ukształtowanie dna basenu sedymenta­
cyjnego i cyrkulacja wód również mają duży wpływ na rozmieszczenie

związków organicznych stwarzając lokalnie i okresowo warunki euksy-
niczne, sprzyjające gromadzeniu się w osadach dużych ilości związków
organicznych.

W morzach otwartych tylko bardzo niewielka część produkowanych

przez biosferę związków organicznych zachowuje się w osadach. Na pod­
stawie danych oceanografów radzieckich Bordovskiy (1965) ocenia, że

368 INNE OSADY BIOGENICZNE I HYDROGENICZNE

w morzach średnio 0,8% materii organicznej przechodzi do osadu, w tym

1,04% na szelfie, 0,37% na skłonie kontynentalnym, a 0,06% w strefie

abisalnej. Reszta materii organicznej obiega w cyklach biochemicznych.
Osady euksyniczne Morza Czarnego zawierają 8,65—20,32% związków
organicznych, a w osadach gromadzących się w estuariach i lagunach
zawartość związków organicznych może przekraczać 25%.

W materii organicznej zawartej w osadach związki humusowe sta­

nowią 10—20% w osadach euksynicznych Morza Czarnego, a 16,8—
39,8% w osadach Morza Beringa. Mniejsza zawartość nieprzyswajainych
związków humusowych w strefie pozbawionej fauny bentonicznej w Mo­
rzu Czarnym jest być może wynikiem skrócenia łańcucha troficznego.

Lipidy — tłuszcze i woski mające charakter

związków bitumicznych

(poddających się ekstrakcji rozpuszczalnikami organicznymi) i zawiera­

jące zawsze pewne ilości węglowodorów, występują we współczesnych
osadach morskich średnio w ilości 0,06%. Stanowią one około 5% ma­
terii organicznej zachowanej w osadzie, a maksymalne zawartości po­
dawane w literaturze wynoszą 11,3% dla Morza Beringa i 8,3% dla Morza

Czarnego.

Bakteryjna mikroflora denna przyswajając białka i węglowodany

pierwotnej materii organicznej przetwarza je częściowo w lipidy. Obec­
ność w osadzie przyswajalnej materii organicznej odgrywa zatem ważną
rolę w biochemicznym powstawaniu związków bitumicznych, stanowią­
cych macierzystą substancję dla węglowodorów. Mikroflora bakteryjna
może zwiększyć tą drogą zawartość bituminów w osadach o 10—12%.

Udział związków humusowych w materii organicznej wzrasta, ze

wzrostem jej zawartości w osadzie. Przeciwnie zachowują się związki
bitumiczne: ich udział w materii organicznej rośnie z malejącą jej za­
wartością w osadzie. Poglądy na przyczyny tego zjawiska są rozbieżne.
Może ono być wynikiem sedymentacyjnej dyferencjacji materii orga­
nicznej lub syndiagenetycznej migracji związków bitumicznych.

AKUMULACJA ZWIĄZKÓW ORGANICZNYCH

W OSADACH LĄDOWYCH

Torfy i węgle — warunki humifikacji

i storfienia

Torfy i węgle składają się z roślinnego materiału osadowego nagroma­
dzonego w środowisku bagiennym, a przekształconego w różnym stop­
niu w procesie uwęglenia. Można je określić jako osady fitogeniczne.
W środowisku lądowym roślinna materia organiczna gromadzi się w tor­

fowiskach, gdzie w wyniku procesów syndiagenetycznych przekształca

się w torf. Dalsze przemiany diagenetyczne, katagenetyczne i metamor-

AKUMULACJA ZWIĄZKÓW ORGANICZNYCH 369

ficzne prowadzą do powstania węgli brunatnych, węgli kamiennych
i antracytów.

