Prezentowany konspekt zawiera elementarne wiadomości z zakresu genezy,
budowy i klasyfikacji skał osadowych. Jego treść, w głównej mierze, oparta została
na ogólnodostępnej literaturze dotyczącej tematu, a częściowo jest efektem
przemyśleń własnych autora strony. Konspekt ten przeznaczony jest głównie dla
studentów pierwszego roku geologii i geografii, a tak\
e dla wszystkich
zainteresowanych tym tematem.
Skały osadowe.
Wietrzenie.
Wszystkie skały, czy to magmowe, czy metamorficzne, czy starsze skały
osadowe, znajdujące się na powierzchni ziemi i ograniczonej do poziomu wód
gruntowych strefie przypowierzchniowej ulegają działaniu czynników zewnętrznych.
Mówimy, \
e skały wietrzeją. Efektywność działania tych czynników w du\
ym stopniu
uzale\
niona jest od cech strukturalnych, teksturalnych skał, składu mineralnego, czyli
w konsekwencji tak\
e ich chemizmu. Wietrzeniem, zatem, nazywać będziemy
proces niszczenia skał pod wpływem działania czynników zewnętrznych.
Proces z natury jest dynamiczny, jest to uporządkowany w czasie ciąg zmian.
Czynnikiem (czynnikami), natomiast, określać będziemy przyczynę lub zespół
przyczyn danego procesu. Wyró\
nia się twa typy wietrzenia:
wietrzenie fizyczne (=mechaniczne), którego efektem jest rozdrobnienie skały,
oraz wietrzenie chemiczne, prowadzące do jej rozkładu.
Wietrzenie fizyczne.
Głównym czynnikiem procesu wietrzenia fizycznego jest temperatura, a
konkretnie zmiany temperatury występujące na wielu obszarach Ziemi w cyklu
dobowym (dzień/noc), sezonowym (lato/zima), bądz
w cyklach wieloletnich (np.
glacjał/interglacjał). Bezpośredni wpływ temperatury na skały nazywamy insolacją.
Skały zbudowane są z ró\
nej wielkości, ró\
nie zorientowanych ziaren krystalicznych
(minerałów), o ró\
nym współczynniku rozszerzalności termicznej. Wielokrotne
nagrzewanie i ochładzanie skały równoznaczne z wielokrotnym, wielokierunkowym
rozszerzaniem się i kurczeniem jej składników prowadzi do rozluz
nienia jej zwartości,
zwięzłości, czyli tzw. więz
by skały i w efekcie do rozpadu. Skały ponadto są bardzo
1
złymi przewodnikami ciepła. Działanie temperatury powoduje rozgrzanie tylko
wierzchniej, stosunkowo cienkiej  warstwy , głębiej, natomiast, skała pozostaje
chłodna. Na granicy tych dwóch  stref występuje, zatem, gradient termiczny,
generujący du\
e naprę\
enia, w wyniku których tak\
e dochodzi do rozpadu skał.
Ogólnie rozpad skal (=wietrzenie fizyczne) określamy mianem dezintegracji. W
zale\
ności od stopnia i sposobu rozdrobnienia skały wyró\
niamy ró\
ne rodzaje
dezintegracji. Je\
eli skała rozpada się na du\
e bloki mówimy dezintegracji
blokowej lub rozpadzie blokowym. Rozpad skały na małe ziarna to dezintegracja
granularna lub rozpad ziarnisty. Wreszcie eksfoliacja to złuszczanie się skały lub
dezintegracja skorupowa. Dezintegracja skał (wietrzenie fizyczne) mo\
e być zatem
bezpośrednią konsekwencją insolacji. Czasami jednak, mimo identycznych
 produktów wietrzenia fizycznego, mechanizm ich powstawania mo\
e być odmienny.
Wyobraz
my sobie przebieg tego procesu w warunkach klimatu chłodnego, z
okresowym spadkiem temperatury poni\
ej 0oC, w obecności wody. Wypełniająca
drobne pory i szczeliny skalne woda, zamarzając zwiększa swoją objętość. Wzrost
objętości zamarzającej wody sięga 9% i jest wystarczający do wygenerowania
ogromnych naprę\
eń, prowadzących do rozpadu (=dezintegracji) skał. Wietrzeniowe
działanie zamarzającej wody określa się mianem zamrozu. W tym przypadku, w
procesie wietrzenia fizycznego (=działania zamrozu), równie\
głównym czynnikiem
jest temperatura, jednak nie działa ona bezpośrednio na skały, lecz za
pośrednictwem  narzędzia , którym jest, na przemian, zamarzająca i rozmarzająca w
szczelinach woda. Podobne w skutkach działanie, lecz zachodzące w skrajnie
odmiennych warunkach, daje krystalizacja soli w porach i szczelinach skalnych. W
warunkach klimatu suchego, gorącego drobne spękania w skale mogą być
wypełnione wysoko zmineralizowanymi, wodnymi roztworami ró\
nych soli. Na skutek
działania wysokiej temperatury, rozpuszczalnik (=woda) ulega częściowemu
odparowaniu, co prowadzi do zwiększenia stę\
enia roztworu i w konsekwencji do
krystalizacji. Kryształy soli o wydłu\
onym pokroju  ustawiają się zazwyczaj
prostopadle do powierzchni ograniczających szczelinę. Tak\
e w tym kierunku maja
one największą, tzw. siłę krystalizacji. Wzrastające kryształy, zatem, działają na skały
 rozsadzająco prowadząc do ich kruszenia czyli dezintegracji. Taki typ wietrzenia
fizycznego określamy jako wietrzenie poprzez wzrost kryształów soli. W tym
przypadku równie\
głównym czynnikiem procesu wietrzenia fizycznego jest
temperatura, która jednak, podobnie jak w przypadku zamrozu, nie działa na skalę
2
bezpośrednio, lecz za pośrednictwem  narzędzia jakim są wzrastające kryształy soli.
Pewne znaczenie w procesie wietrzenia fizycznego ma tak\
e wpływ czynników
związanych z mechanicznym oddziaływaniem na skały organizmów, np.
 rozpychający efekt rozwoju systemu korzeniowego roślin lub  grzebiący tryb \
ycia
niektórych zwierząt (kret, d\
d\
ownica, zwierzęta kopiące nory, itp.). Proces
wietrzenia fizycznego prowadzi tylko do rozdrobnienia (=rozpadu) skał i w
konsekwencji umo\
liwia rozpoczęcie działania czynników chemicznych, czyli procesu
wietrzenia chemicznego.
Wietrzenie chemiczne.
Głównym czynnikiem procesu wietrzenia chemicznego jest woda wraz z
rozpuszczonymi w niej aktywnymi gazami, tlenem (O2), dwutlenkiem węgla (CO2),
siarkowodorem (H2S), a tak\
e kwasami organicznymi (=kwasami humusowymi).
Woda wsiąkająca w podło\
e ma tak\
e zdolność wytwarzania jeszcze innych
aktywnych substancji, np. kwasów siarkowego (H2SO4) lub węglowego (H2CO3),
przyśpieszających proces wietrzenia chemicznego. Jego efektem jest powstanie
du\
ej grupy nowych związków (=minerałów wtórnych), bardziej stabilnych, czyli
odporniejszych na działające w określonych warunkach czynniki chemiczne. W
zale\
ności od typu przeobra\
eń chemicznych, które towarzyszą powstaniu nowych
minerałów wyró\
nia się tak\
e ró\
ne typy wietrzenia chemicznego. Wietrzenie
chemiczne wskutek utleniania polega na łączeniu się z tlenem substancji
beztlenowych lub przejściu związków o ni\
szym stopniu utlenienia na wy\
szy.
Powszechnie utlenianiu ulega tak\
e materia organiczna. Często proces ten zachodzi
w obecności wody, tzn. w warunkach hydratacji. Przykładem utlenienia związków
beztlenowych jest przemiana siarczków w siarczany, np.
2FeS2 + 2H2O + 7O2 2FeSO4 + 2H2SO4
piryt/markasyt + woda + tlen siarczan \
elaza + kwas siarkowy
lub PbS + 2O2 PbSO4
galena + tlen siarczan ołowiu (=anglezyt).
Przykładem, natomiast, zmiany stopnia utlenienia jest przeobra\
enie magnetytu w
hematyt:
4Fe3O4 + O2 6Fe2O3
magnetyt + tlen hematyt.
3
Wietrzenie chemiczne na skutek uwodnienia to hydratacja. Polega ona na
włączeniu w strukturę określonych związków chemicznych wody w postaci
cząsteczkowej (H2O), lub jako grupy hydroksylowej (OH). Hydratacja rzadko
zachodzi jako osobny proces. Najczęściej współdziała z hydrolizą, utlenianiem i
karbonatyzacją. Przykładem prostej hydratacji mo\
e być przejście hematytu w
limonit:
2Fe2O3 + 3H2O 2Fe2O3�3H2O
hematyt + woda limonit,
lub anhydrytu w gips:
CaSO4 + 2H2O CaSO4�2H2O
anhydryt + woda gips.
W podobny sposób z węglanów, poprzez hydrolizę i utlenianie, mogą powstawać
wodorotlenki:
FeCO3 + H2O Fe(OH)2 + CO2
syderyt + woda wodorotlenek \
elaza + dwutlenek węgla
a następnie: 4Fe(OH)2 + O2 2Fe2O3�3H2O + H20
wodorotlenek \
elaza + tlen limonit + woda.
Hydrolityczny rozkład glinokrzemianów (głównie skaleni), w obecności dwutlenku
węgla, w zale\
ności od warunków klimatycznych określa się jako wietrzenie ilaste
albo wietrzenie laterytowe. Wietrzenie ilaste zachodzi w warunkach klimatu
umiarkowanego. Jego produktami są nowe minerały (ilaste!), głównie związki krzemu
(Si) i glinu (Al), w związku z czym ten rodzaj wietrzenia chemicznego określa się
tak\
e jako wietrzenie SiAl-itowe (sialitowe). Przykładem wietrzenia sialitowego
mo\
e być rozkład ortoklazu w obecności wody i dwutlenku węgla:
2KAlSi3O8 + 2H2O + CO2 K2CO3 + 4SiO2 + H2Al2Si2O8�H2O
ortoklaz + woda + dwutlenek węgla węglan potasu + krzemionka + kaolinit,
lub rozkład, w podobnych warunkach, anortytu:
CaAl2Si2O8 + 2H2O + CO2 H2Al2Si2O8�H20 + CaCO3
anortyt + woda + dwutlenek węgla kaolinit + węglan wapnia (kalcyt).
Wietrzenie laterytowe zachodzi w warunkach klimatu ciepłego, wilgotnego. Jego
produktem, najogólniej, są utwory nazywane laterytem (stąd nazwa). Pod względem
chemicznym lateryt jest mieszaniną wodorotlenków glinu (mineralogicznie hydrargilitu
 Al (OH)3 i diasporu - AlO�OH), a więc związków Al, dlatego te\
wietrzenie to
nazywane jest Al-itowym (alitowym). Przykładem wietrzenia alitowego tak\
e mo\
e
4
być rozkład ortoklazu w obecności wody i dwutlenku węgla, oczywiście, w
odpowiednich warunkach klimatycznych:
2KAlSi3O8 + 3H2O + CO2 K2CO3 + 6SiO2 + 2Al(OH)3
ortoklaz + woda + dwutlenek węgla węglan potasu + krzemionka + hydrargilit.
Wietrzenie chemiczne na skutek redukcji polega na obni\
eniu stopnia utlenienia
pierwiastków wchodzących w skład ró\
nych związków chemicznych (=minerałów
wtórnych). W przyrodzie głównym czynnikiem redukującym jest materia organiczna w
postaci pierwiastka węgla (C), który ma zdolność łączenia się z wolnym tlenem, a
tak\
e tlenem zawartym w związkach chemicznych. Podobną zdolność, tzn.
odszczepiania tlenu niezbędnego do procesów \
yciowych z ro\
nych związków
chemicznych (organicznych i nieorganicznych) posiadają niektóre bakterie.
