3
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
Do teksturalnych cech osadów zalicza się: wielkość ziarn, ich morfologię
oraz upakowanie i orientację. Z cechami teksturalnymi są związane rów�
nież porowatość i przepuszczalność osadu. Poj ęcie  ziarno" jest stoso�
wane w znaczeniu ogól nym i dotyczy el ementów składowych osadu kla-
stycznego, takich jak: ziarna mineralne, okruchy skał, a także szczątki
organizmów i ich okruchy, ooi dy itd. Większość badań dotyczących cech
teksturalnych jest wykonywana w warunkach laboratoryjnych, a tylko
niektóre pomiary są robione bezpośrednio w odsłonięciach.
UZIARNIENIE
Wielkość ziarna
Wielkość ziarna kulistego może być jednoznacznie określona przez po�
miar j ego średnicy. Ziarna występujące w osadach z reguły nie są kuli�
ste i ich wielkość może być określona j edynie na podstawie definicji
operacyjnej dostosowanej do metodyki pomiaru: poj ęcie wielkości tych
ziarn nie jest więc całkowicie jednoznaczne, a wyni ki pomiarów wyko�
nywanych przy użyciu różnych metod i na podstawie różnych definicji
operacyjnych nie są bezpośrednio porównywal ne.
Charakter danych dotyczących uziarnienia osadów narzuca koniecz�
ność stosowania podziału ziarn na klasy o określonych granicznych wiel�
kościach średnicy ziarna. W badaniach sedymentologicznych stosuje się
skalę logarytmiczną, dogodną przy obliczeniach statystycznych; w tej
skali wartości graniczne poszczególnych klas uziarnienia zmieniają się
w postępie geometrycznym. W powszechnym użyciu jest skala zapropo�
nowana przez Uddena i zmodyfikowana przez Wentwortha (1922), w któ-
6-
84 TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
Tabela 3-1. Skala wielkości ziarn
Frakcje podstawowe
(weuług Wentwortha)
UZIARNIENIE
rej iloraz postępu wynosi 2, a średnice ziarna wyrażane są w milime�
trach (tab. 3-1). Klasy uziarnienia są podzielone w tej skali na 4 główne
frakcje: żwir, piasek, pył i ił. We frakcjach piasku i pyłu wyróżnia się
frakcje niższego rzędu (podstawowe), z których każda odpowiada jednej
klasie; frakcję żwirową dzieli się na frakcje, z których trzy grubsze od�
powiadają kilku klasom.
W przypadku nazw poszczególnych frakcji żwirowych sugerujemy możliwość sto-
sowania  jako synonimów  dwojakiego rodzaju określeń, np. żwir drobnoziarnisty
lub żwir drobnokalibrowy. Wydaje, się, że w wielu przypadkach przy opisie żwirów
przyrównanie ich średnicy do kalibru pocisków jest uzasadnione jako bardziej suge�
stywne.
Do obliczeń statystycznych dogodniejsza jest skala wprowadzona
przez Krumbeina (1934, 1964), w której wielkość ziarna (d) wyraża się
w jednostkach Ś (fi). Przeliczenie z milimetrów na te jednostki opiera
się na definicji:
Ś =  log * d [mm]
2
Zastosowanie ujemnego znaku w tym przeliczeniu pozwala na operowa�
nie liczbami dodatnimi w odniesieniu do ziarn o średnicy mniejszej od
1 mm, które to ziarna przeważają w większości badanych osadów.
Przedziały klas w skali Ś odpowiadają przedziałom w skali Went-
wortha i są wyrażone liczbami całkowitymi. Przejście od wartości śred�
nic wyrażonych w milimetrach do odpowiednich wartości skali Ś może
być łatwo dokonane za pomocą nomogramu. W Polsce taki nomogram
v
wydany został przez Instytut Geologiczny w 1975 r.
Rycina *4.
Nazwy osadów złożonych z, ziarn
piasku, pyłu i iłu (według; Shepard
1954)
W przypadku, gdy w osadzie występują niemal wyłącznie ziarna
należące do kilku sąsiednich klas, kwestia nazwy takiego osadu nie bu�
dzi na ogół poważniejszych wątpliwości. Pospolicie jednak występują
osady klastyczne, które stanowią mieszaninę ziarn bardzo rożnych frak�
cji; w tych przypadkach zasady, klasyfikacji takich osądów oraz związa�
nego z tym nazewnictwa bywają rozmaicie ujmowane. W przypadku mię-
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
86
Rycina 3-2.
Nazwy osadów złożonych z
ziarn żwiru i piasku
szaniny ziarn frakcji piasku, pyłu i iłu najbardziej trafna wydaje się kla�
syfikacja zaproponowana przez Sheparda (1954), którą ilustruje trójkąt�
ny diagram (ryc. 3-1). W przypadku mieszaniny ziarn frakcji, żwiru
i piasku korzystne jest stosowanie w terenowej praktyce klasyfikacji po�
danej na rycinie 3-2. W przypadku mieszaniny ziarn frakcji żwiru, piasku
i frakcji drobniejszych używa się zwykle ogólnego terminu mikstyt lub
diamiktyt (por. str. 440), zaś w razie dominowania w niej frakcji pelitycz-
nych  żwirowiec mułowy lub żwirowiec ilasty (zob. rozdz. 5).
Rozkład wielkości ziarna
Metody badania wielkości ziarn tworzących osad są rozmaite i zależą
od rozmiarów ziarn oraz od stopniał zlityfikowania osadu. Metody te
można ogólnie podzielić na trzy grupy. Do pierwszej należą metody bez�
pośredniego pomiaru wielkości poszczególnych ziarn. (przeprowadzanego
bądz
makroskopowo, bądz
przy zastosowaniu lupy, mikroskopu optycz�
nego lub elektronowego), do drugiej  metody  sedymentacyjne" (przy
użyciu rozmaitej aparatury), do trzeciej  metody przesiewania ziarn
na odpowiednim zestawie sit. Ta ostatnia metoda ma podstawowe zna�
czenie. Szczegóły techniczne odnośnie do wspomnianych metod podają
min. G. Muller (1967), Carver (1971) i Racinowski (1973).
Przy stosowaniu metody sitowej rozkład wielkości ziarna w bada�
nym osadzie jest wyrażony ciężarem ziarn zatrzymanych na poszczegól�
nych sitach. W przypadku pomiarów rozmiarów ziarn widzianych w prze�
kroju na powierzchni naszlifu (zgładu) lub w płytce cienkiej, rozkład
jest wyrażony ilością ziarn w określonych przedziałach wielkości. Dla�
tego też wyniki uzyskane w obu tych, pospolicie stosowanych, metodach
nie są bezpośrednio porównywalne.
Wykazano, że rozkład wielkości ziarn powstałych przez odpowied�
nie kruszenie jednorodnego materiału wyjściowego jest najbliższy roz�
kładowi normalnemu. Większość rozkładów uziarnienia próbek osadów
UZIARWENIE
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
naturalnych cechuje z reguły mniejsze lub większe odchylenie od roz-
kładu normalnego.
Wyniki analiz uziarnienia przedstawia się zwykle w formie histo�
gramów, a głównie w formie krzywych kumulacyjnych  wykonanych
zazwyczaj na logarytmicznej siatce prawdopodobieństwa (ryc. 3-3),
a także przez podanie liczbowych charakterystyk rozkładów. Charakte�
rystyki te, czyli statystyczne parametry rozkładu uziarnienia, obliczyć
można dwoma sposobami: metoda graficzna, korzystając z wartości od�
powiednich percyntyli odczytywanych z wykresu krzywej kumulacyjnej
lub bezpośrednio z zapisu wyników analizy uziarnienia, i tzw. metodą
momentów.
Niezależnie od obranej metody obliczania parametrów, w analizie sitowej koniecz�
ne jest używanie sit o dokładnej kalibracji. W celu uzyskania odpowiedniej dokładności
należy też posługiwać się sitami o przedziałach wielkości oczek co 1/4Ś i przy kreśle�
niu wykresu stosować klasy o takim przedziale. Niedokładności wykonania sit nie
wpływają poważnie na wartości szeregu parametrów, mogą natomiast całkowicie znie�
kształcić wartości współczynników skośności i spłaszczenia.
Przy obliczaniu statystycznych parametrów rozkładu uziarnienia
metodą graficzną stosuje się najczęściej wzory prowadzone przez Folka
i Warda (1957), przedstawione w tabeli 3-2.