Materia roślinna zawiera w suchej masie 20—55% węglowodanów,

głównie celulozy o wzorze (C

6

H

1 0

O

5

) • n, (n = 10

2

—10

4

) i hemicelulozy

o mniejszych drobinach, 10—35% ligniny — polimeru pochodnych alko­

holi aromatycznych, oraz do 16% białek, obecnych głównie w roślinach

zielonych; drewno niemal wcale nie zawiera białek. Ponadto występują

w niewielkiej ilości tłuszcze, żywice, woski i gumy.

Przemiana materii organicznej w torf następuje w dwóch fazach.

Pierwsza, faza mineralizacji i humifikacji. przebiega na powierzchni tor­
fowiska w warunkach tlenowych. Druga, faza storfienia, następuje
w głębi torfowiska, częściowo w warunkach tlenowych blisko powierzch­
ni, a głębiej w warunkach beztlenowych. W obu tych fazach decydujące

znaczenie ma działalność mikroorganizmów.

W

fazie mineralizacji i humifikacji węglowodany i białka ulegają

rozkładowi, a udział ligniny, żywic, i wosków w materii roślinnej wzra­

sta. Lignina jest również rozkładana enzymatycznie przez mikroorganiz­

my, lecz proces ten przebiega wolniej niż rozkład celulozy i hemicelu­
lozy. Mineralizacja i humifikacja następują wskutek działalności aero-
bowych bakterii rozkładających węglowodany, bakterii nitryfikacyj-
nych, grzybów i promieniowców (Actinomycetes). Produktami minerali­

zacji są: woda, dwutlenek węgla i amoniak, a produktami humifikacji
związki humusowe.

Bakterie aerobowe, grzyby i Actinomycetes, bardzo liczne na po­

wierzchni torfowiska, ustępują w głębi warstwy torfu bakteriom anaero-
bowym i faza storfienia przebiega głównie przy udziale tych ostatnich.
Niektóre z bakterii anaerobowych mogą przetrwać w osadzie do stadium
węgla brunatnego.

W

fazie storfienia następuje dalszy rozkład węglowodanów i ligni­

ny i tworzenie się związków humusowych. Procesy storfienia zachodzą­
ce w środowisku tlenowym prowadzą do zmniejszenia zawartości tlenu,
a wzrostu zawartości węgla w suchej masie od 45 do 60%. Przemiany
zachodzące w środowisku beztlenowym przebiegają wolniej niż w śro­
dowisku tlenowym.

Natężenie humifikacji i storfienia zależy od warunków chemicznych

środowiska i temperatury. Torfowiska wysokie, zasilane wodami opado­
wymi, mają bardzo niską zawartość rozpuszczonych soli i silnie kwaśny
odczyn (pH poniżej 6). Mchy z rodzaju Sphagnum (torfowiec) porasta­
jące torfowiska wysokie obniżają pH przez wymianę kationów na bło­
nach komórkowych: pobierają one jony metali, a wydzielają jony wo­
doru. W tych warunkach rozkład materii roślinnej jest powolny, torf
gromadzi się szybko i zawiera dobrze zachowane tkanki roślinne.

W torfowiskach niskich, powstających w obniżeniach terenu, wody

są w kontakcie z podłożem skalnym i zawierają dużo rozpuszczonych

24 Zarys sedymentologii

INNE OSADY BIOGENICZNE / HYDROGEbUCZNE

soli. Odczyn wód jest obojętny lub słabo alkaliczny (pH = 7—8). W śro­

dowisku obojętnym lub alkalicznym lignina ulega przemianie w kwasy
humusowe bez udziału mikroorganizmów. Rozkład materii roślinnej jest
szybki i prowadzi do powstania amorficznego detrytusu humusowego.
Jedynie odporne przetrwalniki grzybów, spory, ciała żywiczne, a także
kolonie glonów, zachowują strukturę pozwalającą na ich identyfikację
także po uwęgleniu. Pouczające przykłady takich zachowanych tkanek
z Górnośląskiego Zagłębia Węglowego opisał Drath (1939).

Przebieg humifikacji i storfienia pozwala wnioskować, że węgle hu­

musowe zawierające mikrolitotypy węgla z zachowanymi strukturami

tkankowymi powstawały głównie w torfowiskach wysokich, natomiast
produktem osadów torfowisk niskich są węgle kennelskie i bogheady.