Procesowi redukcji zawsze musi towarzyszyć utlenianie i odwrotnie, utlenianiu
redukcja. Przykładem tego typu przeobra\
eń chemicznych jest redukcja siarczanów
do wolnej siarki:
CaSO4 + 2C CaS + 2CO2
siarczan wapnia + węgiel siarczek wapnia + dwutlenek węgla,
następnie 2CaS + 2H2O Ca(OH)2 + Ca(SH)2
siarczek wapnia + woda wodorotlenek wapnia + wodorosiarczek wapnia,
Ca(OH)2 + Ca(SH)2 + 2CO2 2CaCO3 + 2H2S
wodorotlenek wapnia + wodorosiarczek wapnia + dwutlenek węgla
węglan wapnia + siarkowodór
i wreszcie: 2H2S + O2 2S + 2H2O
siarkowodór + tlen siarka + woda.
Wietrzenie chemiczne na skutek uwęglanowienia określane jest tak\
e jako
klarbonatyzacja. Polega ona w głównej mierze na rozpuszczającym działaniu
dwutlenku węgla i wody (=kwasu węglowego) w stosunku do wielu minerałów i
wiązaniu uwolnionych w ten sposób kationów niektórych metali, głównie alkalicznych
(K, Na, Ca, Mg) i \
elaza (Fe) w węglany. Rozpuszczanie kalcytu w wodzie z
dwutlenkiem węgla (=kwasie węglowym) prowadzi do powstania kwaśnego węglanu
wapnia całkowicie odprowadzanego do roztworu:
CaCO3 + H2O + CO2 Ca(HCO3)2
Kalcyt + woda + dwutlenek węgla kwaśny węglan wapnia.
5
Tego typu przeobra\
eniom ulegają tak\
e krzemiany. Przykładem mo\
e być tzw.
serpentynizacja, polegająca na przemianie oliwinu (forsterytu) w serpentyn i
magnezyt:
2Mg2SiO4 + CO2 + H2O H4Mg3Si2O9 + Mg2CO3
forsteryt + dwutlenek węgla + woda serpentyn + magnezyt,
lub przejsciu piroksenu (diopsytu) w dolomit:
CaMg(Si2O6) + 2CO2 + 2H2O CaMg(CO3)2 + 2SiO2 + 2H2O
diopsyt + dwutlenek węgla + woda dolomit + krzemionka + woda.
Podstawowe typy reakcji w procesie wietrzenia chemicznego to: utlenianie,
uwodnienie (=hydratacja), redukcja oraz uwęglanowienie (=karbonatyzacja).
Jak wykazały jednak powy\
sze przykłady przeobra\
enia te rzadko zachodzą
pojedynczo. W praktyce mamy do czynienia ,najczęściej, z zachodzącymi
równocześnie kilkoma typami przemian, co nieco utrudnia prosty i czytelny podział
procesu wietrzenia chemicznego.
Odporność minerałów na wietrzenie.
Efektywność działania zewnętrznych czynników niszczących w procesie
wietrzenia, jak zostało to zasygnalizowane ju\
we wstępie, w du\
ym stopniu
uzale\
niona jest od podatności minerałów. Jedne są tylko rozdrabniane i nie ulegają
praktycznie \
adnym innym przeobra\
eniom, inne natomiast, nie dość \
e są
kruszone, to jeszcze podlegają pełnemu rozkładowi chemicznemu. W związku z tym
minerały skałotwórcze (skał magmowych), zarówno femiczne (= ciemne ) jak i
sialiczne (= jasne ) mo\
na uszeregować pod względem odporności, osobno dla obu
grup. Pozycja minerałów ( ciemnych i  jasnych ) w szeregach jest odwrotna do
kolejności ich krystalizacji z magmy (por. szeregi reakcyjne Bowena). Znaczy to,
ogólnie, \
e największą odporność chemiczną będą wykazywały minerały (femiczne i
sialiczne) krystalizujące z magmy  na końcu , a najmniejszą rozpoczynające ten
proces. Zatem  szereg odpornościowy minerałów  ciemnych mo\
e wyglądać tak:
�! kolejność krystalizacji �!
biotyt  amfibol  piroksen  oliwin
spadek odporności
Wynika z tego, \
e stosunkowo pospolitym składnikiem skał osadowych
(okruchowych) spośród minerałów femicznych będzie biotyt. Oliwinu, natomiast, w tej
6
grupie skal praktyczne nie spotkamy.  Szereg odpornościowy minerałów  jasnych
jest następujący:
�! kolejność krystalizacji �!
kwarc  muskowit  skaleń  skaleniowiec
spadek odporności
Konsekwencją takiego uszeregowania, pod względem odporności, minerałów
sialicznych będzie powszechne występowanie w skałach osadowych (okruchowych)
kwarcu i muskowitu, natomiast brak skaleniowców. W tym szeregu nale\
y zwrócić
uwagę na pozycję skaleni. Pamiętamy, \
e stanowią one stosunkowo ró\
norodną
grupę minerałów, której przedstawiciele, w ró\
nym stopniu są odporne na działanie
czynników chemicznych. Pod tym względem skalenie mo\
na usystematyzować jak
poni\
ej:
�! kolejność krystalizacji �!
skaleń potasowy  plagioklaz sodowy  plagioklaz wapniowy
spadek odporności
i z podobnymi konsekwencjami jak ,ogólnie, dla minerałów ciemnych i jasnych, tzn.
powszechnym składnikiem skał osadowych (okruchowych) mo\
e być skaleń
potasowy, natomiast plagioklazów, szczególnie wapniowych w tej grupie skał nie
spotkamy.
Minerały skałotwórcze skał osadowych.
W związku z odpornością/podatnością  minerałów pierwotnych na niszczące
działanie czynników chemicznych, minerały skałotwórcze skał osadowych mogą być
dwojakiego pochodzenia. Część z nich to minerały allogeniczne, czyli takie które
powstały poza miejscem tworzenia się skał osadowych. Dostają się one do osadu
bez zmiany ich natury mineralogicznej, wskutek, tylko, rozdrobnienia (=wietrzenia
fizycznego) skał magmowych, metamorficznych lub starszych skał osadowych. Są to
zatem minerały najbardziej odporne. Spośród minerałów pierwotnych, głównych skał
magmowych (sialicznych i femicznych) do tej grupy zalicza się: kwarc, muskowit,
skaleń potasowy oraz biotyt. Powszechne w tej grupie są tak\
e minerały poboczne
i akcesoryczne, takie jak: cyrkon, rutyl, turmalin, korund, granat, magnetyt i
ilmenit, a z metamorficznych dysten i staurolit. Charakterystykę wymienionych
minerałów allogenicznych przedstawiono w tabelach.
7
Cechy fizyczne kwarcu.
1. Minerał KWARC
2. Gromada/klasa/grupa sole kwasów tlenowych (krzemiany i
glinokrzemiany)/krzemiany i glinokrzemiany
przestrzenne/minerały grupy SiO2
3. Nazwa chemiczna krzemionka krystaliczna
4. Wzór SiO2
5. Układ krystalograficzny trygonalny (� kwarc), heksagonalny (ą kwarc)
6. Cię\
ar właściwy 2,65 g/cm3
7. Połysk szklisty, tłusty
8. Przez
roczystość przezroczysty
9. Barwa/zabarwienie bezbarwny, biały, \
ółty, ró\
owy, ciemnobrunatny,
ciemnoszary do czarnego
10. Rysa biała
11. Twardość 7,0
12. A
upliwość -
13. Przełam muszlowy, nierówny, zadziorowaty
14. Spójność kruchy
15. Pokrój słupkowy, izometryczny
16. Postać skupienia kryształy, zbliz
niaczenia (delfinackie, brazylijskie,
japońskie), geody, druzy, \
yły, skupienia ziarniste, zbite
17. Inne cechy odporny na działanie czynników fizycznych i
chemicznych z wyjątkiem HF; pospolite wrostki i ró\
nego
typu inkluzje ciekłe i gazowe; na ścianach kryształów
poprzeczne prą\
kowanie
18. Pochodzenie/geneza pospolity minerał skał magmowych, osadowych i
metamorficznych
19. Odmiany/typy kwarc wysokotemperaturowy (ą), trwały w temp. >
5730C; kwarc niskotemperaturowy (�), trwały w temp. <
5730C; odmiany barwne kwarcu niskotemperaturowego:
kryształ górski (bezbarwny), ametyst (fioletowy), kwarc
ró\
owy (ró\
owy), cytryn (\
ółty), kwarc dymny
(ciemnobrunatny), morion (ciemnoszary, czarny);
prasiolit (zielony, przezroczysty), odmiany kwarcu z
wrostkami: kocie oko (wrostki azbestu), praz (wrostki
aktynolitu i chlorytu), tygrysie oko, sokole oko (wrostki
krokidolitu), awenturyn (wrostki \
ółtych lub zielonych
mik), włosy Wenus (wrostki rutylu), kwarc mleczny (biały,
zabarwienie powodują drobne inkluzje ciekłe i gazowe).
Cechy fizyczne muskowitu.
1. Minerał MUSKOWIT
2. Gromada/klasa/grupa sole kwasów tlenowych (krzemiany i
glinokrzemiany)/krzemiany i glinokrzemiany
warstwowe/miki (łyszczyki)
3. Nazwa chemiczna uwodniony glinokrzemian potasu i glinu
4. Wzór KAl2[(OH,F)2AlSi3O10]
5. Układ krystalograficzny jednskośny
6. Cię\
ar właściwy 2,77  2,88 g/cm3
7. Połysk szklisty, perłowy
8. Przez
roczystość przezroczysty
9. Barwa/zabarwienie bezbarwny, zielonawy, \
ółtawy , brunatnawy
10. Barwa rysy biała
8
11. Twardość 2,5  3,0
12. A
upliwość doskonała, jednokierunkowa
13. Przełam -
14. Spójność sprę\
ysty
15. Pokrój blaszkowy
16. Postać skupienia ziarniste/blaszkowe
17. Inne cechy odporny na działanie kwasów, słabo ulega działaniu HF
18. Pochodzenie/geneza składnik skal magmowych, du\
e kryształy wśród
pegmatytów, produkt procesów pneumatolitycznych i
hydrotermalnych, pospolity składnik skał osadowych i
metamorficznych.
19. Odmiany/typy serycyt  drobnołuseczkowa odmiana muskowitu; fengit
 muskowit o podwy\
szonej zawartości SiO2
Cechy fizyczne skalenia potasowego.
1. Minerał SKALEC
POTASOWY
2. Gromada/klasa/grupa sole kwasów tlenowych (krzemiany i
glinokrzemiany)/krzemiany i glinokrzemiany
przestrzenne/skalenie i minerały pokrewne
3. Nazwa chemiczna glinokrzemian potasu
4. Wzór KAlSi3O8
5. Układ krystalograficzny jednoskośny  ortoklaz, trójskośny - mikroklin
6. Cię\
ar właściwy 2,55 - 2,63 g/cm3
7. Połysk szklisty, perłowy
8. Przez
roczystość przezroczysty w cienkich płytkach
9. Barwa/zabarwienie bezbarwny, biały, kremowy, czerwony, zielony
10. Barwa rysy biała
11. Twardość 6,0-6,5
12. A
upliwość doskonała dwukierunkowa
13. Przełam nierówny
14. Spójność kruchy
15. Pokrój grubo-, cienkotabliczkowy, słupkowy
16. Postać skupienia kryształy, zbliz
niaczenia (karlsbadzkie, manebachskie,
baweńskie, albitowe, peryklinowe), skupienia ziarniste
17. Inne cechy odporne na działanie HCl, ulegają działaniu HF
18. Pochodzenie/geneza składnik skal magmowych, osadowych i
metamorficznych, du\
e kryształy w pegmatytach
19. Odmiany/typy ortoklaz  jednoskośny, sanidyn 
wysokotemperaturowa odmiana ortoklazu, mikroklin 
trójskośny, amazonit  zielona odmiana mikroklinu
Cechy fizyczne biotytu.