Przeciętna wielkość średnicy ziarna jest  arytmetyczną" średnią obliczoną w przy�
bliżeniu ze względu na dobór percentyli stanowiących podstawę obliczenia. Mediana,
czyli wartość środkową, jest równa 50 percentylowi na krzywej kumulacyjnej i charak�
teryzuje środek rozkładu. Moda (wartość modalna) jest określona środkowym punktem
klasy najliczniejszej; może ona być łatwo wyznaczona z histogramu. Odchylenie stan�
dardowe jest miarą rozproszenia wartości średnic ziarn. Parametr ten umożliwia okre-
Tabela 3-2. Wzory do obliczania parametrów rozkładu wielkości ziarna metodą
graficzną. Parametry są wyznaczone na podstawie wartości percentyli odczyta�
nych z krzywej kumulacyjnej rozkładu wielkości ziarana
Wzory według.- f&Ik i W�rd 1951 - ' *
UZIARNIENIE
ślenie stopnia wysortowania osadu (tab. 3-3). Współczynnik skośności jest miarą asy�
metrii rozkładu. W przypadku rozkładu symetrycznego ma on wartość zerową, Rozkład
z  ogonem" po stronie frakcji drobniejszych ma skośność dodatnią.
Polimodalny rozkład uziarnienia jest szczególnie łatwo dostrzegalny na histogra�
mie (ryc. 3-4); na krzywej kumulacyjnej zaznacza się natomiast, w postaci drugorzęd�
nych jej przegięć.
Metoda momentów została zaadaptowana do badań rozkładu uziar�
nienia przez Krumbeina (1936). Wzory służące do obliczania odpowied-
Tabela 3-3. Skala wysortowania materiału klastycznego
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
90
Tabela 3-4. Wzory dla obliczania parametrów rozkładu wielkości ziarna, metodą
momentów
nich parametrów tą metodą są podane w tabeli 3-4. Zaletą stosowania
metody momentów jest to, że uwzględnia się wówczas wszystkie klasy
rozkładu, a nie tylko wybrane percentyle. Niemniej jednak metoda ta
ma kilka stron ujemnych w porównaniu z metodą graficzną, na co zwra�
ca uwagę Folk (1966). Najważniejszą z nich jest to, że otrzymane wyniki
mogą być bardzo zniekształcone w przypadku, gdy skrajne klasy zawie�
rają więcej niż 1% ziarn, co pospolicie zdarza się w przypadku analiz
sitowych.
Tabela 3-5. Równania regresji do przeliczania parametrów rozkłada uziarnienia,
wyznaczonych metodą momentów i dotyczących pomiarów w płytkach cienkich
(SIF), na równoważne parametry analizy sitowej (AS)
Równania wprowadzone przez Friedmana (196Z) skorygowane przez Harrelia
i Ericksona (1979)
UZIARNIENIE
Problem porównywania statystycznych parametrów uzyskanych
dzięki analizie uziarnienia w płytkach cienkich i danych z analizy sito�
wej oraz związanych z tym przeliczeń był podejmowany przez wielu
badaczy i ciągle jest przedmiotem dyskusji; dlatego też opublikowane
wzory i wykresy traktować należy z odpowiednią dozą ostrożności. Wy�
kres "sitowej" krzywej kumulacyjnej może być ewentualnie konstruo-
wany przy zastosowaniu diagramu Friedmana (1958), ale nie jest to za�
lecane. Równania do przeliczeń parametrów obliczonych metodą momen�
tów, wyprowadzone przez Friedmana (1962), zostały skorygowane nie�
dawno przez Harrella i Ericksona (1979) (tab. 3-5). Równania te zostały
jednak wyprowadzone na podstawie niewielkiej ilości analizowanych
próbek. Równania do przeliczeń parametrów obliczonych metodą gra�
ficzną, przedstawione ostatnio przez Harrella i Ericksona (1979), podane
są w tabelach 3-6 i 3-7.
Tabela 3-6. Równanie do przeliczeń niektórych parametrów wyznaczonych metodą
' graficzną na podstawie danych z płytek cienkich (SIF) na równoważne parametry
analizy sitowej (AS) i odwrotnie
Według: Harrell i Erickson 1979, skrócone
Tabela 3-7. Równania do przeliczeń wartości niektórych percentyli z dotyczących
analizy uziarnienia w płytkach cienkich (SIF) na odpowiednie wartości analizy
sitowej (AS)
Według: Harrell i Erickson 1979
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
Rycina 3-5. Zależność między skośnością a średnią średnicą ziarna dla piasku wyd�
mowego i plażowego (według: Friedman 1961)
1  piasek wydmowy, 2  piasek X płazy na wybrzeżu oceanu, 3  piasek z plaży na wybrzeżu
jeziora.
Opierając się na założeniu, że statystyczne parametry uziarnienia
odzwierciedlają cechy osadu związane z warunkami transportu materiału
ziarnowego i jego depozycji, podjęto liczne próby określenia środowiska
depozycji osadów, przede wszystkim piasków, konstruując wykresy z od�
powiednio dobranymi parami parametrów. Zestawienie na tych wykre�
sach punktów odpowiadających piaskom pobranym z różnych współ�
czesnych środowisk sedymentacyjnych pozwoliło na wykreślenie pól
charakterystycznych dla osadów danego środowiska (ryc. 3-5 3-7).
W ten sposób uzyskano dane, które mogą być przydatne w interpretacji
środowiska sedymentacji kopalnych osadów piaszczystych.
Wykresy przedstawiające stosunek średnicy ziarna największego,
odpowiadającej pierwszemu percentylowi rozkładu do mediany średnic
ziarn wprowadził Passega (1957, 1964), Według tego autora pole rozrzutu
na takim wykresie układa się w charakterystyczne segmenty odpowia�
dające różnym mechanizmom transportu (ryc. 3-8). Jak się wydaje, wy-
kresy Passegi dobrze pozwalają odróżnić drobnoziarniste osady  pela-
giczne" (opadające swobodnie z zawiesiny) od osadów powstałych z za�
wiesiny transportowanej przez prądy.
UZIARNIENIE
Rycina 3-6.
Zależności miedzy standardo�
wym odchyleniem a przeciętną;
średnicą ziarna dla piasku pla�
żowego i rzecznego (według:
Moiola & Weiser 1968)
*
Rycina 3-7. Zależność
między standardowym
odchyleniem a przecięt�
ną średnicą ziarna (we�
dług: Friedman 1961)
1  piasek wydmowy, 3 
piasek: rzeczny
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
Podkreślić trzeba, że użyteczność wszystkich omówionych parame�
trowi ich wzajemnych zależności dla interpretacji środowiska sedymen�
tacyjnego musi być jednak oceniana z dużą ostrożnością. Solohub i Klo-
van (1970) wykazali, że diagram Passegi oraz inne diagramy zależności
par parametrów nie pozwoliły na rozróżnienie osadów laguny, wydmy,
plaży i otwartego jeziora (próbki pochodziły z współczesnych osadów
wybrzeża jeziora Winnipeg).
Ostatnio coraz większe zastosowanie w interpretacjach środowisk sedymentacyj�
nych, zarówno współczesnych jak i kopalnych, na podstawie danych granulometrycz-
nych uzyskuje technika statystyczna zwana analizą czynnikową metodą Q (ang. Q-mode
factor analysis) (np. Klovan 1966; Nemec & Porębski 1977). Dane analizy uziarnienia,
wyrażone w procentach wagowych, przedstawia się w postaci macierzy formatu n X p,
gdzie n = ilość prób, p = liczba przedziałów uziarnienia (przy czym n>p, n>=30).
Istota omawianej metody polega na ustaleniu związków przestrzennych pomiędzy n
wektorami  próbami umieszczonymi w p wymiarowym układzie wspórrzędrfych. Proi
cedura obliczeniowa, w całości wykonywana przez komputer, prowadzi do wyodrębnie�
nia w badanej populacji takich prób (zwykle 2 4), które różnią się między sobą naj�
bardziej (tzw. elementy skrajne), a następnie do określenia stopnia podobieństwa pomię�
dzy wyróżnionymi próbkami skrajnymi a pozostałymi. Dokonuje się tu zatem klasyfi�
kacji i grupowania obiektów badanej populacji na podstawię p cech (procentowy udział
każdej frakcji ziarnowej) pomierzonych na każdym obiekcie (próbie). Podstawową za�
letą analizy czynnikowej sposobem Q jest szybkie, obiektywne przekształcenie i reduk�
cja zespołu danych do takiej formy, która zwykle znacznie' ułatwia interpretację sedy-
mentologiczną.