Rycina 10-1 przedstawia warunki fizykochemiczne tworzenia się głów­

nych mikrolitotypów węgli kamiennych według Bass Becking et al.
(1960). Przebieg przemiany materii roślinnej w środowisku utleniającym
i długość okresu oddziaływania warunków utleniających na materię ro­

ślinną są czynnikami decydującymi o stopniu przeobrażenia materii

roślinnej (Timofiejev & Bogolubova 1971).

Strefowość fitocenoz bagiennych

Porównanie współczesnych fitocenoz bagiennych subtropikalnych obsza­

rów Ameryki Północnej i dobrze rozpoznanych paleobotanicznie mio­
ceńskich węgli brunatnych północnej części Republiki Federalnej Nie­
miec pozwala wyróżnić pięć różnych stref akumulacji (ryc. 10-2) zasie­
dlonych przez fitocenozy o odmiennych wymaganiach ekologicznych

(M. Teichmuller 1962). W silniej przeobrażonych węglach kamiennych

AKUMULACJA ZWIĄZKÓW ORGANICZNYCH

podobne wnioski można wyciągnąć na podstawie zawartości r ó ż n y c h
mikrolitotypów węgla.

Strefę pierwszą stanowią zbiorniki wodne zbyt głębokie do zasiedlenia przez rośli­

ny zakorzeniające się na dnie. Gromadzące się tu szczątki roślinne tworzą gytię, prze­
kształconą w procesach uwęglenia w węgle kennelskie i bogheady, a także w duryt bo­
gaty w spory) oraz w kutikulowy klaryt, często warstwowany w skali mikroskopowej.

Płytkie strefy brzeżne jezior porośnięte roślinami zielonymi stanowią drugą strefę —

bagien trawiastych. Torfy i węgle powstające w tej strefie są bogate w pyłki i spory,

24'

372 INNE OSADY BIOGENICZNE I HYDROGENICZNE

zwłaszcza spory grzybów i w izolowane wypełnienia komórkowe, a są ubogie w mate­

riał roślinny z zachowaną strukturą tkankową.

Trzecia strefa obejmuje lasy bagienne. Współczesne tego typu lasy Północnej Ka­

roliny i Wirginii (Dismal Swamps) oraz Florydy (Everglades), a także ich mioceńskie

odpowiedniki składają się z zespołów roślinnych z Taxodium i Nyssa. Powierzchnia de-

pozycyjna jest tu pokryta trwale niegrubą warstwą wody, której głębokość jest

mniejsza od zasięgu korzeni oddechowych (pneumatoforów). W przypadku zatopienia

pneumatoforów las bagienny obumiera. Ugruntowany jest pogląd, że ta właśnie strefa

stanowiła siedlisko karbońskich lasów widłakowych z Sigillaria i Lepidodendron. Węgle

brunatne utworzone w tej strefie z torfu drzewnego zawierają w porównaniu z torfem

trawiastym mniej spor i pyłów, a więcej materiału humusowego z zachowaną strukturą

tkankową. Węgle kamienne składają się z witrytu i klarytu z niewielką zawartością

spor.

Czwarta strefa wyróżniona w węglach mioceńskich obejmuje torfowiska wysokie

z zaroślami okrytozalążkowych roślin z rodzin Myricaceae i Cyrillaceae, a strefa piąta —

suche lasy szpilkowe z Seąuoia. Węgle brunatne z tych stref zawierają niewielką ilość

pyłków i spor, a znaczniejszy udział w ich budowie mają zachowane tkanki roślinne —

w strefie lasów szpilkowych przesycone żywicami. Węgle kamienne, którym przypisuje

się powstanie w strefach torfowisk wysokich, składają się z fuzytu i durytu ubogiego

w spory.