1. Minerał BIOTYT
2. Gromada/klasa/grupa sole kwasów tlenowych (krzemiany i
glinokrzemiany)/krzemiany i glinokrzemiany
warstwowe/miki (łyszczyki)
3. Nazwa chemiczna uwodniony glinokrzemian magnezu i \
elaza
4. Wzór K(Mg, Fe+2)3[(OH)2AlSi3O10]
5. Układ krystalograficzny jednoskośny
6. Cię\
ar właściwy 2,7  3,3 g/cm3
7. Połysk szklisty, perłowy
8. Przez
roczystość przezroczysty
9
 9. Barwa/zabarwienie czarny, ciemnobrunatny z odcieniem czerwonawym lub
zielonawym
10. Barwa rysy biała
11. Twardość 2,0-3,0
12. A
upliwość doskonała, jednokierunkowa
13. Przełam -
14. Spójność sprę\
ysty
15. Pokrój blaszkowy
16. Postać skupienia ziarniste/blaszkowe
17. Inne cechy magnetyczny
18. Pochodzenie/geneza rozpowszechniony minerał skał magmowych i
metamorficznych, tak\
e w skałach osadowych
19. Odmiany/typy -
Cechy fizyczne cyrkonu.
1. Minerał CYRKON
2. Gromada/klasa/grupa sole kwasów tlenowych (krzemiany i
glinokrzemiany)/krzemiany i glinokrzemiany
wyspowe/proste krzemiany wyspowe
3. Nazwa chemiczna krzemian cyrkonu
4. Wzór Zr[SiO4]
5. Układ krystalograficzny tetragonalny
6. Cię\
ar właściwy 4,56  4,72 g/cm3
7. Połysk szklisty, tłustawy
8. Przez
roczystość przezroczysty
9. Barwa/zabarwienie bezbarwny, \
ółty, czerwony, brunatnawy, zielonawy
10. Barwa rysy biała
11. Twardość 7,5
12. A
upliwość niewyraz
na, jednokierunkowa
13. Przełam muszlowy, nierówny
14. Spójność kruchy
15. Pokrój słupkowy, igiełkowy
16. Postać skupienia kryształy, zbliz
niaczenia kolankowe
17. Inne cechy silnie dwójłomny
18. Pochodzenie/geneza pospolity minerał akcesoryczny skał magmowych i
metamorficznych; w skałach osadowych jako minerał
allochtoniczny; czasem du\
e osobniki w pegmatytach
19. Odmiany/typy czerwonobrunatny  hiacynt, słomkowo\
ółty  jargon,
cenione jako kamienie szlachetne
Cechy fizyczne rutylu.
1. Minerał RUTYL
2. Gromada/klasa/grupa tlenki i wodorotlenki/tlenki typu MO2
3. Nazwa chemiczna tlenek tytanu
4. Wzór TiO2
5. Układ krystalograficzny tetragonalny
6. Cię\
ar właściwy 4,20  4,30 g/cm3
7. Połysk diamentowy lub tłusty
8. Przez
roczystość nieprzezroczysty do przeświecającego
9. Barwa/zabarwienie brunatnoczerwony, czerwonoczarny, rzadko zielonawy,
niebieskawy, \
ółtawy
10
10. Barwa rysy brunatna, zielonawoczarna
11. Twardość 5,5  6,5
12. A
upliwość dokładna i wyraz
na = dwukierunkowa
13. Przełam muszlowy
14. Spójność kruchy
15. Pokrój słupkowy, igiełkowy
16. Postać skupienia kryształy, częste bliz
niaki, niekiedy wielokrotne,
kolankowe
17. Inne cechy wielobarwne refleksy wewnętrzne, białe, \
ółtawe,
brunatne, czerwonobrunatne
18. Pochodzenie/geneza w niewielkich ilościach składnik skal magmowych;
spotykany wśród pegmatytów i utworów
hydrotermalnych; składnik skal metamorficznych; w
skalach osadowych jako minerał allogeniczny
19. Odmiany/typy brookit, anataz  rzadziej spotykane w przyrodzie
polimorfy substancji TiO2
Cechy fizyczne turmalinu.
1. Minerał TURMALINY
2. Gromada/klasa/grupa sole kwasów tlenowych (borany)/boranokrzemiany i
krzemiany boru
3. Nazwa chemiczna uwodniony borokrzemian \
elaza, glinu, magnezu,
wapnia, sodu i litu
4. Wzór (Na, Ca)(Fe2+, Mg, Li)3(Al, Fe3+)6[(OH)4(BO3)3Si6O18]
5. Układ krystalograficzny trygonalny
6. Cię\
ar właściwy 2,90  3,25 g/cm3
7. Połysk szklisty
8. Przez
roczystość nieprzezroczysty
9. Barwa/zabarwienie bezbarwny, brunatny, czarny
10. Barwa rysy biała, szrawa
11. Twardość 7,0  7,5
12. A
upliwość -
13. Przełam nierówny
14. Spójność kruchy
15. Pokrój słupkowy, igiełkowy
16. Postać skupienia ziarniste
17. Inne cechy charakterystyczne prą\
kowanie ścian kryształów,
zgodne z wydłu\
eniem słupa
18. Pochodzenie/geneza produkt procesu pneumatolizy, pojawia się w
pegmatytach granitoidowych; pospolity wśród skał
zmetamorfizowanych kontaktowo; w skalach osadowych
jako minerał allogeniczny
19. Odmiany/typy urozmaicona grupa minerałów izomorficnych, utworzona
przez: elbait, drawit, szerlit, uvit, buergeryt
Cechy fizyczne korundu.
1. Minerał KORUND
2. Gromada/klasa/grupa tlenki i wodorotlenki/tlenki typu M2O3
3. Nazwa chemiczna tlenek glinu
4. Wzór Al2O3
5. Układ krystalograficzny trygonalny
6. Cię\
ar właściwy 4,00  4,10 g/cm3
11
 7. Połysk szklisty, tłusty
8. Przez
roczystość przezroczysty
9. Barwa/zabarwienie bezbarwny, biały, szary, czerwony, niebieski, fioletowy
10. Barwa rysy biała
11. Twardość 9,0
12. A
upliwość -
13. Przełam muszlowy, zadziorowaty
14. Spójność kruchy
15. Pokrój słupkowy, tabliczkowy
16. Postać skupienia ziarniste
17. Inne cechy dwójłomny
18. Pochodzenie/geneza minerał skał magmowych i pegmatytów; powstaje w
strefach zmetamorfizowanych kontaktowo i regionalnie;
w skałach osadowych minerał allogeniczny
19. Odmiany/typy odmiany barwne jako cenione kamienie szlachetne:
niebieski  szafir, czerwony  rubin, fioletowy  ametyst
orientalny, bezbarwny - leukoszafir
Cechy fizyczne granatu.
1. Minerał GRANAT
2. Gromada/klasa/grupa sole kwasów tlenowych (krzemiany i
glinokrzemiany)/krzemiany i glinokrzemiany
wyspowe/proste krzemiany wyspowe
3. Nazwa chemiczna krzemian magnezu, \
elaza (+2), manganu, wapnia oraz
glinu i \
elaza (+3)
4. Wzór M2+3R3+2[SiO4]3; M2+ = Mg, Fe2+, Mn, Ca; R3+ = Al, Fe3+
5. Układ krystalograficzny regularny
6. Cię\
ar właściwy 3,20  4,60 g/cm3
7. Połysk szklisty, tlustawy
8. Przez
roczystość przezroczysty
9. Barwa/zabarwienie brunatny, czerwony, zielony
10. Barwa rysy biała
11. Twardość 6,5 - 7,5
12. A
upliwość niewyraz
na, jednokierunkowa
13. Przełam nierówny, muszlowy
14. Spójność kruchy
15. Pokrój izometryczny
16. Postać skupienia kryształy, skupienia ziarniste, ziemiste, zbite
17. Inne cechy odporny na działanie kwasów, w tym HF; niektóre
dwójłomne
18. Pochodzenie/geneza występują w skałach magmowych, głównie jednak
produkty metamorfizmu regionalnego i termicznego, w
skalach osadowych jako minerały allogeniczne
19. Odmiany/typy najpospolitsze odmiany: granat zwyczajny, pirop,
almandyn, spessartyn, grossular
Cechy fizyczne magnetytu.
1. Minerał MAGNETYT
2. Gromada/klasa/grupa tlenki i wodorotlenki/tlenki typuM3O4 i pokrewne/spinele
3. Nazwa chemiczna tlenek \
elaza
4. Wzór Fe2+Fe3+2O4; FeO + Fe2O3; Fe3O4
5. Układ krystalograficzny regularny
12
 6. Cię\
ar właściwy 5,10  5,20 g/cm3
7. Połysk półmetaliczny
8. Przez
roczystość nieprzezroczysty
9. Barwa/zabarwienie \
elazistoczarny, niekiedy z niebieskimi nalotami
10. Barwa rysy czarna
11. Twardość 5,5 - 6,0
12. A
upliwość -
13. Przełam muszlowy
14. Spójność kruchy
15. Pokrój izometryczny
16. Postać skupienia kryształy,. zbliz
niaczenia, skupienia zbite, ziarniste,
wpryśnięcia
17. Inne cechy silnie magnetyczny
18. Pochodzenie/geneza znany ze skal magmowych, utworów hydrotermalnych i
metamorficznych; w skalach osadowych jako minerał
allogeniczny
19. Odmiany/typy -
Cechy fizyczne ilmenitu.
1. Minerał ILMENIT
2. Gromada/klasa/grupa tlenki i wodorotlenki/tlenki typu M2O3 i pokrewne
3. Nazwa chemiczna tlenek tytanu i \
elaza
4. Wzór FeTiO3
5. Układ krystalograficzny trygonalny
6. Cię\
ar właściwy 4,50  4,72 g/cm3
7. Połysk półmetaliczny
8. Przez
roczystość przeświecający w cienkich płytkach
9. Barwa/zabarwienie \
elazistoczarny, ciemnoszary
10. Barwa rysy czarna lub brunatna
11. Twardość 5,0  6,0
12. A
upliwość niewyraz
na, czterokierunkowa
13. Przełam muszlowy
14. Spójność kruchy
15. Pokrój izometryczny, grubotabliczkowy, slupkowy
16. Postać skupienia kryształy, zbliz
niaczenia, ziarna ksenomorficzne,
skupienia ziarniste
17. Inne cechy słabomagmnetyczny
18. Pochodzenie/geneza składnik skal magmowych; pospolity w niektórych
pegmatytach; w skalach osadowych jako minerał
allogeniczny
19. Odmiany/typy -
Cechy fizyczne dystenu.
1. Minerał DYSTEN
2. Gromada/klasa/grupa sole kwasów tlenowych (krzemiany i
glinokrzemiany)/krzemiany i glinokrzemiany
wyspowe/krzemiany wyspowe zawierające inny anion
3. Nazwa chemiczna krzemian glinu
4. Wzór Al2SiO5
5. Układ krystalograficzny trojskośny
6. Cię\
ar właściwy 3,56  3,68 g/cm3
13
 7. Połysk szklisty, perłowy
8. Przez
roczystość przezroczysty
9. Barwa/zabarwienie niebieska, zielonawa, \
ółtawa, czarna, bywa bezbarwny
10. Barwa rysy biała
11. Twardość 4,5  7,0
12. A
upliwość dokładna i wyraz
na = dwukierunkowa
13. Przełam nierówny
14. Spójność kruchy
15. Pokrój słupkowy, wstą\
kowy
16. Postać skupienia kryształy romboedryczne, zbliz
niaczenia, w tym
polisyntetyczne, skupienia ziarniste, płytkowe,
promieniste
17. Inne cechy -
18. Pochodzenie/geneza minerał skal metamorficznych wysokich ciśnień; w
skałach osadowych jako minerał allogeniczny
19. Odmiany/typy
Cechy fizyczne staurolitu.