Interpretacja rozkładów wielkości
ziarna jako mieszaniny kilku populacji
Istniejące w osadach rozkłady wielkości ziarna mogą być rozpatrywane
jako wynik zmieszania dwóch lub więcej populacji ziarn, z których każ�
da odpowiada określonemu mechanizmowi transportu. Moss (1962, 1963)
uzasadnił wydzielenie populacji ziarn transportowanych w zawiesinie,
UZIARNIENIE
przez saltację i wleczonych bezpośrednio po dnie i wykazał, że te trzy
populacje mogą być wymieszane w osadzie.
Klovan (1966) wykazał za pomocą analizy czynnikowej, że przypi-
sywanie różnym mechanizmom transportu populacje wydzielane w roz-
kładzie wielkości ziarna, odzwierciedlają warunki dynamiczne panujące
w środowisku sedymentacyjnym.
Metodykę wydzielania w składzie ziarnowym różnych populacji
przypisywanym różnym mechanizmom transportu opracował w szczegó�
łach Visher (1969). Metoda ta wymaga rozdzielenia najbardziej grubo-
ziarnistej i najbardziej drobnoziarnistej frakcji w- składzie ziarnowyrn
z dokładnością do 0,1%. Analiza składu ziarnowego metodą Vishera opar�
ta jest na założeniu, że odcinki prostolinijne, na jakie dzieli się kumula-
cyjna krzywa rozkładu uziarnienia wykreślona na logarytmicznej siat�
;
ce prawdopodobieństw, odpowiadają różnym populacjom ziarn: każda
z tych populacji ma rozkład zbliżony do normalnego, w osadzie jednak
populacje te są zmieszane wskutek depozycji związanej z różnymi me-
Rycina 3-9.
Wydzielanie trzech populacji w składzie ziar�
nowym piasku (według: Visher; 1969)
chanizmami transportu. Zazwyczaj krzywa dzieli się na trzy odcinki (ryc.
3-9), z których odcinek najniższy (gruboziarnisty) odpowiada populacji
ziarn transportowanych przez bezpośrednie wleczenie po dnie, odcinek
środkowy populacji ziarn transportowanych przez saltację, a odcinek
drobnoziarnisty reprezentuje populację ziarn transportowanych w za-
wiesinie. Niekiedy odcinek środkowy rozpada się na dwa i reprezentuje
wówczas dwie populacje: przemieszczane w saltacji i w chwilowej za-
wiesinie. Położenie punktów załamania powstałych przez przecięcie wy-
kreślonych odcinków prostych (odpowiadających poszczególnym popu�
lacjom), nachylenie prostolinijnych odcinków (będące miarą wysortowa�
nia ziarn w danej populacji) oraz proporcja ziarn należących, do różnych
populacji charakteryzują  zdaniem Vishera, różne środowiska sedy�
mentacyjne (zob. Gradziński et al. 1976, tab. 3-5).
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
MORFOLOGI A ZIARN
Kształt i kulistość
Pojęcie kształtu odnosi się do geometrycznej, przestrzennej formy ziar�
na. Wobec ogromnego zróżnicowania kształtów ziarn, szczegółowa kla�
syfikacja w tym zakresie nie jest możliwa. W. badaniach sedymentoIo-
gicznych stosuje się powszechnie zaproponowaną przez Zingga (1935) me�
todę charakteryzowania kształtu ziarna za pomocą dwóch wskaz
ników.
Pierwszy z nich wyraża stosunek długości osi średniej B do osi najdłuż�
szej A, drugi  stosunek długości osi najkrótszej C do osi średniej.
Wskaz
niki Zingga mają tę przewagę nad innymi wskaz
nikami opartymi
na stosunkach osiowych, że wartości ich zawarte są w granicach 0 1.
Ziarno traktowane jest tutaj w sposób przybliżony jako symetryczna
elipsoida trójosiowa o osiach wzajemnie prostopadłych. Stosunki dłu�
gości osi tej elipsoidy stanowią podstawę do wydzielenia czterech opiso�
wych klas kształtu: ziarn kulistych, wrzecionowatych, dyskoidalnych
i elipsoidalnych (ryc. 3-10).
Rycina 3.10.
Klasyfikacja kształtu otoczaków na podsta�
wie osiowych wskaz
ników kształtu (według:
Zingg 1935)
Ogólnie rzecz biorąc, kulistość. jest ilościowym parametrem, który
wyraża stopień podobieństwa danego ziarna do kuli. Do scharakteryzo�
wania kulistości stosuje się różne definicje operacyjne konstruowane
głównie w aspekcie zachowania się ziarna podczas transportu (Sneed &
Folk 1958). Z wyjątkiem badań specjalistycznych, w praktyce stosuje się
określanie kulistości w przybliżeniu, przez wizualne porównanie z od�
powiednim wzorcem (ryc. 3-12).
Krytyczny przegląd różnych, przedstawionych do tej pory parame�
trów charakteryzujących kształt i kulistość podał ostatnio Barret
(1980).
W badaniach sedymentologicznych osadów żwirowych powszechnie
bywa stosowany współczynnik spłaszczenia, wprowadzony przez Went-
wortha i zmodyfikowany przez Cailleux (1945). Wyrażony jest on sto-
siwkiem sumy długości osi najdłuższej i średniej do dwóch długości osi
MORFOLOGIA ZIARN
najkrótszej (przy pomiarze osi prostopadłych do siebie). Współczynnik
ten znajduje zastosowanie ze względu na rolę, jaką przypisuje się obec�
ności spłaszczonych przez ąbrazję żwirów jako jednego z kryteriów dla
rozpoznania -środowiska sedymentacji (zob. rozdz. 12).
Obtoczenie
Obtoczenie ziarna jest miarą starcia jego ostrych naroży i krawędzi oraz
ogładzenia powierzchni (Tonnard 1964). Istnieje kilka miar stopnia obto�
czenia, z których szersze zastosowanie znalazły: wskaz
nik obtoczenia
Wentwortha-Cailleux (franc. indice demousee) obliczany jako stosunek
promienia krzywizny najostrzejszego naroża ziarna do największej śred�
nicy ziarna, i stopień obtoczenia Wadella (ryc: 3-11), obliczany jako sto�
sunek średniego promienia kół wpisanych w naroża konturu ziarna do
promienia największego koła wpisanego w kontur ziarna (Wadell 1932;
Cailleux 1950).
Rycina 3-11. Stopień obtoczenia ziarn według definicji Wadella (1932) (według:
Krumbein 1949)
Stopień obtoczenia = (średni r)/R
Tabela 3-8. Skala stopnia obtoczenia
Według: Powers 1953
7 Zarys sedymentologii
Im
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
MORFOLOGIA ZIARN
Obliczanie pierwszego z tych wskaz
ników może być obarczone du�
żym błędem ze względu na to, że wybór najostrzejszego naroża bywa
subiektywny; ponadto wskaz
nik ten jest zależny od kulistości ziarna.
Wskaz
nik obtoczenia Wadel l a jest natomiast ni ewygodny w praktycz�
nym stosowaniu, bowi em wymaga wykonania wielu pomi arów na jed�
nym ziarnie. Dlatego też powszechnie stosowane są wzorce do wizual�
nego określania stopnia obtoczenia (ryc. 3-12).
Z różnych opublikowanych wzorców obtoczenia najczęściej stoso�
wany jest wzorzec Powersa (1953). Wzorzec ten przedstawia zarówno
kontur, jak i rzez
bę powierzchni ziarna, nadaje się wi ęc zarówno do
określania obtoczenia luz
nych ziarn, jak i ziarn w skale zwięzłej , obser�
wowanych na powierzchni naszlifu lub w płytce cienkiej. Nawet najbar�
dziej ostrokrawędziste ziarna mają określony stopień obtoczenia, nie
osiągając praktycznie wartości poniżej 0,12. Dlatego j ako środek prze�
działu dla klasy ziarn bardzo ostrokrawędzistych przyj ęto 0,15 (tab. 3-8).
Szerokość przedziałów klas wzrasta ze stopniem obtoczenia, gdyż wizu�
alne określenie niewielkich różnic dla ziarn znacznie ogładzonych
jest trudniejsze niż w przypadku ziarn mało zmienionych przez abrazję.