OSADY ZWIĄZKÓW ŻELAZA

W przyrodzie istnieją trzy główne t y p y osadów związków żelaza: osady

krzemionkowo-żelaziste, osady syderytonośne i osady pirytonośne. Fa­
cje mineralne osadów związków żelaza są uzależnione od w a r u n k ó w fi­
zykochemicznych — pH i Eh istniejących podczas diagenezy, które
z kolei związane są ze środowiskiem sedymentacyjnym. Przesłanek do
wnioskowania o środowisku sedymentacyjnym dostarczają także cechy
teksturalne i struktury sedymentacyjne.

Osady krzemionkowo-żelaziste stanowią niejednorodną grupę o hy-

drogeniczno-detrytycznej genezie mającą jednak wiele cech wspólnych.

Składniki teksturalne t y c h osadów są zbliżone do składników tekstural-
nych wapieni. Dimroth i Chauvel (1973) wprowadzili do nich terminolo­
gię wywodzącą się z terminologii Folka. Określenia: ooidy, peloidy, in-

traklasty, cement — mają takie samo znaczenie, jak

w opisie tekstural-

nych cech osadów węglanowych; termin femikryt oznacza drobnoziar­
nistą masę węglanów i krzemianów Fe. W ś r ó d osadów krzemienno-że-
lazistych wyróżnia się trzy główne typy biorące nazwy od okręgów gór­
niczych, w których występują te osadowe r u d y żelaza.

Typ lotaryński (Minette) reprezentowany jest przez osady złożone z magnetytu,

hematytu, getytu, syderytu i szamozytu, występujących w formach ziarnistych jako pe­
loidy, ooidy, zmineralizowane skorupy lub łch detrytus, intraklasty oraz femikryt wy­
pełniający przestrzenie międzyziarnowe. Osady te powstawały w płytkim morzu, w la­

gunach i zatokach w pobliżu brzegu. Współcześnie szamozyt występuje w osadach we-

OSADY ZWIĄZKÓW ŻELAZA

wnętrznego szelfu w strefie tropikalnej (Porrenga 1966), gdzie rozwija się w koprolito-
wych peloidach i w bioklastach. Osady typu lotaryńskiego związane są często z tran-

gresjami, lecz występują w nich powtarzające się cykle regresywne: na syderytycznych

iłowcach, którym towarzyszą wapienie i mułowce z laminacją smużystą i bioturbacjami,
leżą przekątnie laminowane piaskowce i warstwy szamozytowego oolitu, w niektórych
seriach przykrytego piaskowcami (Bubenićek 1964; Talbot 1974). Wydaje się to być

związane z nieustabilizowaną linią brzegową.

Skoncentrowane w tych osadach żelazo pochodzi z wietrzenia na lądzie. Było ono

transportowane do miejsca depozycji w postaci koloidalnego roztworu wodorotlenku
żelazowego Fe(OH)

3

adsorbowanego na powierzchni ziarn minerałów iłowych lub na

koloidach organicznych. Koncentracja żelaza następowała w procesach sedymentacyj­
nych, procesy diagenetyczne modyfikowały natomiast postać mineralną związków żela­
za. Tlenki, krzemiany i węglany żelaza tworzyły się w jednym basenie w zależności od
ilości żelu krzemionkowego oraz nasilenia syndiagenetycznej redukcji pierwotnego żelu

żelaza trójwartościowego. Głównym reducentem są związki organiczne zawarte w osa­
dzie, a przebieg diagenezy zależy od filtracji i dyfuzji płynów porowych, będących
funkcjami cech teksturalnych osadu. Zawartość związków organicznych i cechy tekstu­
ralne są zależne od warunków sedymentacji, które w ten sposób pośrednio determinu­
ją fację mineralną osadów żelazistych (Dimroth 1975).

Osady typu lotaryńskiego występują w systemach fanerozoicznych. Właściwe rudy

lotaryńskie są bogate w szamozyt i syderyt. Odmiany bogate w hematyt określane są

jako rudy typu Clinton.