1. Minerał STAUROLIT
2. Gromada/klasa/grupa sole kwasów tlenowych (krzemiany i
glinokrzemiany)/krzemiany i glinokrzemiany
wyspowe/krzemiany wyspowe zawierające inny anion
3. Nazwa chemiczna uwodniony krzemian/glinokrzemian \
elaza i glinu
4. Wzór AlFe2O3(OH)�4Al2[O|SiO4]
5. Układ krystalograficzny jednoskośny
6. Cię\
ar właściwy 3,74  3,83 g/cm3
7. Połysk szklisty, matowy, tłustawy
8. Przez
roczystość przezroczysty
9. Barwa/zabarwienie \
ółto- czerwonobrunatny
10. Barwa rysy biała
11. Twardość 7,0 - 7,5
12. A
upliwość wyraz
na, jednokierunkowa
13. Przełam muszlowy, nierówny
14. Spójność kruchy
15. Pokrój izometryczny
16. Postać skupienia kryształy, zbliz
niaczenia krzy\
owe, często ziarna
nieforemne
17. Inne cechy odporny na działanie czynników chemicznych
18. Pochodzenie/geneza minerał metamorficzny; pospolity składnik osadowych
skal okruchowych
19. Odmiany/typy -
Pozostałe to minerały autogeniczne, czyli takie które powstały w miejscu tworzenia
się skał osadowych. Pojawiają się one w osadzie na skutek ró\
norodnych procesów
chemicznych i biochemicznych, w wyniku wytrącania z roztworu, bądz
w efekcie
póz
niejszych przemian diagenetycznych. Są to zatem typowe, nowe minerały
wtórne, powstałe w procesie wietrzenia chemicznego skał magmowych,
metamorficznych lub starszych skał osadowych. Trzeba jednak\
e pamiętać, \
e
14
niektóre minerały mogą mieć jednocześnie naturę allo- i autogeniczną, dotyczy to
przede wszystkim kwarcu. Wśród minerałów autogenicznych skał osadowych mo\
na
wyró\
nić kilka istotnych grup. Nazwy grup wraz z minerałami nale\
ącymi do nich
przedstawione zostały w tabeli.
Nazwy grup minerałów autogenicznych skał osadowych wraz z minerałami
nale\
ącymi do nich.
Lp. Nazwa grupy Minerały nale\
ące do grupy
1. grupa krzemionki opal, chalcedon, kwarc
2. grupa minerałów ilastych kaolinit, illit, montmorillonit
3. grupa glaukonitu glaukonit
4. grupa chlorytu chloryt
5. grupa wodorotlenków Al hydrargilit, diaspor
6. grupa wodorotlenków Fe goethyt
7. grupa tlenków Fe hematyt
8. grupa siarczków Fe piryt, markasyt
9. grupa węglanów kalcyt, aragonit, dolomit, syderyt, magnezyt
10. grupa fosforanów kolofan (-it), frankolit
11. grupa siarczanów* gips, anhydryt
12. grupa chlorków* halit, sylwin, karnalit, kizeryt, bischofit
* - siarczany i chlorki łączone są czasem w jedną grupę i określane jako grupa
minerałów ewaporatowych. Nale\
y jednak pamiętać, \
e nie wszystkie siarczany są
minerałami ewaporatowymi. Znany powszechnie minerał baryt jest siarczanem,
jednak nie pochodzenia ewaporatowego lecz hydrotermalnego niskich temperatur.
Szczegółowa charakterystyka minerałów autogenicznych nale\
ących do
wymienionych grup oraz innych minerałów skałotwórczych skał osadowych
znajduje się w linku dydaktyka (temat:  Makroskopowe rozpoznawanie skał -
minerały skałotwórcze skał osadowych) pod adresem:
www.ing.uni.wroc.pl/~leszek.kurowski/ .
Transport.
Jak ju\
wiemy, minerały skałotwórcze skał osadowych dzielimy na dwie grupy.
Są to, odpowiednio, minerały auto- i allogeniczne, które ró\
nią się, między innymi,
miejscem powstania. Jedne (autogeniczne) pozostają jako swoiste reziduum w
środowisku tworzenia osadów (skał osadowych), inne (allogeniczne) przemieszczane
są w  nowe miejsca i gromadzą się poza środowiskiem tworzenia osadów. To
przemieszczanie zatem, to nic innego jak proces transportu. Nale\
y jednak
15
pamiętać, \
e niektóre minerały autogeniczne (grupy minerałów autogenicznych) te\

mogą być przemieszczane poza swoje pierwotne środowisko tworzenia. Dotyczy to
między innymi minerałów ilastych. Z jednej strony nikt nie kwestionuje ich
autogenicznej natury, z drugiej jednak, mo\
na rozwa\
yć ich przetransportowanie z
pierwotnego środowiska tworzenia, bez zmiany charakteru chemicznego, w nowe
miejsce. Wtedy minerały ilaste powinniśmy traktować tak\
e jako allogeniczne. W
warunkach ziemskich głównym czynnikiem procesu transportu jest grawitacja.
Mo\
na rozpatrywać go jako transport  czysto grawitacyjny, właściwy dla ruchów
masowych skał (np. osuwiska, obrywy) i nieskonsolidowanych osadów (np. ró\
nego
typu spływy grawitacyjne) lub zachodzący pod działaniem siły przepływu medium
transportującego, kosztem jego energii kinetycznej. W tym drugim przypadku mo\
e
to być zatem transport w strumieniu wody, np. w rzekach, prądami morskimi czy w
wyniku falowania, transport eoliczny (=wiatrowy), związany z ruchami mas powietrza
lub transport w specyficznym medium lepko-sprę\
ystym jakim jest lód lodowcowy.
Niekiedy wietrzenie i transport rozpatrywane są łącznie i określane wtedy jako
proces erozji. Erozją, zatem, nazywać będziemy niszczenie skał połączone z
usuwaniem (=transportem!) powstałej zwietrzeliny.
Sedymentacja.
Transport zwietrzeliny w postaci materiału okruchowego, zawiesiny, koloidu
lub roztworu rzeczywistego mo\
e trwać dopóty, dopóki  siła nośna medium
transportującego nie spadnie poni\
ej pewnej wartości granicznej, poni\
ej której musi
rozpocząć się proces sedymentacji. Proces sedymentacji polega, zatem, na
gromadzeniu (=depozycji, akumulacji) osadów w określonym obszarze czyli basenie
sedymentacyjnym (=środowisku sedymentacji). Przy czym pod pojęciem
środowisko sedymentacji rozumieć będziemy pewien obszar akumulacji, w którym
panują określone warunki fizyczne, chemiczne i biologiczne, mające wpływ na
zachodzący tam proces sedymentacji, a tym samym na cechy gromadzonych
osadów. Sedymentacja jest więc kolejnym, trzecim po wietrzeniu i transporcie,
niezbędnym procesem na drodze powstawania skał osadowych. Bez nagromadzeń
osadów, kopalnych i współczesnych, nie ma podstaw do wyró\
niania tej grupy skał.
W warunkach ziemskich wyró\
nia się trzy grupy środowisk sedymentacji  morskie,
lądowe i przejściowe, lądowo-morskie. W obrębie ka\
dej grupy, w zale\
ności od
przyjętych kryteriów mo\
na wydzielić kilka, tzw. środowisk podstawowych. I tak w
16
środowiskach morskich, na podstawie kryterium odległości od lądu wyró\
nia się
środowisko litoralne, hemipelagiczne i pelagiczne, natomiast na podstawie kryterium
głębokości  litoralne, nerytyczne, batialne, abisalne i hadalne. Środowiska lądowe
to, między innymi, środowisko sto\
ków aluwialnych, pustynne, lodowcowe, bagienne
jeziorne czy środowiska rzeczne. Środowiska przejściowe, z kolei, to przede
wszystkim obszary przenikania się wpływów morza i lądu, a więc środowiska
wybrze\
y morskich (np. klifowe, pla\
owe, pływowe, barierowe, rafowe czy wybrze\
a
suche nazywane tak\
e ewaporatowymi), a tak\
e środowiska deltowe lub estuariów,
czyli lejkowatych ujść rzek. W obrębie ka\
dego środowiska podstawowego mo\
na
jeszcze wydzielić kilka tzw. subśrodowisk. Nale\
y tak\
e pamiętać, \
e środowiska nie
są obszarami odizolowanymi od innych. Wręcz przeciwnie, najczęściej zazębiają się,
przenikają co wpływa na zło\
oność zachodzących w nich procesów
sedymentacyjnych.
Diageneza.
Zdeponowane osady zazwyczaj są miękkie, porowate i zawodnione. Ich
nagromadzenia tworzą skały osadowe luz
ne. Niejednokrotnie, jednak, poddawane są
one oddziaływaniu jeszcze jednego, zło\
onego procesu nazywanego diagenezą.
Diageneza jest to zespół procesów prowadzących do przeobra\
enia luz
nego
osadu w litą skałę osadową. Diageneza zachodzi w warunkach podwy\
szonego
ciśnienia i temperatury, przy czym wartości tych czynników są mniejsze ni\

wyznaczające początek przeobra\
eń metamorficznych. Skały osadowe mogą być,
zatem efektem procesu wietrzenia, transportu i sedymentacji, wtedy nazywamy je
skałami luz
nymi (np. iły, muły, piaski, \
wiry). W przypadku gdy osady przejdą
dodatkowo proces diagenezy nazywamy je skałami zlityfikowanymi (=zwięzłymi) lub
zdiagenezowanymi (np. iłowce, mułowce, piaskowce, zlepieńce). W tym miejscu
nale\
y rozró\
nić lityfikację osadów od ich spoistości. Osady (=skały) zlityfikowane to
takie, które przeszły proces diagenezy, czyli ich zwięzłość jest np. efektem
cementacji. Osady (=skały) spoiste to takie, których  zwięzłość jest efektem
działania innych sił, np. kohezji. Czy jest zatem mo\
liwość prostego odró\
nienia
skały zwięzłej od spoistej? Tak. W tym celu wystarczy wziąć dwa naczynia z wodą, w
jednym umieścić próbkę skały spoistej, np. iłu, a w drugim zdiagenezowanej, np.
łupka ilastego. Po chwili, na skutek nadmiaru wody i przerwania działania sił kohezji,
skała spoista (ił) rozpłynie się, natomiast próba skały zwięzłej (łupka ilastego)
17
zachowa w wodzie swoją pierwotną formę. Diageneza, jak podano w definicji, jest
procesem zło\
onym. Mo\
na podzielić ją na kilka etapów, traktowanych najczęściej
jako osobne procesy. Procesy te to: kompakcja, twardnienie koloidów,
cementacja, rekrystalizacja, metasomatoza oraz fosylizacja. Kompakcja polega
na zmniejszeniu objętości osadu na skutek nacisku nadkładu lub słupa wody.
Zmniejszenie objętości powoduje tak\
e zwiększenie gęstości osadu, spadek jego
porowatości i częściowe odwodnienie. Ciśnienie nadkładu i utrata wody jest tak\
e
przyczyną kolejnego procesu diagenetycznego, czyli twardnienia koloidów.
Twardnienie koloidów polega na przejściu niektórych substancji, na skutek
działania tych czynników, z fazy koloidalnej w fazę stalą (=twardą), np. \
elu
krzemionkowego w opal lub \
elu \
elazowego w limonit. Cementacja jest procesem
prowadzącym do spojenia okruchów/ziaren luz
nego osadu w jedno ciało skalne.