Obtoczenie ziarn zależy od ich wielkości, cech fizycznych (m.in. po�
datności na kruszenie, łuszczenie, ścieranie) oraz od warunków i czasu
trwania procesów abrazji. Eksperymentalnie zależności te były badane
przede wszystkim przez Kuenena (1955, 1956, 1960, 1964c). Podczas tran�
sportu szybciej ulegają abrazji ziarna większe, przy czym istotne zna�
czenie ma ośrodek, w jakim odbywa się transport. W przypadku wody
dużą rolę odgrywa też charakter dna; na dnie piaszczystym transporto�
wane otoczaki znacznie słabiej ulegają abrazji niż na dnie kamienistym.
W miarę zwiększania się stopnia obtoczenia, abrazja ziarna jest coraz
wolniejsza. W przypadku ziarn kwarcu o frakcji piasku abrazja w wa�
runkach transportu w ośrodku wodnym jest procesem bardzo wol nym
(półobtoczone ziarna o średnicy 1,2 1,5 mm tracą zaledwie około l�/o
objętości na dystansie 20 000 km). Przy transporcie eolicznym nasilenie
abrazji ziarn piasku kwarcowego jest 100 do 1000 razy większe. Szybko
są też abradowane nieruchome powierzchnie skalne bombardowane pias�
kiem eolicznym; dlatego też wielograńce powstawać mogą w ciągu dzie�
siątków lub setek lat. Oscylacyj ny ruch otoczaków, toczonych i przesu�
wanych po dnie jest procesem stosunkowo szybkim, przy czym ubytek
wskutek abrazji jest największy w przypadku otoczaków średnich roz�
miarów.
Wzrost stopnia obtoczenia i wysortowania materiału zi arnowego (a
także ubytek frakcji ilastej w przypadku piasków) traktowane są j ako
kryteria określające stopień dojrzałości teksturalnej osadu (Folk 1951,
1968). Koncepcj a dojrzałości teksturalnej opiera się na założeniu, że dłu�
gotrwała obróbka materiału podczas transportu prowadzi do coraz lep-
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
szego obtoczenia i wysortowania ziarn. Folk wprowadził również pojęcie
inwersji teksturalnej i wyróżnił kilka jej typów. Inwersja polega np. na
występowaniu w osadzie dużych, nieobtoczonych ziarn wśród dobrze ob�
toczonych ziarn drobniejszych lub na obecności obtoczonych, dużych
ziarn w ilastej masie wypełniającej. Przyczyną powstania inwersji tek�
sturalnej może być zmieszanie osadów pochodzących z dwóch różnych
środowisk, redepozycja części materiału tworzącego osad itd.
Funkcjonalnym parametrem formy ziarna jest potoczystość (ang. pi-
votability, Tollability). Mówiąc ogólnie, jest to zdolność ziarn do obroto�
wego staczania się po nachylonej powierzchni, mierzona za pomocą od�
powiednich przyrządów o różnej konstrukcji. Badania nad potoczystoś-
cią zapoczątkował Krygowski (1937, 1964), a następnie prowadzili je rów�
nież Kuenen (1964a) i Winkelmolen (1971). Potoczystość wpływa w bar�
dzo dużym stopniu na zachodzące podczas transportu sortowanie ziarn
według kształtu. Ziarna izomeryczne i ziarna obtoczone mają większą
potoczystość niż ziarna anizometryczne i ziarna ostrokrawędziste, lecz
zależności te nie są proste (ryc. 3-13). Na ogół ziarna o dużej potoczy-
UPAKOWANIE I ORIENTACJA ZIARN
stości pozostają w tyle podczas transportu i są skoncentrowane w osa�
dzie przemytym. Przy transporcie w zawiesinie i w saltacji jest to tłu�
maczone wyższą wartością stosunku pola powierzchni do objętości dla
ziarn o małej potoczystości, co prowadzi do silniejszego oddziaływania
prądu na te ziarna. Dla ziarn toczonych po dnie większa potoczystość
powoduj e wzmożony opór szorstkości dna, gdyż ziarna izometryczne
i obtoczone dopasowują się ściśle do nierówności podłoża, po którym są
transportowane.
Ultramikroskopowe cechy powierzchni
ziarn kwarcu
Mikroskopia elektronowa stworzyła nowe możliwości w badaniach mor�
fologicznych cech powierzchni ziarn. Początkowo używano w tym celu
prześwietleniowego mikroskopu el ektronowego (TEM) ; podsumowanie
uzyskanych wyni ków badań nad ziarnami kwarcu z różnych współczes�
nych środowisk sedymentacyjnych oraz z utworów kopalnych przedsta�
wili Krinsley i Donahue (1968).
Zastosowanie, począwszy od 1968 r., mikroskopu skanningowego
(SEM) umożliwiło daleko łatwiejsze i bardziej wszechstronne badania
przy zastosowaniu bardzo szerokiej skali powiększeń. Szybki postęp ba�
dań tą metodą przyniósł do tej pory szereg prac o aspekcie sedymentolo-
gicznym. Przegląd pierwszego etapu badań zawiera opatrzony tekstem
atlas tekstur powierzchni ziarn kwarcu (Krinsley & Doornkamp 1973).
Wyróżni ono tu 9 różnych cech uzyskanych dzięki obróbce mechanicz�
nej, 5 będących wynikiem trawienia powierzchni, a 6 związanych z od�
kładaniem krzemionki na powierzchni ziarn kwarcu. Różne kombinacj e
tych cech wykazują ziarna osadów l odowcowych, lessu, piasków eolicz-
nych, ziarn transportowanych w ośrodku wodnym, ziarna gromadzone
w środowisku o dużej zawartości glinki i kwasów humusowych, a także
ziarna pierwotne z granitów i gnej sów oraz pochodzące z osadów zdia-
genezowanych.
Liczne nowsze prace dotyczące tej dziedziny zawiera zbiorowa pu�
blikacja wydana przez Whal l eya (1978).
Analiza cech mikroreliefu ziarn kwarcu może być przydatna w re�
konstrukcji środowiska sedymentacyj nego badanych osadów. Wydaj e
się jednak, że traktować ją trzeba j edyni e j ako jedną z metod pomocni�
czych.
UPAKOWANIE I ORIENTACJA ZIARN
Elementy osadu ziarnowego wykazuj ą między sobą rozmaite stosunki
przestrzenne, wyrażone różnego typu kontaktami sąsiadujących z sobą
ziarn. Tego rodzaju stosunki między ziarnami określa się (zwykl e tyl ko
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
w odniesieniu do ziarn tworzących tzw. szkielet ziarnowy) jako upako�
wanie (ang. packing). Ponadto ziarna mogą wykazywać kierunkowe upo�
rządkowanie w przestrzeni, co nazywa się orientacją (ang. orientation).
W języku angielskim obie te cechy często określa się też wspólnym ter�
minem fabric; jako jego polski odpowiednik zaproponowaliśmy  układ"
(Gradziński et al. 1976, str. 144) ale nie jest on trafny. Znacznie lepszy
jest termin  więz
ba", zaproponowany ostatnio przez Rykę i Maliszew�
ską (1982).
Zarówno upakowanie jak i orientacja mogą ulegać penesyndepozy-
cyjnym lub postdepozycyjnym przemianom wskutek oddziaływania orga�
nizmów, upłynnienia osadu, kompakcji, procesów diagenetycznych oraz
deformacji tektonicznych, co może prowadzić do przeobrażenia lub całko�
witego zatarcia. W tej dziedzinie problematyka sedymentologiczną łą�
czy się ściśle z zagadnieniami petrologii skał osadowych.
Upakowanie ziarn
Ogromna większość osadów zbudowanych z materiału ziarnowego skła�
da się z dwóch kategorii ziarn. Pierwszą reprezentują ziarna większe, któ�
rych obecność z reguły decyduje o litologicznym typie skały (np. ziarna
frakcji piasku w przypadku piaskowca). Ziarna te tworzą szkielet zlar-
nowy (ang. framework). Drugą kategorię reprezentują ziarna na ogół wy�
raz
nie mniejsze, które tworzą masę wypełniającą (ang. matrix), nazywa�
ną też  tłem skalnym" lub spoiwem wypełniającym, stosowany też bywa
spolszczony termin "matriks". Procentowy udział ziarn szkieletu i masy
wypełniającej może być bardzo różny, a niektóre osady mogą być nie�
mal całkowicie pozbawione masy wypełniającej (np. bardzo dobrze wy�
sortowane piaski wydmowe lub żwiry w piargowych stożkach osy-
piskowych).