Dalsze dwa typy osadów krzemionkowo-żelazistych związane są z utworami wieku

proterozoicznego wszystkich kontynentów. Osady te, nazywane nieściśle kwarcytami
żelazistymi lub poprawniej jaspilitami (stosowane są też regionalne nazwy: itabiryty,
takonity), zawierają magnetyt, hematyt, syderyt, grenalit i piryt występujące wespół
z szarymi lub czerwonymi rogowcami (jaspisami, stąd nazwa jaspility) oraz z kwarcy­
tami, dolomitami, czarnymi łupkami i skałami wulkanicznymi.

Brak jaspilitów młodszych od proterozoiku i ogromna ilość żelaza skoncentrowana

w tych osadach sugerowały od dawna powstawanie ich w warunkach odmiennych od

współczesnych (przegląd dawniejszych poglądów — zob. Gradziński et al. 1976, str. 42).
W ostatnich latach przedstawiono szereg nowych obserwacji przynoszących istotny po­
stęp w rozpoznaniu genezy jaspilitów. Od czasu ugruntowania się poglądu o beztleno­
wym charakterze atmosfery we wczesnym proterozoiku przyjęto, że żelazo pochodzące
z wietrzenia na lądzie było transportowane do basenu sedymentacyjnego w postaci mo­
lekularnego roztworu kwaśnego węglanu Fe(HC0

3

)

2

. Badania geochemiczne (Fiebiger

1975) wykazały obecność w jaspilitach i skałach towarzyszących parafinowych związ­

ków organicznych będących pochodnymi chlorofilu. Z jaspilitów i innych proterozoicz-
nych skał osadowych pochodzą coraz liczniejsze znaleziska mikroorganizmów, w części
przynajmniej uważanych za sinice. Na tej podstawie Cloud (1968) wysunął hipotezę, że
jaspility powstawały w układzie: redukcyjna atmosfera — utleniająca hydrosfera. Wę­
glany żelaza były utleniane przez tlen rozpuszczony w wodzie, a produkowany przez

prymitywne organizmy fotoautotroficzne. Naprzemianległość warstw bogatych w krze­

mionkę i w minerały żelaza uważana jest za rezultat procesów wczesnodiagenetycznych.

Cechy teksturalne i struktury sedymentacyjne pozwalają wydzielić dwa typy

jaspilitów: typ Lake Superior, od złóż w rejonie Jeziora Górnego w USA, i typ Algoma
(Algoma w Ontario w Kanadzie). Jaspility typu Lake Superior cechuje obecność ooidów
hematytowych i warstw złożonych z intraklastów zarówno rogowcowych jak i żelazi­
stych oraz femikrytu i rogowcowej masy wypełniającej. Struktury sedymentacyjne —
odsypy oolitowe z laminacją przekątną, laminacją smużysta, laminacją horyzontalna
i kanały erozyjne interpretowane są jako powstałe w morskim środowisku sublitorai-

nym, powyżej podstawy falowania, oraz pomiędzy burzową a normalną podstawą falo-

374 INNE OSADY BIOGENIGZNE I HYDROGENICZNE

wania. Występowanie kanałów erozyjnych, intraklastów i ooidów wskazuje na środo­

wisko o wysokiej energii hydrodynamicznej.

Jaspility typu Algoma cechuje obecność lamin o miąższościach od ułamka milime­

tra do centymetrów. Sedymentacja następowała w środowisku o niskiej energii hydro­

dynamicznej w lagunach, i na równiach pływowych.

Osady pirytonośne i syderytonośne są mułowcami bogatymi w związ­

ki organiczne, zawierającymi laminy, gruzły i konkrecje mogące zlewać

się w masywne pirytowe lub syderytowe litosomy. Osady pirytonośne
powstają w basenach izolowanych — od głębokich basenów morskich do
płytkich lagun. Osady syderytonośne związane

są głównie ze środowi­

skiem deltowym i jeziornym, ale mogą też występować w utworach mor­
skich przy izolacji basenu słabszej niż w przypadku osadów pirytonoś-

nych.