Faktycznie jest to efekt twardnienia koloidów, lub krystalizacji minerałów z
przesyconych roztworów rzeczywistych występujących w przestrzeni
międzyziarnowej, w osadzie. Naturalnymi cementami (=spoiwami) mogą być
najczęściej: krzemionka w postaci opalu/chalcedonu, węglany w postaci kalcytu,
aragonitu, dolomitu, syderytu, siarczany jako gips, anhydryt, baryt, siarczki w postaci
pirytu lub minerały ilaste, w tym glaukonit. Bardzo często w ró\
nego typu spoiwach
występuje domieszka związków \
elaza (mineralogicznie goethytu/limonitu lub
hematytu), nadających spoiwom (i skałom osadowym) często charakterystyczne,
\
ółtawe, czerwonawe czy brunatnawe barwy. Cementacja jest głównym procesem
lityfikacyjnym. Rekrystalizacja polega na przejściu, pod wpływem podwy\
szonego
ciśnienia i temperatury, substancji bezpostaciowych w skrytokrystaliczne, a tych w
jawnokrystaliczne, np. opal chalcedon kwarc. Metasomatoza jest procesem
diagenetycznym polegającym na molekularnej wymianie składników między skałą a
zmineralizowanymi roztworami, które w tej skale krą\
ą. Polega ona na częściowym
usunięciu ze skały jednych składników i wprowadzeniu na ich miejsce innych.
Przykładem tego procesu mo\
e być tzw. dolomityzacja, czyli częściowa wymiana w
kalcycie jonów wapniowych na magnezowe, pochodzące ze wzbogaconych w nie
roztworów krą\
ących w skale i powstanie minerału dolomitu, a w konsekwencji skał
dolomitowych czyli dolomitytów. Innym przykładem przeobra\
eń metasomatycznych
mo\
e być sylifikacja, czyli wtórne wzbogacenie ró\
norodnych genetycznie osadów a
tak\
e szczątków organicznych w krzemionkę, w postaci opalu lub chalcedonu. Do tej
kategorii przeobra\
eń mo\
na zaliczyć tak\
e tzw. kalcytyzację, polegającą na
18
wzbogaceniu osadów, kosztem ich pierwotnych składników, w kalcyt. Całokształt
przemian diagenetycznych szczątków organicznych w osadzie to fosylizacja. Jej
efektem jest występowanie w skałach osadowych skamieniałości, często
nazywanych tak\
e fosyliami.
Podział skał osadowych.
Skały osadowe tworzone są przez nagromadzenia luz
nych bądz

zlityfikowanych (=zdiagenezowanych) osadów. Z genetycznego punktu widzenia
mo\
na podzielić je na kilka du\
ych grup. Wśród tych grup mo\
na wyró\
nić:
1. Skały piroklastyczne
2. Skały okruchowe
3. Skały ilaste
4. Skały chemogeniczne
5. Skały organogeniczne
6. Paliwa kopalne.
Trzeba jednocześnie pamiętać, \
e niektóre skały osadowe mogą mieć ró\
ną genezę,
np. chemo- lub organogeniczna geneza wapieni czy skał krzemionkowych.
Klasyfikacja skał osadowych przedstawiona została w tabeli.
Klasyfikacja skał osadowych.
Skład Główne Przykładowe
Grupa skał Geneza procesy skały
chemiczny mineralny
piroklastyczne krzemiany i minerały wulkaniczna/ sedymentacja tufy, tufity,
glinokrzemiany skałotwórcze okruchowa lotnych lapillity, brekcje
skał produktów piroklastyczne
wulkanicznych erupcji
wulkanicznych
klastyczne krzemiany i głównie okruchowa sedymentacja muły, mułowce,
(=okruchowe) glinokrzemiany minerały minerałów piaski,
allogeniczne, allogenicznych piaskowce,
kwarc, oraz \
wiry, zlepieńce
muskowit, fragmentów
skaleń skał, lub
poasowy, nagromadzenia
biotyt oraz rezydualnych
minerały produktów
akcesoryczne wietrzenia
mechanicznego
ilaste krzemiany i grupa chemogeniczna/ sedymentacja iły, iłowce, lupki
glinokrzemiany minerałów okruchowa chemiczna ilaste
ilastych, tj. (=wytrącanie z
kaolinit, illit, roztworów
montmorillonit, koloidalnych)
glaukonit lub transport a
19
następnie
sedymentacja
rezydualnych
pruduktów
wietrzenia
ilastego
alitowe wodorotlenki hydrargilit, chemogeniczna nagromadzenia lateryty,
glinu diaspor rezydualnych boksyty, terra
produktów rossa
wietrzenia
alitowego
\
elaziste tlenki, hematyt, chemogeniczna nagromadzenia ró\
ne odmiany
wodorotlenki, getyt, syderyt, rezydualnych \
elaziaków
węglany, szamozyt, produktów brunatnych (np.
krzemiany, glaukonit, wietrzenia oolitowe,
siarczki \
elaza chloryt, piryt, chemicznego bobowe), rud
markasyt lub darniowych (np.
sedymentacja łąkowe, jeziorne
chemiczna bagienne),
(=wytrącanie z limonity
roztworów syderytyty,
rzeczywistych i szamozytyty,
koloidalnych) glaukonityty
gipsowo-solne chlorki, halit, sylwin, chemogeniczna ewaporacja sole kamienne
(=ewaporatowe) siarczany, karnalit, gips, (=krystalizacja z (=halityty), sole
węglany anhydryt, przesyconych potasowe,
potasu, sodu, kalcyt roztworów, w magnezowe
magnezu, wyniku (=sylwinityty,
wapnia odparowania karnalityty),
wody) gipsyty,
anhydrytyty,
wapienie
ewaporatowe
węglanowe węglany kalcyt, dolomit organogeniczna/ sedymentacja i wapienie i
wapnia, oraz chemogeniczna/ diageneza dolomityty
wapnia i okruchowa elementów organogeniczne
magnezu szkieletowych (zoogeniczne i
organizmów, lub fitogeniczne), w
sedymentacja tym biolityty,
chemiczna wapienie i
(=wytrącanie z dolomityty
roztworów chemogeniczne,
rzeczywistych) np. martwice i
lub nawary
sedymentacja wapienne,
węglanowego, wapieniowe i
nieorganicznego dolomitytowe
materiału piaskowce,
detrytycznego zlepience,
brekcje
krzemionkowe krzemionka = minerały organogeniczna/ sedymentacja i skały
tlenek krzemu grupy chemogeniczna diageneza krzemionkowe
krzemionki, tj. elementów organogeniczne,
opal, szkieletowych np. radiolaryty,
chalcedon, organizmów lub diatomity,
kwarc sedymentacja spoggiolity,
chemiczna skały
(=wytrącanie z krzemionkowe
roztworów warstwowane o
koloidalnych) genezie innej
20
ni\
organiczna,
np. rogowce,
skały
krzemionkowe
chemogeniczne,
np. martwice i
nawary
krzemionkowe
oraz krzemienie
i czerty
fosforanowe fosforany apatyt, organogeniczna/ sedymentacja ró\
ne odmiany
wapnia i kolofanit, chemogeniczna szczątków fosforytów, np.
\
elaza frankolit, organicznych, w piaszczyste,
wiwianit tym odchodów ilaste,
zwierzęcych, lub glaukonitowe,
sedymentacja gruzłowe,
chemiczna konkrecje
(=wytrącanie z fosforytowe,
roztworów) guano,
wiwianityty
paliwa kopalne uwęglona - organogeniczna sedymentacja i kaustobiolity
(=kaustobiolity) substancja diageneza stałe, np. torf,
organiczna (stadium bio- i węgiel brunatny,
geochemiczne) węgiel
szczątków kamienny,
organicznych antracyt,
kaustobiolity
płynne
(bituminy), np.
ropa naftowa
wraz z jej
składnikami
gazowymi (=gaz
ziemny) i stałymi
(=asfalty
naturalne i
woski ziemne,
np. ozokeryt)
Skały piroklastyczne.
Skały piroklastyczne stanowią ogniwo pośrednie między skałami
wulkanicznymi i osadowymi skałami okruchowymi. Są one efektem sedymentacji
lotnych produktów erupcji wulkanicznych. Ogólnie, skały osadowe o genezie
wulkanogenicznej określane są nazwą tefra. Podział skal tej grupy oparty jest na
dwóch kryteriach, procentowej zawartości materiału wulkanogenicznego (1) i frakcji
tego materiału (2). W oparciu o pierwsze kryterium wyró\
nia się skały piroklastyczne
właściwe o zawartości od 75,0 do 100,0% materiału wulkanogenicznego, skały
tufitowe (25,0 do 75,0%) i skały epiklastycznne (0,0 do 25,0%). Wraz ze wzrostem
zawartości składników epiklastycznych (=niewulkanicznych) skały te, głównie
tufitowe, zbli\
ają się wyglądem do typowych skał okruchowych, często widoczne jest
21
w nich wyraz
ne warstwowanie. W oparciu o drugie kryterium skały tej grupy mo\
na
podzielić na drobnopopiołowe (średnica okruchów < 0,06 mm), popiołowe (od 0,06
do 2,0 mm), frakcji lapilli (od 2,0 do 64,0 mm) oraz frakcji bloków i bomb
wulkanicznych (wielkość okruchów > 64,0 mm). Wa\
ną odmianą skał tej grupy są
skały piroklastyczne, właściwe, frakcji popiołowej, nazywane tufami. Ze względu na
charakter petrograficzny dominujących składników tych skał, którymi mogą być
idiomorficzne ziarna krystaliczne, szkliwo wulkaniczne lub fragmenty skał, wyró\
nia
się, odpowiednio, krystalotufy, witrotufy i litotufy (=krystaloklastyczne tufy,
witroklastyczne tufy oraz tufy litoklastyczne). Innym, istotnym kryterium podziału
tufów jest stopień zgrzania ich składników, spowodowany oddziaływaniem
termicznym pierwotnie gorącego materiału piroklastycznego. W najmniejszym
stopniu wpływ tego czynnika zaznacza się w  zwykłych tufach, nieco większym w
tufach spieczonych i największym w ignimbrytach.
wzrost wpływu czynnika termicznego
tuf tuf spieczony ignimbryt
Podział skal piroklastycznych przedstawiony został w tabeli.
Podział skal piroklastycznych.
Frakcja
Skały piroklastyczne Skały tufitowe Skały epiklastyczne
wielkość
właściwe
[mm] nazwa
bloków i bomb aglomeraty i brekcje
> 64,0 wulkanicznych piroklastyczne brekcje i zlepieńce brekcje i zlepieńce
tufitowe
2,0  64,0 lapilli tufy lapillowe i lapillity
0,063  2,00 popiołowa tufy popiołowe piaskowce tufitowe piaskowce
mułowce i pyłowce
< 0,063 drobnopopiołowa tufy drobnopopiołowe tufitowe mułowce i pyłowce
zawartość składników
wulkanogenicznych [%] 100,0  75,0 75,0  25,0 25,0  0,0
Skały okruchowe.
Skały okruchowe są wa\
ną i bardzo zró\
nicowaną grupą skał osadowych. Ich
geneza wią\
e się z nagromadzeniami rezydualnych produktów wietrzenia
mechanicznego lub, częściej, są one efektem transportu i sedymentacji odpornego
na wietrzenie chemiczne materiału okruchowego, na który składają się głównie
22
minerały allogeniczne oraz fragmenty skał. Najistotniejszym kryterium podziału skał
okruchowych jest frakcja osadu. W oparciu o to kryterium wyró\
nia się skały
grubookruchowe (średnica ziarna > 2,0 mm), skały średniookruchowe (0,063  2,0
mm), drobnookruchowe (0,0039  0,063 mm) i bardzo drobnookruchowe (średnica
ziarna < 0,0039 mm). Wymienione cztery frakcje określa się jako główne. W obrębie
frakcji głównych wyró\
nia się dodatkowo tzw. frakcje podstawowe. Skały okruchowe
poszczególnych frakcji mogą być zarówno luz
ne (=sypkie) jak i zdiagenezowane
(scementowane). Podział osadów na frakcje zawiera tabela.