Rycina 3-14. Osad o szkielecie
ziarnowym zwartym (A) i roz�
proszonym (B)
W przypadku, gdy ziarna będące elementami szkieletu ziarnowego
stykają się ze sobą mówimy, że osad ma zwarty szkielet ziarnowy. W ta-
kich osadach masa wypełniająca wypełnia jedynie przestrzenie między
ziarnami szkieletu, a nawet może nie występować" (ryc. 3-14). Jeżeli na�
tomiast ziarna szkieletowe nie stykają się ze sobą lecz  pływają" w ma�
sie wypełniającej, mówimy o rozproszonym szkielecie ziarnowym. Po-
UPAKOWANIE i ORIENTACJA ZIARN
Tabela 3-9. Parametry upakowania ziarn
Parametry jakościowe i
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
między tymi dwoma skrajnymi, jakkolwiek pospolitymi typami konstruk�
cji szkieletu ziarnowego istnieją typy pośrednie.
Zasadniczym aspektem upakowania ziarn są ich wzajemne kontakty.
W nielicznych do tej pory, systematycznych pracach poświęconych te�
mu zagadnieniu wprowadzono szereg terminów opisowych, które służą
dó scharakteryzowania typu kontaktów między ziarnami, a także kilka
parametrów ilościowych (tab. 3-9, ryc. 3-15).
ZIARNO
SWOBODNE Rycina 3-15.
Typy kontaktów między ziarnami (ilustra�
cja do tabeli 3-7)
Orientacja ziarn
Ziarno w momencie sedymentacji poddane jest działaniu sił pola gra�
witacyjnego oraz siłom związanym z przepływem ośrodka transportują�
cego materiał ziarnowy. W tych warunkach ziarna mają tendencję do
przyjmowania najbardziej stabilnej pozycji. Ziarna kuliste nie mają okre�
ślonej orientacji, natomiast ziarna o innym kształcie ustawiać się mo�
gą w rozmaity sposób, w zależności od warunków depozycji.
Przestrzenne położenie niekulistych ziarn można jednoznacznie okre�
ślić za pomocą trzech prostopadłych osi ziarna: długiej A, średniej B
i krótkiej C. W przypadku ziarn silnie wydłużonych wystarcza do tego
UPAKOWANIE I ORIENTACJA ZIARN
celu określenie przestrzennego położenia osi A, w przypadku ziarn eli�
psoidalnych  osi A i B, w przypadku zaś ziarn dyskoidalnych  pła�
szczyzny ich największego przekroju, tj. płaszczyzny AB.
Pomiary w terenie przeprowadza się w odniesieniu do poziomu i do kierunku pół�
nocnego. Jeżeli badane osady są wychylone tektonicznie, konieczne jest póz
niej prze�
prowadzenie reorientacji wyników pomiarów przy użyciu odpowiedniej siatki.
Najłatwiejsze i obarczone najmniejszym błędem są pomiary otoczaków, które moż-
na łatwo wydobyć z osadu. Stosunkowo prosty sposób pomiaru orientacji takich otocza�
ków zastosował Unrug (1957), modyfikując nieco wcześniejszą metodę Karlstroma (1952).
Metoda ta polega, ogólnie rzecz biorąc, na narysowaniu na powierzchni otoczaka
dwóch przecinających się prostopadle linii. Rysuje się je przez wycięcia w kształcie
krzyża w odpowiedniej płytce, która podczas tej operacji jest zorientowana. Po wyję�
ciu otoczaka ustawia się go w położeniu pierwotnym, używają tak samo zorientowanej
płytki, a następnie dokonuje żądanych pomiarów.
Ze względu na to, że wszelkie pomiary orientacji mają jedynie znaczenie w ujęciu
statystycznym, ważny jest dobór ilości pomiarów. Zdaniem Johanssona (1965), który
szeroko zajmował się zagadnieniem orientacji żwirów, minimalna ilość pomiarów winna
wynosić 60 80 w jednym stanowisku pomiarowym. Wyniki pomiarów zestawiane są
w postaci diagramu punktowego na siatce stereograficznej  zwykle na dolnej półkuli.
Na podstawie takiego diagramu sporządza się także diagram konturowy.
Rycina 3-16. Przestrzenna orientacja płytek
cienkich lub naszlifów
a  kierunek prądu
Orientację ziarn piasku w skałach litych (lub osadów zestalonych przy zastosowa�
niu odpowiednich preparatów, np. żywic epoksydowych) mierzy się w zasadzie na trzech
prostopadłych do siebie ścianach odpowiednio wyciętej i zorientowanej próby, bądz
też
w zorientowanych płytkach cienkich (ryc 3-16). Zamiast bezpośrednich pomiarów
w płytkach cienkich można też przeprowadzać je na wykonanych z nich fotografiach.
We wszystkich tych przypadkach widoczne są jedynie przekroje ziarn; dlatego też mie�
rzy się tylko najdłuższą średnicę konturu ziarna. Liczba pomiarów dokonywanych w jed�
nej płytce wynosi zazwyczaj 100 200 (Potter & Pettijohn 1963), niektórzy badacze wy�
korzystują jednak 300-400 ziarn. Orientację najdłuższych średnic zestawia się dla każ�
dej ściany (lub płytki cienkiej) w postaci diagramu rozetowego. Analiza wszystkich
trzech diagramów pozwala odczytać orientację długich osi ziarn w badanej próbie.
W przypadku badania orientacji żwirów występujących w litych, scementowanych
skałach, stosuje się podobne metody dokonywania pomiarów, jak opisane w odniesieniu
do ziarn piasku, wykorzystując różnie zorientowane powierzchnie naturalnych odsłonięć.
Analiza materiału pomiarowego polega na wyznaczeniu, za pomocą
odpowiednich metod statystycznych, kierunku średniego, modalnego,
standardowego odchylenia i na ich podstawie kierunku przepływu prą�
du osadzającego badane osady.
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
Podczas interpretacji orientacji ziarn wygodnie jest posługiwać się
trójosiowym układem odniesienia (Potter & Pettijohn 1963), w którym
oś a jest równoległą do kierunku transportu, oś b jest prostopadła do
osi a i wyznacza rozciągłość powierzchni sedymentacyjnej, oś c jest
prostopadła do płaszczyzny wyznaczonej przez a i b. Dalszymi elementa�
mi układu są: V  pionowa płaszczyzna wyznaczona przez ac, która
z reguły stanowi płaszczyznę symetrii orientacji ziarn, główna płaszczy�
zna akumulacji  Sp i lokalna płaszczyzna akumulacji Sf (ryc. 3-17).
Rycina 3-17. Układ odniesienia dla orientacji ziarna
a  oś wyznaczająca kierunek prądu, b  pozioma oś prostopadła do kierunku prądu, c  oś pro�
stopadła do płaszczyzny ab, H  płaszczyzna pozioma, V  płaszczyzna" pionowa przechodząca
przez oś a, Sp  główna powierzchnia akumulacji, Sf  lokalna powierzchnia akumulacji) A, B, C 
osie ziarna
Zazwyczaj przyjmuje się, że główna płaszczyzna akumulacji wy-
znaczona przez osie aib jest pozioma. W rzeczywistości jednak ułożenie
skośne płaszczyzny Sp względem poziomu, szczególnie w środowisku lą�
dowym, wcale nie należy do rzadkości. Wielkość kąta nachylenia Sp
jest zazwyczaj niewielka i najczęściej może on być pominięty w bada�
niach sedymentologicznych. Znacznie bardziej istotne jest każdorazowe
określenie lokalnej płaszczyzny akumulacji (Si), której kąt nachyle�
nia może być znaczny, np. w przypadku czołowych lamin war�
stwowania przekątnego wynosi on od 10 35�, a niekiedy przekra�
cza nawet 40�.
Orientacja długich osi w płaszczyz
nie poziomej
Stopień uporządkowania kierunkowego osi A zależy w znacznej mierze
od wydłużenia ziarn. Ziarna o stosunkowo dużym współczynniku wy�
dłużenia, wyrażanym stosunkiem A/B, wykazują na ogół mniejszy sta-
UPAKOWANIE I ORIENTACJA ZIARN
pień rozrzutu (dyspersji) kierunków osi A niż ziarna o współczynniku
zbliżonym do 1 (Spotts 1964). Podobnie lepiej zorientowane są ziarna sto�
sunkowo duże.
Obserwowane w osadach rozkłady kierunkowe osi A w większości
przypadków należą do j ednego z następujących trzech typów orien�
tacji:
 orientacja podłużna  uprzywilej owany kierunek osi A jest rów�
noległy do kierunku transportu (A| | a);
 orientacja poprzeczna  uprzywilej owany kierunek osi A jest
poprzeczny do kierunku transportu (A| | b);
 orientacja bimodalna  istnieją dwa uprzywilej owane kierunki
osi A, z których jeden jest dominujący.