GLAUKONIT

Nazwą glaukonit określa się różnorodne utwory mineralne tworzące
ziarna lub naskorupienia o charakterystycznej zielonej barwie. Glauko­
nit z reguły powstaje w środowisku morskim w wyniku procesu halmy-
rolizy działającej na różnorodny materiał wyjściowy. Wymaga to dłu­
giego kontaktu z wodą morską i dlatego glaukonityzacja rozwija się
w warunkach powolnej sedymentacji. Materiałem wyjściowym dla glau-
konitu mogą być minerały iłowe — często uformowane w ziarna jako
wypełnienia komór w skorupkach otwornic lub jako koprolity — illit,
serycyt, biotyt, skalenie, szkliwo wulkaniczne, biogeniczny opal i węglan
wapnia. Podczas halmyrolizy następuje uwodnienie materiału wyjścio­
wego, odprowadzenie glinu, krzemionki, alkaliów z wyjątkiem potasu,

oraz adsorpcja z wody morskiej żelaza dwuwartościowego, potasu i mag­

nezu. Taka wymiana jonów w ziarnach lub na powierzchni twardego
osadu (w przypadku naskorupień) możliwa jest dzięki halmyrolityczne-
mu rozwojowi porowatości w materiale wyjściowym. W środowisku
glaukonityzacji występuje brak równowagi między substancją mineral­
ną materiału wyjściowego a środowiskiem geochemicznym i równowaga

między powstającym minerałem autigenicznym a środowiskiem geoche­
micznym. W rezultacie wymiany jonów glaukonityzacja, przy odpowied­
nio długim czasie trwania, prowadzi do całkowitego zastąpienia mate­
riału wyjściowego przez minerał autigeniczny.

Jeśli proces glaukonityzacji zostanie przerwany (np. wskutek zwięk­

szenia tempa akumulacji osadu) przed całkowitym metasomatycznym za­
stąpieniem materiału wyjściowego przez minerał autigeniczny, możliwe
jest rozpoznanie rodzaju materiału wyjściowego, który występował na

powierzchni depozycyjnej w okresie zwolnienia sedymentacji. Może to

stanowić ważną informację sedymentologiczną (Odin & Letolle 1978).

OSADY MANGANOWE 375

Autigeneza glaukonitu idzie w kierunku przekształcenia struktural­

nego materiału wyjściowego w minerał o uporządkowanej strukturze

mikowej, bogaty w potas i jon żelazawy. Warunki fizykochemiczne pow­
stawania glaukonitu określane są przez pH 7—8, Eh 0—100 mV i tempe­
raturę 5—25°C. Czas potrzebny do całkowitej glaukonityzacji materiału

wyjściowego jest rzędu 10

5

—10

6

lat. Przy glaukonityzacji trwającej 10

3

—

10

4

lat natura materiału wyjściowego jest zwykle rozpoznawalna. Nie­

kompletna glaukonityzacja i dopasowanie równowag chemicznych do
warunków odbiegających od „idealnych" powodują zmienność glaukoni­

tu, dającą się skorelować ze zmiennością środowiska sedymentacji (Burst

1958).

Typowym miejscem powstawania glaukonitu jest zewnętrzna część

szelfu pozbawionego dostawy materiału terygenicznego, a także izolo­

wane wyniesienia dna. Batymetrycznie strefa glaukonityzacji leży po­

między 50 a 500 m. W środowisku alkalicznym glaukonit jest trwały

i może być redeponowany, np. przez prądy zawiesinowe do środowiska

głębokowodnego.

Inne minerały zielone powstają w odmiennych warunkach: bertieryt

powstaje w środowisku estuariowym w strefie tropikalnej w głębokoś­
ciach nie przekraczających 50 m. Chloryty barwiące niekiedy osady na
kolor zielony są albo pochodzenia detrytycznego albo diagenetycznego
i należy je odróżnić od glaukonitu.

OSADY MANGANOWE

Nagromadzenia manganu występujące na powierzchni współczesnych
osadów głębomorskich zostały odkryte przez ekspedycję statku oceano­

graficznego Challenger w latach siedemdziesiątych ubiegłego stulecia.