Podział osadów na frakcje.
Frakcje Skały
Frakcje główne Średnica [mm]* podstawowe Skały luz
ne scementowane
bardzo głazy, bloki
Frakcja >256,0 gruboziarnista
grubookruchowa
>32,0 - <256,0 gruboziarnista
=psefitowa =
\
wiry, gruzy zlepieńce, brekcje
>4,0 - <32,0 średnioziarnista
rudytowa
zlepieńce
>2,0 - <4,0 drobnoziarnista \
wirki \
wirkowe
bardzo
>1,0 - <2,0 gruboziarnista
Frakcja
>0,5 - <1,0 gruboziarnista
średniookruchowa piaski piaskowce
>0,25 - <0,5 średnioziarnista
=psamitowa =
>0,125 - <0,25 drobnoziarnista
arenitowa
bardzo
>0,0625 - <0,125 drobnoziarnista
>0,031 - <0,0625 gruboziarnista
Frakcja
>0,0156 - <0,031 średnioziarnista
drobnookruchowa pyły, muły pyłowce, mułowce
>0,0078 - drobnoziarnista
=aleurytowa =
<0,0156
siltytowa
>0,0039 - bardzo
<0,0078 drobnoziarnista
Frakcja bardzo
drobnookruchowa
= pelitowa = >0,00006 - iły iłowce
lutytowa <0,0039
* - W sedymentologii średnica ziarna najczęściej wyra\
ana jest w jednostkach Ć.
Jednostka Ć jest definiowana jako ujemny logarytm przy podstawie 2 ze średnicy
23
wyra\
onej w milimetrach, tzn. -log2d [mm]. Przedziały klas w skali Ć odpowiadają
przedziałom w skali metrycznej. Zaleta jednostek Ć polega na tym, \
e ich wartości są
liczbami całkowitymi (dodatnimi lub ujemnymi).
Skały grubookruchowe.
Dalszy, bardziej szczegółowy, podział skał okruchowych oparty jest na innych
ni\
frakcja cechach teksturalnych osadu, np. stopniu obtoczenia lub upakowania oraz
jego charakterze petrograficznym. Pojedyncze okruchy frakcji psefitowej, wykazujące
pewien stopień obtoczenia to otoczaki. Nagromadzenia otoczaków tworzą skały
grubookruchowe luz
ne, nazywane \
wirami. Je\
eli materiał okruchowy jest
ostrokrawędzisty, to jego pojedyncze elementy są bloczkami, a ich nagromadzenia
tworzą gruzy. Jednorodne petrograficznie nagromadzenia otoczaków lub bloczków
nazywane są oligomiktycznymi (lub monomiktycznymi) \
wirami lub gruzami,
natomiast petrograficzna ró\
norodność otoczaków lub bloczków upowa\
nia do
nazywania ich nagromadzeń, odpowiednio, polimiktycznymi \
wirami lub gruzami.
Podobna nomenklatura dotyczy skał grubookruchowych, zdiagenezowanych
(=scementowanych). Skały psefitowe składające się z otoczaków to zlepieńce, a te
zbudowane z bloczków to brekcje. Zarówno zlepieńce jak i brekcje, ze względu na
charakter petrograficzny mogą być oligo- lub polimiktyczne. Jednocześnie nale\
y
pamiętać, \
e skały okruchowe, szczególnie uwidacznia się to w skałach psefitowych,
zbudowane są z trzech grup składników. Wszystkie otoczaki lub odpowiednio bloczki
w skale tworzą tzw. szkielet ziarnowy. Wolne przestrzenie między elementami
szkieletu wypełnia matriks, czyli masa wypełniająca. Z definicji, masa wypełniająca
jest zawsze o klasę ziarnową drobniejsza od elementów szkieletu ziarnowego, czyli
w skałach grubookruchowych jest średniookruchowa. Wreszcie trzecim istotnym
składnikiem jest spoiwo, cementujące wszystkie składniki w jedną całość (=skałę).
Spoiwo przewa\
nie jest krzemionkowe, węglanowe lub ilaste, często pigmentowane
związkami \
elaza (Fe+3) na barwy od \
ółtej do ciemnobrunatnej. Elementy szkieletu
ziarnowego w skałach grubookruchowych mogą ściśle do siebie przylegać, tzn. mo\
e
ich być du\
o w stosunku do masy wypełniającej, w danej objętości osadu (mogą
wykazywać wysoki stopień upakowania) lub mogą być rozrzucone luz
no w masie
wypełniającej (mogą wykazywać niskie upakowanie). Przy czym upakowanie
rozumiane jest jako miara  zagęszczenia elementów szkieletu ziarnowego
(otoczaków lub bloczków) w osadzie. W zale\
ności od sytuacji mówimy o zwartym
24
lub rozproszonym szkielecie ziarnowym w tej grupie skał. W związku z tym skały
grubookruchowe o zwartym szkielecie ziarnowym nazywać będziemy
ortozlepieńcami lub ortobrekcjami, a z rozproszonym szkieletem ziarnowym,
odpowiednio parazlepieńcami lub parabrekcjami. Podział skał grubookruchowych
przedstawiony został w tabeli.
Podział skał grubookruchowych.
Cechy okruchów
Skały luz
ne Skały scementowane
Cecha Jakość
obtoczone \
wir zlepieniec (=konglomerat)*
obtoczenie
ostrokrawędziste gruz brekcja**
jednorodny oligomiktyczne \
wiry, gruzy oligomiktyczne zlepiene,
skład brekcje
petrograficzny
urozmaicony polimiktyczne \
wiry, gruzy polimiktyczne zlepieńce,
brekcje
szkielet zwarty - ortozlepieńce, ortobrekcje
upakowanie
szkielet - parazlepieńce, parabrekcje
rozproszony
spoza basenu ekstraformacyjne \
wiry, gruzy ekstraformacyjne zlepieńce,
pochodzenie brekcje
okruchów
z basenu śródformacyjne \
wiry, gruzy śródformacyjne zlepieńce
brekcje
* - Nazwa konglomerat rozumiana jest, najczęściej, jako synonim pojęcia zlepieniec.
** - Brekcje mogą mieć ró\
ną genezę. W zale\
ności od sytuacji rozró\
nia się brekcje
sedymentacyjne, tektoniczne, wulkaniczne.
Skały średniookruchowe.
Skały średniookruchowe (=psamitowe) reprezentowane są przez piaski i
piaskowce. Wielkość ziarna tej grupy skał mieści się w przedziale od 0,063 do 2,00
mm (por. tab. Podział osadów na frakcje). W oparciu o to kryterium wyró\
nia się
piaski i piaskowce bardzo drobnookruchowe (0,063  0,125mm), drobnookruchowe
(0,125  0,250mm), średniookruchowe (0,250 - 0,50mm), grubookruchowe (0,50 
1,00mm) i bardzo grubookruchowe ( 1,00  2,0mm). Innymi, istotnymi kryteriami
podziału skał tej grupy jest procentowy udział masy wypełniającej w składzie skały
(1) i petrograficzny charakter szkieletu ziarnowego (2). Pierwsze kryterium dotyczy
25
skał zdiagenezowanych (=scementowanych). Masa wypełniająca w piaskowcach jest
zawsze frakcji aleurytowej. Je\
eli jest jej mało (<15,0%), to skałę nazywamy
arenitem. Je\
eli detrytycznej matrix jest więcej (15,0 - 75,0%), to skała jest waką.
Kryterium petrograficzne (2) dotyczy skał średniookruchowych luz
nych i
scementowanych. Je\
eli w ich składzie występuje praktycznie tylko materiał
kwarcowy (e" 95%), to skała jest piaskiem lub piaskowcem kwarcowym. Je\
eli kwarcu
jest mniej ni\
95% a obok niego występują ziarna lityczne (chloryt, łyszczyki,
fragmenty skał) i skalenie, przy czym ziarna lityczne przewa\
ają nad skaleniami, to
piaski i piaskowce nazywane są litycznymi. Je\
eli, natomiast, skalenie przewa\
ają
nad ziarnami litycznymi, przy mniejszej ni\
95% zawartości kwarcu, to piaski i
piaskowce są arkozowe. Podział skał średniookruchowych przedstawiony został w
tabeli.
Podział skał średniookruchowych.
Zawartość kwarcu
<95%
Frakcja 0,063  2,0mm
przewaga przewaga
(psamitowa)
e"95%
skaleni nad składników
składnikami litycznych nad
litycznymi skaleniami
piasek piasek
Skala luz
na kwarcowy arkozowy piasek lityczny
piaskowce piaskowce piaskowce
<75% kwarcowe; arkozowe; lityczne
Zawartość
arenity arenity
Skała matrix
<15% arenity kwarcowe arkozowe arenity lityczne
scementowana (frakcja
15 - waki
aleurytowa)
75% waki kwarcowe waki arkozowe waki lityczne
>75% mułowce
Skały drobnookruchowe.
Skały drobnookruchowe (=aleurytowe) reprezentowane są przez muły/pyły i
mułowce/pyłowce. Pod względem szeregu swoich cech zbli\
one są one do skał
średniookruchowych (=psamitowych), czyli piasków i piaskowców. Zdecydowanie
ró\
ni je jedynie frakcja osadu. Wielkość okruchów mieści się w przedziale od 0,0039
26
do 0,063mm. W tym zakresie średnic wyró\
nia się muły/pyły i mułowce/pyłowce
bardzo drobnookruchowe, drobnookruchowe, średniookruchowe i grubookruchowe
(por. tab. Podział osadów na frakcje). Z punktu widzenia obserwacji
makroskopowych podziały te jednak nie mają znaczenia, gdy\
zakres ich wielkości
mieści się znacznie poni\
ej mo\
liwości rozdzielczych zdrowego ludzkiego oka. W
skałach drobnookruchowych zawartość frakcji aleurytowej powinna być niemniejsza
ni\
75%. Je\
eli pozostałą część (do 25%) stanowi osad frakcji psamitowej i pelitowej,
to taką skałę, w zale\
ności od postępu diagenezy mo\
emy nazwać mułem lub
mułowcem. Przy czym frakcja pelitowa reprezentowana jest przez minerały ilaste,
spełniające głównie rolę spoiwa w tej grupie skał. Je\
eli zawartość frakcji aleurytowej
jest większa od 95% (osad doskonale wysortowany), to taką skałę nazwiemy,
odpowiednio, pyłem lub pyłowcem. Przykładem skały pylastej (=pyłowca) jest znany
powszechnie less. Innym istotnym kryterium podziału skał aleurytowych jest
charakter petrograficzny składników. Je\
eli w składzie występuje wyłącznie materiał
kwarcowy (e"95%), to taką skałę drobnookruchową nazwiemy, odpowiednio,
mułem/mułowcem, pyłem/pyłowcem kwarcowym. Je\
eli kwarcu jest mniej (<95%) i
obok niego w znaczącej ilości (e"5%) reprezentowany jest skaleń to taki muł/mułowiec
pył/pyłowiec nazwiemy arkozowym. Je\
eli, natomiast, zamiast skalenia w podobnej
ilości (e"5%), w składzie pojawi się materiał lityczny (chloryt, łyszczyki, fragmenty
skał), to taki muł/mułowiec, pył/pyłowiec nazwiemy litycznym. Podział skał
drobnookruchowych przedstawiony został w tabeli.