Orientacja podłużna (AIIa) jest stosunkowo najbardziej stabilnym
ułożeniem wydłużonych ziarn w prądzie. W tej pozycj i są one ustawione
najmniejszymi przekrojami prostopadle do prądu stawiając mu tym sa�
mym najmniejszy opór. Ułożeni e to może być uzyskane w rozmaity
sposób:
 W czasie transportu w przypadku, gdy odbywa się on ruchem
ślizgowym niezależnie od tego czy transport odbywa się w prądzie czy
w grawitacyjnym spływie zi arnowym osadu.
 Jako wynik pewnego rodzaju  sel ektywnej " sedymentacji uzależ�
nionej od ułożenia ziarn w końcowej fazie transportu trakcyjnego (Jo-
hansson 1965). W momencie wypadania z prądu określonej frakcji ma�
teriału jako pierwsze zatrzymują się elementy, które ze względu na swo�
je ułożenie stawiają najmniejszy opór przepływaj ącemu ośrodkowi,
a więc, pomijając na razie różnice w kształtach  przede wszystkim te,
które znajdują się w pozycj i (A||A). Pozostałe natomiast mogą być tran�
sportowane nieco dalej i są odkładane dopiero po przyjęciu ułożenia
podłużnego, albo wskutek dalszego spadku siły transportowej prądu.
 Jako wyni k reorientacji ziarn, które z takich czy innych powo�
dów nie przyj ęły pozycj i stabilnej i już nie są przemieszczane, ale mogą
wykonywać obrót dookoła swego środka ciężkości. Pod wpływem prądu
lub uderzeń innych ziarn ulegają one reorientacji, układając się długimi
osiami równolegl e do prądu (Unrug 1957).
Orientacja poprzeczna (A| | b) powstaje podczas transportu ziarn przez
toczenie (Pettijohn et al. 1972). Otrzymuj ą ją najłatwiej elementy wydłu�
żone o stosunkowo małym spłaszczeniu, których osie B i C mają zbliżo�
ne długości (formy walcowate, wrzecionowate i elipsoidalne). Ułożenie
to jest jednak mało stabilne i istnieje duże prawdopodobieństwo, że przed
ostatecznym pogrzebaniem znajdujące się w prądzie ziarno przyj mie po�
zycj ę podłużną.
Najbardziej korzystne warunki dla powstawania orientacji poprzecz�
nej stwarzają prądy słabe w stosunku do wielkości transportowanego
ziarna, płynące po gładkim dnie (Schlee 1957; Johansson 1963) oraz oscy-
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
lacyjny ruch wody (Nachtigall 1962). W prądach silniejszych (Ruchin
1969) i na hydrodynamicznie szorstkiej powierzchni dna formuje się z re�
guły orientacja podłużna.
Ogólna hydrodynamiczna teoria zachowania się ziarna w ośrodku
transportującym została przedstawiona przez Rusnaka (1957).
Orientacja' bimodalna powstaje najczęściej na skutek przerabiania
osadu przez dwa płynące z różnych kierunków prądy. Może ona rów�
nież być spowodowana odmiennym zachowaniem się w prądzie ziarn
o różnych kształtach. Orientację podłużną uzyskują najłatwiej wydłu�
żone ziarna płaskie, natomiast ziarna walcowate i wrzecionowate, ze
względu na łatwość transportu przez toczenie, przybierają w prądzie czę�
sto pozycj ę poprzeczną, która zaznacza się na wykresach drugorzędnym
maksimum.
Orientacja płaszczyzn największego
przekroju ziarna (AB)
Jedną z charakterystycznych cech osadów wód płynących jest dachów�
kowe ułożenie ziarn (imbrykacja); płaszczyzny największego przekroju
ziarn zapadają wówczas pod prąd. Imbrykacja może być przedstawiona
jako upad płaszczyzny AB, lub pośrednio za pomocą osi C.
Wywi erany przez prąd poziomy nacisk na tak zorientowaną po�
wierzchnię AB rozkłada się na dwi e składowe, z których jedna wspoma�
ga siłę ciężkości przyciskając ziarno zarówno do dna jak i do przeszko�
dy, o którą się ono opiera w pozycj i skośnej. W tych warunkach ziarno
znajduje się w najbardziej stabilnym położeniu wzgl ędem działających
na nie sił w poruszającym się j ednokierunkowo ośrodku.
Omówi one wyżej warunki stabilności są spełnione tylko wówczas,
gdy punkt podparcia ziarna znajduje się powyżej j ego środka ciężkości.
W związku z tym w określonych warunkach hydrodynamicznych istotny
wpływ na wartość kąta nachylenia wywi era wielkość przeszkód w sto�
sunku do rozmiarów opierających się o nie ziarn. W przypadku małej
przeszkody punkt podparcia musi być odpowiedni o daleko odsunięty od
środka ciężkości podtrzymywanego przez nią ziarna, które tym samym
leży bardziej połogo.
Kąt nachylenia osiąga wartości maksymalne, gdy ziarna opierają
się o inne mające co najmniej te same rozmiary. W takich przypadkach
średnie nachylenie otoczaków waha się zazwyczaj od 15 do 30�.
W z
le wysortowanych osadach, w których stosunkowo nieliczne du�
że ziarna są odkładane razem z materiałem bardziej drobnoziarnistym,
kąt imbrykacji jest na ogół mniej szy niż w lepiej wysortowanych gru�
boziarnistych piaskach i żwirach.
Imbrykacja ziarn stanowi bardzo dobry wskaz
nik kierunku deponu�
jącego prądu, znacznie lepszy i bardziej j ednoznaczny niż układ ziarn
UPAKOWANIE I ORIENTACJA ZIARN
w płaszczyz
nie warstwowania. W warunkach terenowych, z chwilą zna�
lezienia ściany odsłonięcia z maksymalnymi kątami upadu otoczaków,
można szybko i łatwo określić kierunek transportu materiału grubo-
klastycznego.
W niektórych osadach piaszczystych występują wyraz
nie jednokie�
runkowe nachylenia większych izolowanych otoczaków, mimo braku
podpierających je przedmiotów. Taka pozorna imbrykacja powstaje wsku�
tek ześlizgiwania się większych ziarn po zaprądowych zboczach form
dna. Ziarna układają się wówczas mniej więcej równolegle do lokalnej
powierzchni depozycyjnej i znaczą nachylenie tworzących się na niej
warstw skośnych (ryc. 3-18). Kąty nachylenia osi są w tym przypadku
niewielkie i zazwyczaj nie przekraczają 25�. Tego rodzaju orientacja
ziarn może być łatwo mylona z imbrykacja prądową.
Rycina 3-18.
Pozorna imbrykacja powstająca
na nachylonych lokalnych po�
wierzchniach akumulacji
W specjalnych okolicznościach nachylenie płaszczyzn AB otocza�
ków może być wywołane przez nacisk poruszającego się ośrodka wywie�
rany na wierzchnie warstwy luz
nego osadu. Nacisk ten wytwarza siły
ścinające, pod wpływem których większe otoczaki są wyciskane skośnie
ku górze w kierunku prądu. Przemieszczany ku powierzchni osadu oto�
czak, dopasowując się do działających nań sił, dąży do zajęcia pozycji,
w której napotyka się najmniejszy opór środowiska i układa się w taki
sposób, aby jego płaszczyzna AB była równoległa do kierunku ru-
chu. W rezultacie tego procesu powstaje w osadzie uprzywilejo�
wana orientacja otoczaków, których płaszczyzny AB zapadają pod prąd
(Laming 1966).
Orientacja ziarna w osadach rzecznych
Powszechnym zjawiskiem w gruboklastycznych osadach rzecznych jest imbrykacja
z upadami największych powierzchni otoczaków skierowanych pod prąd. Średnie na�
chylenie otoczaków wynosi zazwyczaj około 25� i waha się od 10 do 30�.
Bardzo rzadko w osadach rzecznych pojawia się imbrykacja z przeważającym na�
chyleniem otoczaków w dół rzeki. Jest ona przeważnie związana z prądami wstecznymi^
występującymi w strefach oderwania przepływu za większymi przeszkodami - (Krumbein
1940).