Źródłem manganu jest wietrzenie skał na lądzie, podmorskie wietrzenie
skał wulkanicznych i materiału piroklastycznego oraz ekshalacje wulka­
niczne. Naskorupienia i kuliste koncentracje zawierające tlenki M n

+ 3

i M n

+ 4

są trwałe w środowisku utleniającym, a ich rozmieszczenie po­

krywa się z zasięgiem natlenionych dennych wód arktycznych i antark-

tycznych (Heezen & Hollister 1971).

Konkrecje manganowe pokrywają ogromne obszary dna oceanów.

Mają one różnorodny kształt, od groniastego do regularnie kulistego.
Jądra konkrecji stanowią różnorodne twarde ziarna: okruchy szkliwa
wulkanicznego lub pumeksu, zęby ryb, otolity, kości rekinów, gąbki,
a w wysokich szerokościach geograficznych także okruchy skalne na-
pławiane przez góry lodowe. Konkrecje wykazują koncentryczną budo­
wę i składają się z naprzemianległych warstewek tlenku manganu i wo­

dorotlenku żelaza. Nikiel, kobalt, miedź, cynk i inne metale są włączane

376 INNE OSADY BIOGENICZNE I HYDROGENICZNE

do materiału budującego konkrecje drogą adsorpcji jonowej. Na gór­
nych powierzchniach niektórych konkrecji obserwowano na fotografiach

podwodnych delikatne krystaliczne wyrostki. Tempo wzrostu konkrecji
manganowych oceniane jest na 2—8 mm/10

6

lat. Wartości wyższe, do

100 mm/10

6

lat, są wyjątkowe.

Koncentryczna budowa konkrecji wskazuje, że są one przetaczane

przez prąd, gdyż koncentryczna warstwa nie przyrasta w miejscu, gdzie
konkrecja dotyka dna.

Konkrecje i naskorupienia manganowe występują jedynie na po­

wierzchni osadu, brak ich natomiast poniżej. W obszarach, gdzie stwier­
dzono wzbogacenie w mangan w przypowierzchniowej warstwie osadu,

poniżej tej warstwy panują warunki redukcyjne. Obserwacje te potwier­

dzają hipotezę przyjmującą, że nagromadzenia tlenków manganu w wa­

runkach redukcyjnych ulegają rozpuszczaniu i dyfundują ku powierzch­

ni osadu wytrącając się w przypowierzchniowej warstwie utlenionej.
Powstawanie warunków redukcyjnych w osadzie zależy od ilości i ro­
dzaju związków organicznych gromadzących się w osadzie i od tempa
akumulacji osadu. Czynniki te określają miąższość warstwy utlenionej,
w której koncentrują się tlenki manganu. Bezrukow (1960) obserwował
stały wzrost miąższości tej strefy w północno-zachodniej części Oceanu
Spokojnego, od Wysp Kurylskich w kierunku otwartego oceanu.

FOSFORYTY

Depozycja fosforytów zachodzi w osadach morskich głównie przy udzia­
le biosfery, chociaż zapewne może również następować w drodze prze­
sycenia roztworu bez udziału organizmów. Powszechnie przyjęty jest
pogląd, że fosforyty osadzają się w środowisku szelfowym; pogląd ten
opiera się na asocjacji fosforytów z glaukonitem. Osady fosforytowe
mogą być warstwowane lub ziarniste, złożone z ooidów, pizoidów, gru-
zełkowatych peloidów i konkrecji. Przekątne warstwowanie, obecność

pokruszonych fragmentów muszli, często obtoczonych, i ślady abrazji
konkrecji fosforytowych wskazują na wody ruchliwe.