Podział skał drobnookruchowych.
Zawartość kwarcu
<95%
Frakcja 0,0039  0,063mm
zawartość zawartość
(aleurytowa)
e"95%
skaleni e"5% składników
litycznych e"5%
Zawartość 75 - 95% muł kwarcowy muł arkozowy muł lityczny
Skala luz
na frakcji
>95% pył kwarcowy pył arkozowy pył lityczny
aleurytowej
75 - 95% mułowiec* mułowiec mułowiec
Skała Zawartość kwarcowy arkozowy lityczny
scementowana frakcji
>95% pyłowiec pyłowiec pyłowiec
aleurytowej
kwarcowy arkozowy lityczny
27
* - mułowce, strukturalnie, mogą wykazywać warstwowanie bezładne lub laminację
poziomą (często), rzadziej przekątną małej skali. Wtedy, odpowiednio do sytuacji,
określa się je, raczej nieprawidłowo, jako  mułowce masywne lub  łupki
mułowcowe . Określenie  łupek mułowcowy mo\
e być zasadne, jednak tylko
wówczas, gdy  oddzielność łupkowa nie będzie efektem procesu sedymentacji lecz
głębokich przemian diagenetycznych, głównie kompakcji. Nale\
y jednak zaznaczyć,
\
e odró\
nienie laminacji i złupkowania mo\
e być czasami bardzo kłopotliwe.
Skały bardzo drobnookruchowe/ilaste.
Skały ilaste to taka grupa skał osadowych, które w składzie mineralnym
zawierają co najmniej 50% (e"50%) minerałów ilastych, tj. kaolinitu, montmorillonitu
illitu oraz chlorytu, szamozytu i glaukonitu. Pozostałe składniki tych skał to kwarc,
skalenie, kalcyt, domieszka goethytu, hematytu oraz składników piroklastycznych,
substancji organicznej i pyłów kosmicznych. Geneza skał ilastych mo\
e być dwojaka.
Mogą one powstawać na drodze chemicznej jako nagromadzenia rezydualnych
produktów wietrzenia chemicznego (ilastego) lub w wyniku krystalizacji minerałów
ilastych z roztworów koloidalnych. Skały te mogą tak\
e mieć naturę okruchową,
wtedy gdy ich nagromadzenia są efektem transportu i sedymentacji minerałów
ilastych, bez zmiany charakteru mineralnego, spoza basenu sedymentacyjnego. W
tym przypadku minerały ilaste nale\
y traktować jako allogeniczne. Klastyczne skały
ilaste nale\
ą do bardzo drobnookruchowych (=pelitowych). Średnica ziaren nie
przekracza 0,0039 mm (d"0,0039 mm), czyli ich wielkość jest porównywalna z
wielkością du\
ych cząstek koloidalnych. Stosowane najczęściej kryteria podziału skał
ilastych (=bardzo drobnookruchowych) to: barwa osadu, postęp diagenezy,
środowisko w którym zostały zdeponowane, domieszka innych (=nieilastych)
charakterystycznych składników czy wreszcie rodzaj dominujących w składzie skały
minerałów ilastych. Jednak w praktyce, najczęściej, kryteria te są mało istotne,
choćby ze względu na brak mo\
liwości makroskopowego rozró\
niania minerałów tej
grupy. W składzie skał ilastych powszechne są domieszki mineralnych lub
organicznych pigmentów, barwiących je na ró\
ne kolory. Skały tej grupy bez
domieszek mają najczęściej zabarwienie białe lub szare. Obecność związków \
elaza
(Fe+3), mineralogicznie goethytu/limonitu lub hematytu, powoduje zabarwienie na
kolory od \
ółtego, przez pomarańczowy, czerwony do brunatnego. Związki Fe+2,
mineralogicznie glaukonit, chloryt/szamozyt, barwią te skały na kolor
28
butelkowozielony, szarozielony. Uwęglona substancja organiczna oraz rozproszone
siarczki dają barwy od ciemnoszarej do czarnej. Często w literaturze stosuje się
(niestety!) dość abstrakcyjne pojęcia opisujące kolor skały, np. iły plamiste, pstre,
płomieniste. W oparciu o postęp diagenezy wyró\
nia się w tej grupie iły (=skały
luz
ne, aczkolwiek często spoiste) i iłowce (=skały zdiagenezowane). Iłowce bardzo
często posiadają wyraz
ną laminację poziomą. Wtedy, w odró\
nieniu od iłowców z
warstwowaniem bezładnym, iłowce laminowane nazywa się łupkami ilastymi lub
iłołupkami. Choć tu, podobnie jak przy skałach drobnookruchowych, ponownie
pojawia się problem odró\
nienia pierwotnej oddzielności sedymentacyjnej (laminacji)
od wtórnej, diagenetycznej (złupkowania). Na podstawie kryterium środowiskowego
mo\
na wyró\
nić, między innymi, rezydualne skały ilaste powstające w miejscu
wietrzenia, np. rezydualne kaoliny lub gliny zwietrzelinowe, skały ilaste będące
produktem chemicznego wietrzenia podmorskiego, np. bentonity lub glaukonityty, czy
skały ilaste ( allogeniczne )  produkty transportu i sedymentacji, np. iły warwowe.
Domieszka innych charakterystycznych składników często nie tyle umo\
liwia co
ułatwia identyfikację skały ilastej. Skały ilaste zasobne w bituminy lub substancje
humusowe mo\
na rozpoznać jako, odpowiednio, łupki bitumiczne lub łupki węgliste.
Czasami w jednym i drugim przypadku u\
ywa się nazwy łupki palne. Skały ilaste
zasobne w krzemionkę to skały/łupki ilasto-krzemionkowe. Skały ilaste zasobne w
kalcyt to margle, a mieszanina minerałów ilastych z materiałem okruchowym ró\
nych
frakcji to glina. W oparciu o dominujące w składzie minerały ilaste mo\
na wyró\
nić,
np. skały ilaste kaolinitowe (iły kaolinitowe, kaoliny, tonsteiny), skały ilaste illitowe (iły
illitowe, glaukonityty) czy skały ilaste montmorillonitowe (iły montmorillonitowe,
bentonity). Podział skał bardzo drobnookruchowych/ilastych przedstawiony został w
tabeli.
Podział skał bardzo drobnookruchowych/ilastych.
Kryterium Przykłady skał
iły/iłowce/łupki ilaste białe, szare, czerwone, zielone, czarne,
Barwa skały ilastej plamiste, pstre itp.
skały luz
ne - iły
Postęp diagenezy
skały zdiagenezowane - iłowce. łupki ilaste, iłołupki*
rezydualne skały ilaste powstające w miejscu wietrzenia, np.
rezydualne kaoliny, gliny zwietrzelinowe
29
Środowisko depozycji skały ilaste będące produktem chemicznego wietrzenia
podmorskiego, np. bentonity, glaukonityty
skały ilaste ( allogeniczne )  produkty transportu i sedymentacji,
np. iły warwowe
Skały ilaste zasobne w bituminy lub substancje humusowe, np.
łupki bitumiczne, łupki węgliste (=łupki palne).
Skały ilaste zasobne w krzemionkę,np. skały/łupki ilasto-
Domieszka innych,
krzemionkowe
charakterystycznych składników
Skały ilaste zasobne w kalcyt, np. margle
Skały ilaste zasobne w materiał okruchowy ró\
nych frakcji, np.
glina
skały ilaste kaolinitowe, np. iły kaolinitowe, kaoliny, tonsteiny
Dominujące w składzie minerały
skały ilaste illitowe, np. iły illitowe, glaukonityty
ilaste
skały ilaste montmorillonitowe, np. iły montmorillonitowe, bentonity
* - czasami dla wszystkich zdiagenezowanych skał ilastych u\
ywa się nazwy argilit.
Skały krzemionkowe.
Skały krzemionkowe są grupą skał osadowych, w których ponad połowę
składu (>50%) stanowią niedetrytyczne minerały krzemionki (SiO2), głównie opal,
chalcedon a tak\
e autogeniczny kwarc. Spotykane inne składniki skał tej grupy to
detrytyczny kwarc, minerały ilaste i kalcyt oraz domieszki barwiące  najczęściej
uwęglona substancja organiczna na czarno i związki Fe+3 (mineralogiczne głównie
hematyt) na czerwono. Geneza skał krzemionkowych mo\
e być organiczna, a raczej
organodetrytyczna lub chemogeniczna (diagenetyczna, konkrecyjna, wietrzeniowa).
Nale\
y jednak mieć świadomość, \
e (organo) detrytyczna natura skał
krzemionkowych jest do pewnego stopnia iluzoryczna. Najczęściej postrzega się,
oczywiście, powstawanie tych skał jako efekt sedymentacji a następnie diagenezy
krzemionkowych szkieletów organizmów. Ze względu jednak na bardzo małe
rozmiary tych elementów a tak\
e skalę przeobra\
eń diagenetycznych, kompakcji lecz
przede wszystkim cementacji i rekrystalizacji,  detrytyczność tych skał w praktyce
makroskopowej jest niedostrzegalna. Dlatego, w badaniach polowych, wszystkie
skały tej grupy są  afanitowe . Najistotniejszym kryterium podziału skał
krzemionkowych jest ich geneza, a w przypadku skał organogenicznych grupa
organizmów, z której pochodzą elementy szkieletowe. W mniejszym stopniu
wykorzystywany jest postęp diagenezy i kryterium barwy. Skały krzemionkowe,
30
organogeniczne, o budowie warstwowej, zbudowane ze szkieletów okrzemek (łac.
Diatomae), w przypadku niskiego stopnia diagenezy nazywane są ziemią
okrzemkową, a mocno utwardzone, o niskiej porowatości (=wysoko
zdiagenezowane) to diatomity. Zbudowane ze szkieletów promienic (łac. Radiolaria),
niezdiagenezowane to muły/iły radiolariowe, a zdiagenezowane to radiolaryty. Je\
eli
w skład skały wchodzą krzemionkowe elementy szkieletowe gąbek (łac. Spongia), to
w przypadku niskiego stopnia diagenezy nazwiemy ją mułem/iłem spikulowym
(spikule to nazwa elementów szkieletowych gąbek), a wysoko zdiagenezowana to
spongiolit. Skały krzemionkowe o genezie czysto chemogenicznej powstają głównie
na skutek wytrącania opalu z roztworów koloidalnych. Są przewa\
nie umiarkowanie
utwardzone, porowate (=o niskim stopniu diagenezy). Nale\
ą do nich, tworzące się w
miejscach wypływu ciepłych wód na powierzchnię, martwice krzemionkowe,
nazywane te\
nawarami krzemionkowymi. Pewną odmianą martwicy krzemionkowej
jest gejzeryt. Skały krzemionkowe o genezie mieszanej, organo-/chemogenicznej,
warstwowane, przewa\
nie wysoko zdiagenezowane to rogowce. Inaczej, rogowcami
nazywa się te\
wszystkie warstwowane skały krzemionkowe o genezie innej ni\

organiczna. Chocia\
trzeba tu jeszcze raz wspomnieć, \
e rozstrzygnięcie metodami
makroskopowymi organicznej bądz
nie, genezy skały jest najczęściej niemo\
liwe. Do
rogowców zaliczane są tak\
e ich dwie odmiany barwne  czarne lidyty i czerwone 
jaspisy. Wysoko zdiagenezowane skały krzemionkowe w formie konkrecji to
krzemienie i czerty. Krzemienie i czerty mają przewa\
nie formy zaokrąglone, bulaste,
ró\
nią się natomiast wyrazistością konturów i barwą w stosunku do skały, w której
występują. Krzemienie mają kontury ostro zarysowane i barwy wyraz
nie ró\
ne od
barwy skały otaczającej. Czerty, natomiast, kontury mają rozmyte i barwy niewiele
ró\
niące je od skały, w której występują. Skałami krzemionkowymi o genezie
chemogeniczno-wietrzeniowej są opoki lekkie. Są to skały porowate, kruche, barwy
najczęściej jasnej, o niskim stopniu diagenezy. Opoki lekkie są rezydualnym
produktem wietrzenia chemicznego opok  skał węglanowych zawierających w
składzie rozproszoną krzemionkę. Gezy to skały o genezie pośredniej, chemo 
organo - detrytycznej, w których organoklasty i krzemionkowe ziarna detrytyczne
scementowane są opalem i chalcedonem. Często istotnym składnikiem mineralnym
tych skał jest glaukonit. Gezy, podobnie jak opoki, są skałami porowatymi, kruchymi,
barwy jasnej, o niskim stopniu diagenezy. Podział skał krzemionkowych
przedstawiony został w tabeli.