Orientacja osi A otoczaków w płaszczyz
nie sedymentacji jest znacznie mniej regu�
larna (np. Dziedzic 1967). Dominujące ułożenie podłużne mają zazwyczaj otoczaki, naj�
większe w danym materiale, otoczaki klas średnich układają się raczej poprzecznie,
najmniejsze nie wykazują zazwyczaj wyraz
nej orientacji (ryc. 3-19). Największe oto-
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
110
Rycina 3-19.
Orientacja otoczaków nale-
żących do różnych klas
większości (w mm) (Duna�
jec, według: Unrug 1957)
A  128 256, B  64 128, C 
32 64
czaki, których transport ustaje najwcześniej, zatrzymują się wśród będącego jeszcze
w ruchu materiału i ustawiają się tak, by stawiać mu najmniejszy opór, a więc tym
samym najmniejszym przekrojem prostopadle do kierunku prądu (A ||b). Przy dalszym
spadku szybkości osadzany jest materiał klas średnich transportowany przez, toczenie.
Reorientacja ze względu na zmniejszoną szybkość prądu jest w tym przypadku znacznie
słabsza i ziarna w dużej mierze zachowują pozycję, jaką miały podczas transportu. Ma�
teriał najdrobniejszy wypełnia przestrzenie między dużymi otoczakami i jego ułożenie
jest najbardziej chaotyczne (Unrug 1957).
Rycina 3-20.
Rozkład orientacji osi A ziarn w płaszczyz
nie
poziomej w osadzie rzecznym. Strzałka wska�
zuje kierunek prądu (według: Potter & Mast
1963)
Rozkład orientacji osi A ziarn w płaszczyz
nie poziomej
w osadzie rzecznym. Strzałka wskazuje kierunek prądu
(według: Potter & Mast I9S3)
Orientacja ziarn piasku w osadach rzecznych ze względu na bogactwo lepszych
i mniej pracochłonnych wskaz
ników kierunkowych, rzadko jest wykorzystywana w ba�
daniach sedymentologlcznych. W większości piasków rzecznych dominuje równolegle
do kierunku transportu ułożenie osi A. Niekiedy na diagramach pojawia się drugorzęd�
ne maksimum wywołane obecnością ziarn, które zachowały pozycję uzyskaną podczas
toczenia i mają osie A zorientowane prostopadle do kierunku prądu.
Ziarna piasku są stosunkowo czułe na lokalne zakłócenia przepływu w przydennej
partii prądu, dlatego też dyspersja ich orientacji pionowej i poziomej jest znaczna (ryc.
3-20).
Orientacja ziarna w osadach plażowych
Materiał gruboklastyczny transportowany jest na plaży najczęściej przez fale burzowe,
rzadziej przez silne zmywy powrotne. Otoczaki wyrzucane przez fale na brzeg, o ile nie
są następnie reorientowane przez zmyw powrotny, układają się długimi osiami równo�
legle, do kierunku transportu, a więc prostopadle do kierunku nabiegu czoła fali i mniej
lub bardziej równolegle do linii brzegowej (np. Dziedzic 1967). Ich płaszczyzny AB zapa-
dają wówczas ku morzu. Silne zmywy powrotne mogą jednak nadać osiom A wtórnie
V
UPAKOWANIE I ORIENTACJA ZIARN
kierunek zbliżony do prostopadłego do brzegu, a nawet spowodować powstanie imbry-
kacji nachylonej w stronę lądu.
W przypadku, gdy dachówkowo ułożone otoczaki leżą na podłożu żwirowym, lo�
kalne odwrócenie imbrykacji może być spowodowane obracaniem ziarn żwiru (Bluck
1967) poruszanych przez przepływ potoku zmywu powrotnego poprzez warstwę żwiro�
wą.
Orientacja ziarna materiału piaszczystego w osadach plażowych następuje głównie
pod wpływem falowania i prądów zmywu powrotnego. Zmienność kierunków falowania
i prądów zmywu powoduje, że w diagramach orientacji osi A ziarn piasku występuje
często dwa, trzy a nawet cztery maksima. Przykładem mogą być utwory plażowe bada�
ne przez Normana (1964), w których autor ten stwierdził cztery uprzywilejowane kie�
runki ułożenia osi A. Kierunek pierwszy, równoległy do linii brzegu był spowodowany
toczeniem materiału przez falowanie, dwa następne ustawione pod kątem 45� do linii
brzegu odpowiadały kierunkom skośnym zmywów powrotnych, czwarty  prostopadły
do brzegu uzyskiwały większe otoczaki, które pod wpływem fal dokonywały obrotu ale
nie były transportowane.
Or i e n t a c j a z i a r n a w o s a d a c h l o d o wc o wy c h
W znacznej części osadów lodowcowych istnieje wyraz
na orientacja ziarn grubokla-
stycznych w stosunku do kierunku ruchu lodowca. Przeważa opinia, że bazalny osad
morenowy zostaje od razu trwale unieruchomiony (Okko 1955; Carrey & Ahmad 1961),
a obserwowana w nim orientacja składników jest  kopalną" orientacją jaka istniała
w przydennej warstwie lodu lodowcowego. Okruchy skalne w osadach morenowych
ułożone są swymi długimi osiami równolegle do kierunku płynięcia lodu (ryc. 3-21).
Or i e n t a c j a e l e me n t ó w s z k i e l e t o wy c h o r g a n i z mó w
Elementy szkieletowe organizmów uzyskują orientację podobnie jak ziar�
na klastyczne. Ze wzgl ędu na różnorodność ich kształtów, urzez
bienie
i symetrię reagują one jednak w swoisty i jak dotąd nie zawsze w pełni
poznany sposób na ruch ośrodka transportującego. W związku z tym
problem ich ułożenia jest znacznie bardziej skomplikowany niż w przy�
padku ziarn klastycznych. Poniżej omówiona zostanie orientacja szcząt�
ków zachowanych w całości lub j edynie nieznacznie uszkodzonych. Ele�
menty silnie rozdrobnione i pokruszone zachowują się podobnie jak ma�
teriał ziarnowy pochodzenia nieorganicznego.
Orientacja elementów szkieletowych występujących w skale może
być pierwotna (biologiczna), uzyskana przez organizm za życia, lub wtór�
na (mechaniczna), wytworzona pod wpływem ruchu ośrodka, z reguły
po śmierci zwierzęcia. Przypadek pierwszy, j akkolwiek często notowa�
ny we współczesnych środowiskach wodnych, z osadów kopalnych opi�
sywany jest rzadko. Większą rolę, zwłaszcza w badaniach o aspekcie pa-
leogeograficznym, odgrywa mechaniczna orientacja elementów szkiele�
towych.
W naturalnym środowisku morskim, zwłaszcza w płytkich i ruchli�
wych strefach, gdzie dominującym mechanizmem transportu jest trakcja,
pojedyncze skorupy małżów (lewa i prawa) oraz ramienionogów (brzusz-
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
na i grzbietowa) orientują się zazwyczaj wypukłą stroną ku górze. Wy�
nika to stąd, że skorupa leżąca na dnie wypukłą stroną ku dołowi jest
łatwo odwracana przez prąd do pozycji przeciwnej, będącej jej pozycją
stabilną. Zjawisko to potwierdzają zarówno obserwacje jak i ekspery�
menty, przeprowadzone zarówno w warunkach sztucznych (Menard &
Boucot 1951), jak i naturalnych (Johnson 1957).
Orientacja skorup stroną wypukłą ku górze uważana jest za jedno
z kryteriów rozpoznawania stropowej powierzchni ławicy (Schrock
1948).
Przypadek ułożenia skorup wklęsłą stroną ku górze występuje rza�
dziej. Może być ono wynikiem opadania skorup w spokojnej wodzie,
transportu w kierunku brzegu przez zmyw wstępujący, lub sedymenta�
cji w  cieniu" prądowym wytworzonym za jakąkolwiek przeszkodą (Rich�
ter 1942), migracji riplemarków (Clifton & Boggs 1970) (ryc. 3-22) lub też
depozycji z prądów zawiesinowych (Middleton 1977) względnie grawita�
cyjnych spływów osadu (Potter & Pettijohn 1963).