Fosfor może być przynoszony do basenu sedymentacyjnego zarówno

z lądu w postaci roztworu w wodach rzecznych, lub też z głębszych wód
przy występowaniu prądów wstępujących. W basenach, których wody są
bogate w fosfor, rozwija się silnie fitoplankton i inne organizmy: fosfor
koncentrowany jest w związkach organicznych. W basenie płytkim duża
część materii organicznej fitoplanktonu osiąga dno zanim ulegnie rozkła­
dowi i w ten sposób fosfor przechodzi do osadu. Zakwity wiciowców
wytwarzających toksyny, powodujące masową śmiertelność organizmów
nektonicznych (Brongersma-Sanders 1948), mogą dodatkowo wzbogacać

ZEOLITY 377

osad w. materię organiczną. Ziarniste fosforyty powstają z roztworów
porowych, które według danych z Morza Beringa są 30—90 razy bogat­
sze w fosfor niż wody przydenne. Prądy denne przerabiające okresowo
gromadzące się osady — mogą to być prądy spowodowane falowaniem
przy wyjątkowo silnych burzach — wypłukują drobnoziarnisty materiał
i koncentrują gruboziarniste fosforyty (Bushinski 1964).

Fosforyty warstwowe bezstrukturalne, niekiedy z soczewkami lami­

nowanych wapieni, jak np. w permskiej formacji Phosphoria w Stanach
Zjednoczonych, uważane są za osad powstający przez bezpośrednią de-
pozycję hydrogeniczną. Następuje ona. gdy chłodne wody denne, nasy­
cone względem fosforanu wynoszone są na szelf przez prądy wstępują­
ce. W miarę nagrzewania tych wód zmniejsza się rozpuszczalność C 0

2 :

pH rośnie i następuje przesycenie roztworu względem fluorofosforanu

wapniowego (Kazakow 1937; cyt. według McKelvey et al. 1959).

Koncentracja fosforu w osadach jest procesem stosunkowo powol­

nym i wymaga małego tempa akumulacji osadów. Dlatego osady fosfo­
rytowe są często związane z fazami transgresywnymi, podczas których
zwykle powstają skondensowane serie osadowe.

ZEOLITY

Zeolity powstają głównie w zaawansowanych stadiach diagenezy, lecz
analcym, chabazyt, natrolit i filipsyt występują również jako hydroge-
niczne składniki osadów i związane są ze specyficznymi środowiskami
sedymentacyjnymi. Przegląd wystąpień zeolitów w skałach osadowych
podają Ijima i Utada (1966).

Analcym tworzy się współcześnie w silnie skoncentrowanych solankach słonych je­

zior alkalicznych przy wysokich wartościach pH (np. w jeziorze Natron w Tanzanii,

gdzie pH = 9,7). Analcym znany jest też z kopalnych osadów jeziornych, gdzie wy­

stępuje samodzielnie (np. w triasowej Lockatong Formation w Pensylwanii i New Jer­

sey) lub w asocjacji z osadami piroklastycznymi (np. eoceńska Green River Formation

w Górach Skalistych). Analcym może wytrącać się bezpośrednio z alkalicznych sola­

nek przy wysokiej temperaturze. Hydroliza materiału piroklastycznego może być dodat­

kowym źródłem jonów sodowych.

Natrolit i chabazyt, a także filipsyt, towarzyszą zwykle analcymowi w osadach

słonych jezior alkalicznych. Analcym jest w środowisku sedymentacyjnym jezior alka­

licznych głównym minerałem hydrogenicznym, a jego udział w osadzie wynosi 10—-

90%.

Filipsyt występuje samodzielnie w głębokowodnych osadach oceanicznych młodego

wieku, głównie w centralnym Pacyfiku, gdzie w brunatnym ile głębinowym stanowi lo­

kalnie ponad 50% osadu. Filipsyt w osadach głębokowodnych uważany jest za produkt

halmyrolizy bazaltowego szkliwa wulkanicznego. Powstaje on w warunkach słabo alka­

licznych (pH 8), przy niskiej temperaturze i wysokim ciśnieniu. Heezen i Hollister (1971)

podają interesujące szczegóły o występowaniu filipsytu w osadach głębokowodnych.

378

INNE OSADY BIOGENICZNE I HYDROGENICZNE