Rycina 3-21. Diagramy orientacji długich osi otoczaków we współczesnym osadzie
moreny dennej (według: Harrison 1957)
Czarna strzałka  kierunek wyznaczony na podstawie statystyczne] interpretacji diagramu; strzałka
przerywana  rzeczywisty kierunek ruchu lodowca
Elementy szkieletowe mogą być ułożone na powierzchni osadu bez�
ładnie, bądz
też mogą wykazywać orientację uporządkowaną. Ta ostat�
nia uwidacznia się szczególnie wyraz
nie w przypadku elementów wy�
dłużonych jak rostra belemnitów, łodyżki liliowców, stożkowe muszle
ślimaków, rabdosomy graptolitów itp. Dłuższe osie takich elementów uło�
żone są mniej więcej równolegle, co jest wynikiem oddziaływania prą�
dów lub falowania. Brak kierunkowego uporządkowania wskazuje czę-
UPAKOWANIE I ORIENTACJA ZIARN
sto na depozycję w spokojnej wodzie, może być jednak również wywo�
łane depozycją w silnym prądzie (Trusheim 1931).
W celu jednoznacznego ustalenia orientacji elementów szkieleto�
wych wyznacza się dla każdego gatunku oddzielnie wektory, których
azymuty określają ich ułożenie na powierzchni depozycyjnej. Dla poje�
dynczego elementu wektor ma kierunek zgodny z długą osią elementu,
a zwrot określony jest przez położenie charakterystycznego punktu da�
nego elementu, np. wierzchołka formy stożkowej, szczytu skorupy itp.
(ryc. 3-22). W ten sposób położenie badanego elementu zostaje jedno-
Rycina 3-22. Ułożenie skorup wklęsłą stroną ku górze w wyniku migracji riple-
marka (według: Clifton & Boggs 1970)
A  sytuacja wyjściowa: skorupki leżą stroną wypukłą ku górze, B  silny zmyw wstępujący:
skorupki przetaczane poprzez riplemark układają się wklęsłą stroną ku górze, C  zmyw powrotny:
niektóre skorupki są, odgrzebywane, inne pozostają w osadzie, D  silny zmyw wstępujący: zagrze-
bywanie dalszych skorupek ułożonych wklęsłą stroną ku górze, E  sytuacja po przejściu licznych
fal: wskutek migracji riplemarków powstaje warstwa muszlowca, w której skorupy ułożone są stroną
wklęsłą ku górze
znacznie określone, a diagram w postaci róży kierunków może być spo�
rządzony w zakresie 360�. W przypadku elementów walcowatych bez
wspomnianego, charakterystycznego punktu (np. łodyżek liliowców)
określić można jedynie kierunek w zakresie 180�. Aby uzyskać wiary�
godne dane, pomiarami należy objąć 100 200 egzemplarzy danego ga�
tunku na powierzchni jednej ławicy.
8 Zarys sedymentologii
TEKSTURALNE CECHY OSADÓW
114
Rycina 3-23.
Sposób oznakowania muszli i sko�
rup dla jednoznacznego określenia
ich orientacji (według: Nagle
1967)
Z diagramu można odczytać uprzywilejowaną orientację elementów
szkieletowych. Przy prostopadłym w stosunku do kierunku prądu uło�
żeniu większości elementów, diagram ujawnia dwa, mniej więcej jedna�
kowe maksima (ryc. 3-23), różniące się o około 180� (Gekker 1957; Seila-
Rycina 3-24. Walcowate skorupki otwornic ułożone są prostopadle do kierunku
prądu (strzałka) (według: Seilachaer 1960)
UPAKOWANIE I ORIENTACJA ZIARN
cher 1960). W przypadku orientacji równoległej do prądu, występują tak�
że dwa maksima (ryc. 3-24 A C), jedno z nich wszakże jest wyraz
nie do�
minujące i wskazuje na stabilne położenia badanych elementów (Seila-
cher 1960).
Nagle (1967) wyróżnił: orientację wywołaną falowaniem i orientację
wywołaną prądami.
Orientacja wywołana falowaniem Oscylacyjnym przedstawia się następująco:
 skorupki asymetryczne, wydłużone (jak Mytilus), skorupki symetrycznie wydłu�
żone (jak Spirifer) i formy stożkowe (np. Turitella) układają się dłuższą osią równolegle
do grzbietu fal. Jednak w związku ze słabymi prądami wywołanymi postępem fal, ele�
menty te mają tendencje do nieznacznego odchylenia od położenia równoległego i zwra�
cania się w kierunku ruchu wody (ryc. -3-25 A D). W konsekwencji na diagramie kie�
runków obserwować można dwa wyraz
ne, asymetryczne maksima, tworzące kąt rozwar�
ty zwrócony wierzchołkiem w kierunku postępu fal. Często kierunek ten jest dodatko�
wo uwypuklony za pomocą trzeciego, niewielkiego maksimum (ryc. 3-25 C, D);
Rycina 3-25.
Prądowa orientacja sko�
rup
Szeroka strzałka  kiernnek
prądu, cienka strzałka.  wek�
tor orientacji skorup; A 
Turitella, B  Mytilus (sko�
rupa prawa), C  Tentacu-
lites, D  Spirifer, E  An�
dara (skorupa lewa)
 skorupki płasko-izometryczne (jak Andara) układają się dłuższą osią skośnie
w stosunku do szczytu fal, przy czym krawędz
umbonalna skorup lewych zwrócona jest
w kierunku postępu fal, skorup prawych  odwrotnie (ryc: 3-25 E, F);
Największą łatwość kierunkowego ułożenia pod wpływem nawet słabego falowa�
nia stwierdzono u muszli stożkowych, stosunkowo szybko też ulegały one zagrzebaniu
w osadzie, pozostając w pozycji zorientowanej. W przypadku silniejszego falowania.
wytwarzającego oscylacyjne riplemarki, elementy te gromadziły się na dnie bruzd rów�
nolegle do grzbietu fal (Nagle 1967).
W przypadku przemieszczania elementów szkieletowych przez prąd, orientacja ich
długich osi przedstawia się odmiennie:
 skorupki wydłużone (np. Mytilus) kierują się zarówno pod wpływem słabych,
jak i dość silnych prądów krawędzią umbonąlną pod prąd; a ich osie są równoległe do
jego kierunku; diagram wykazuje dwa silnie asymetryczne maksima z wyraz
ną domi�
nacją jednego nad drugim (ryc. 3-24 B);
 formy walcowate (łodyżki krynoidów, czasem ortocerasy i belemnity) układają
się prostopadle do kierunku prądu;
 formy stożkowe (tentakulity, turitelle) wykazują ułożenie równoległe do prądu
i są skierowywane wierzchołkiem, pod prąd.
Diagram orientacji ujawnia dwa, silnie zróżnicowane, asymetryczne maksima (ryc.
3-24 A, C), o wyraz
nej przewadze jednego nad drugim:
 formy stożkowe o ciężkiej podstawie z wypukłościami działającymi na zasadzie
kotwicy (Murex, Strombus) przybierają pozycję  zakotwiczoną", tzn. zwracają się pod�
stawą pod prąd;.
 skorupki płasko-izometryczne (np. Andara) oraz symetryczne, wydłużone (Spi-
rifer) wykazują ułożenie bardziej lub mniej chaotyczne, z tej też przyczyny orientacja
ich nie jest diagnostyczna (ryc. 3-24 D, E).
Ustalenie prawidłowości zachowania się elementów szkieletowych
w ośrodku ruchliwym znalazło dość szerokie zastosowanie w praktyce,
zwłaszcza w badaniach paleogeograficznych. Wyniki pomiarów orientacji
fauny pozwoliły w wielu przypadkach na odtworzenie kierunków paleo-
prądów (Seilacher 1960; Nagle 1967; Jones & Dennison 1970; Dixon 1970).
a także na odróżnienie środowiska z dominującym wpływem falowania
na ułożenie fauny od środowiska z dominującym wpływem prądów (Na�
gle 1967). Wyniki te wykazują często dużą zgodność z danymi uzyska-
LITERATURA KOMENTOWANA
nymi na podstawie innych przesłanek, jak np. riplemarków czy warstwo-
wania przekątnego. Z drugiej jednak strony obserwowano niejednokrot�
nie wręcz zaskakujące, trudne do wytłumaczenia zachowanie się ele�
mentów szkieletowych w ośrodku ruchliwym (Trusheim 1931). Brak zro�
zumienia wielu zjawisk wywołany jest nieznajomością wszystkich czyn�
ników działających w środowisku wodnym i wzajemnym nakładaniem
się procesów, których wypadkową jest ostateczna orientacja badanego
elementu. W związku z tym dane uzyskane w wyniku pomiarów orien�
tacji fauny należy, jak dotąd, traktować z dużą dozą ostrożności, stara�
jąc się jeśli to możliwe o poparcie ich dowodami pochodzącymi z in�
nych z
ródeł.
118 TEKSTURALNE CECHY OSADÓW