31
Podział skał krzemionkowych.
Pochodzenie Słabo
Typ genetyczny elementów Barwa/zarys zdiagenezowane Skały wysoko
szkieletowych konturów osady zdiagenezowane
Skały okrzemki/diatomae ziemia diatomit
organogeniczne, okrzemkowa
warstwowane
promienice/radiolaria mul/ił radiolariowy radiolaryt
gąbki/spongia mul/ił spikulowy spongiolit
- - martwica/nawara -
Skały krzemionkowa
chemogeniczne
- - gejzeryt -
Skały - - - rogowiec
warstwowane,
- czarny - lidyt
nieorganiczne
- czerwony - jaspis
Konkrecje wyraz
ne krzemień
krzemionkowe
rozmyte czert
Skały
chemogeniczno - opoka lekka
wietrzeniowe
Skały chemo-
/organo- geza
/detrytyczne
Skały węglanowe.
Skały węglanowe są skałami osadowymi, w których ponad połowę składu
(>50%) stanowią minerały z grupy węglanów. Głównymi minerałami tych skał są
zatem kalcyt, aragonit i dolomit oraz znacznie rzadziej syderyt. Pospolicie towarzyszą
im minerały ilaste, minerały krzemionki, apatyt, piryt, a tak\
e domieszki
pigmentujące, najczęściej hematyt i goethyt . W skałach węglanowych wyró\
nia się,
występujące w ró\
nych proporcjach trzy rodzaje składników. Są to kolejno mikryt,
sparyt i ziarna. Mikryt jest drobnym, jednorodnym osadem węglanowym (=mułem
węglanowym). Mo\
e tworzyć się na drodze chemicznej (=wytrącania z roztworu) lub
wskutek abrazji większych cząstek. Mo\
e tak\
e mieć pochodzenie organiczne jako
produkt działalności \
yciowej mikroorganizmów, głównie glonów jednokomórkowych i
bakterii. W skałach węglanowych pełni rolę  masy wypełniającej . Sparyt, w
32
przeciwieństwie do mikrytu, powstaje wyłącznie na drodze chemicznej. Jest
krystaliczny. Pełni w tej grupie najczęściej funkcję cementu. Sparyt mo\
e tak\
e
powstawać wskutek rekrystalizacji, np. mikrytu. W takim przypadku nazywa się go
pseudosparytem lub neosparem. Ziarna mogą mieć ró\
ne pochodzenie. Mo\
na
wyró\
nić pośród nich ziarna detrytyczne (litoklasty), np. pochodzące spoza basenu
sedymentacyjnego ekstraklasty lub powstałe w obrębie tego samego basenu
intraklasty, ziarna chemogeniczne (chemoklasty), np. ooidy, pizoidy, peloidy. Jednak
przynajmniej część peloidów, tzn. te które są sfosylizowanymi ekskrementami
zwierząt bezkręgowych (koprolitami), ma genezę organiczną. Ziarna mogą mieć
wreszcie pochodzenie biogeniczne (bioklasty). Do tej grupy zaliczamy całe szkielety,
elementy szkieletowe lub fragmenty elementów szkieletowych bezkręgowców. Ziarna
w skale tworzą  szkielet ziarnowy . Teksturalnie, w skałach węglanowych, mikryt i
sparyt odpowiada frakcji siltytowej i lutytowej, natomiast ziarna, frakcji arenitowej i
rudytowej (Por. Tab. Podział osadów na frakcje). Skały węglanowe są grupą
poligeniczną. Geneza ich mo\
e być chemiczna, organiczna, detrytyczna lub
organodetrytyczna. Pochodzenie skał węglanowych jest te\
głównym kryterium ich
podziału. W mniejszym stopniu przy podziale skał tej grupy brane są pod uwagę
proporcja udziału w składzie skały mikrytu i ziaren oraz ich pochodzenie a tak\
e
domieszki innych, charakterystycznych składników mineralnych. Je\
eli w składzie
skały węglanowej występuje kalcyt wyłącznie w postaci mikrytu, scementowanego
sparytem (frakcja siltytowa/lutytowa), to taki wapień określa się jako mikrytowy.
Wapienie mikrytowe są skałami homogenicznymi, dlatego stosunkowo często, nie do
końca poprawnie, nazywa się je  wapieniami afanitowymi . Je\
eli w składzie skały
obok mikrytu i sparytu w znaczącej ilości występują ziarna (frakcja
arenitowa/rudytowa), to taki wapień określa się jako detrytyczny. W zale\
ności od
genezy ziaren wyró\
nia się w tej grupie wapienie organodetrytyczne,
chemodetrytyczne i litodetrytyczne. Organodetrytyczne z kolei dzielą się na
zoogeniczne, w których ziarna są pochodzenia zwierzęcego, np. wapienie
krynoidowe (=trochitowe), numulitowe, zlepy muszlowe czy tzw. brekcje kostne i
fitogeniczne, w których mają pochodzenie roślinne, np. wapienie litotamniowe,
onkolitowe, kreda pisząca. Wśród chemodetrytycznych, w zale\
ności od rodzaju
ziaren, wyró\
nić mo\
na, między innymi wapienie oolitowe (=oolity), zbudowane z
ooidów. Ooidy są to ziarna ksztaltu kulistego, o średnicy do 2,00mm, powstałe
wskutek narastania koncentrycznych warstewek, w tym przypadku węglanu wapnia,
33
wokół detrytycznego jądra. Chemodetrytyczną genezę w du\
ej części maja tak\
e
wapienie grudkowe i gruzełkowe, w których ziarnami są peloidy. Peloidy są to
agregaty węglanu wapnia, pozbawione najczęściej wewnętrznego uporządkowania,
kształtu elipsoidalnego, o rozmiarach rzędu dziesiątych części milimetra. Wapienie
litodetrytyczne to , po prostu piaskowce, zlepieńce i brekcje wapieniowe, w których
ziarna (litoklasty) frakcji arenitowej i rudytowej pochodzą z rozkruszenia starszych
skał węglanowych. Kolejną istotną grupą genetyczną skał węglanowych są tzw.
biolityty, czyli wapienie  czysto biogeniczne. Od np. wapieni organodetrytycznych
ró\
nią się tym, \
e szkielety, z których te skały są zbudowane znajdują się w pozycji
przy\
yciowej, tzn. takiej w jakiej kiedyś funkcjonowały w środowisku. Nale\
ą do nich,
np. wapienie rafowe, stromatolity czy tzw. muszlowce (uwaga! Nie mylić ze zlepami
muszlowymi), np.  rafy ostrygowe. Do skał węglanowych, chemogenicznych nale\
ą,
między innymi, martwice wapienne (=trawertyny), nawary wapienne, nacieki
jaskiniowe, ewaporaty wapienne oraz kopalne gleby (rizokrecje) i polewy pustyniowe
(caliche). Istnieje tak\
e du\
a grupa skał o składzie mieszanym, najczęściej
węglanowo-ilastym lub węglanowo-krzemionkowym, które zostały wspomniane ju\

wcześniej, przy charakterystyce skał ilastych lub krzemionkowych, np. margle, w
których zawartość głównych minerałów (ilastych i kalcytu) mo\
e zmieniać się w
przedziale 35-65%, opoki  skały węglanowe zasobne w rozproszoną krzemionkę
czy gezy wapienne ró\
niące się od gez krzemionkowych wy\
szą zawartością kalcytu.
Wśród skał węglanowych nie mniej istotne znaczenie jak wapienie mają skały
dolomitowe, czyli zbudowane z minerału dolomitu dolomityty. Minerał dolomit, pod
względem chemicznym jest węglanem wapnia i magnezu (CaMg(CO3)2). Powstaje
przez częściową wymianę w cząsteczce kalcytu jonów wapniowych na magnezowe.
Skały dolomitowe (=dolomityty) są produktem procesów diagenetycznych (tzw.
dolomityzacji) osadów wapiennych. Dolomityzacja mo\
e osiągnąć ró\
ne stadium. W
związku z tym, pod względem szeregu cech wapienie i dolomityty mogą wykazywać
du\
e podobieństwo i tworzyć ciągłe przejścia. Przyjmuje się, \
e skała zawierająca do
10% minerału dolomitu jest wapieniem, od 10 do 50% to wapień dolomityczny, od 50
do 90% to dolomit wapnisty, a zawierająca ponad 90% minerału dolomitu to
dolomityt. Podział skał węglanowych przedstawiony został w tabeli.
34
Podział skał węglanowych.
Typy genetyczne/odmiany wapieni Składniki/mineraly Przykłady
mikryt/sparyt wapienie mikrytowe
homogeniczne (=afanitowe) (kalcyt, aragonit)
mikryt/sparyt/bioklasty wapienie
(=szkielety, elementy krynoidowe*
szkieletowe lub fragmenty (=trochitowe), ,
zoogeniczne elementów
wapienie
szkieletowych)
numulitowe
(kalcyt, aragonit)
zlepy muszlowe
organodetrytyczne
brekcje kostne
mikryt/sparyt/bioklasty wapienie
(=szkielety, elementy litotamniowe
szkieletowe lub fragmenty
wapienie
fitogeniczne elementów
onkolitowe
szkieletowych)
detrytyczne
(kalcyt, aragonit)
kreda pisząca
mikryt/sparyt/chemoklasty
(ooidy+inne ziarna) wapienie oolitowe
(kalcyt, aragonit) (=oolity),
chemodetrytyczne
mikryt/sparyt/chemoklasty wapienie grudkowe
(peloidy+inne ziarna)
wapienie
(kalcyt, aragonit)
gruzełkowe
piaskowce
mikryt/sparyt/litoklasty wapieniowe
litodetrytyczne (intraklasty +
zlepience
ekstraklasty)
wapieniowe
(kalcyt, aragonit)
brekcje wapieniowe
wapienie rafowe
biolityty (=wapienie o genezie  czysto szkielety w pozycji
stromatolity
biogenicznej) przy\
yciowej
muszlowce np.
(kalcyt, aragonit)
 rafy ostrygowe
martwice wapienne
(=trawertyny)
nawary wapienne
nacieki jaskiniowe
(stalaktyty,
wapienie chemogeniczne kalcyt, aragonit
stalagmity, itp.)
35
 krystaliczny ewaporaty
wapienne
kopalne gleby
(rizokrecje)
polewy pustyniowe
(caliche)
kalcyt + minerały ilaste margle
kalcyt + minerały grupy opoki
węglanowe skały przejściowe
krzemionki
kalcyt + bio- i litoklasty gezy
krzemionkowe
* - określenia posiłkowe przy nazwach ró\
nych odmian wapieni, głównie
organodetrytycznych, pochodzą od nazw organizmów, które były z
ródłem bioklastów.
Cechy teksturalne skał osadowych.
Pojęcie tekstury w skałach osadowych, głównie ze względu na ró\
norodność
genetyczną skał tej grupy, nie jest ju\
tak jednoznaczne jak choćby w przypadku skał
magmowych. We wszystkich skałach magmowych, bez względu na genezę
(wulkaniczną lub plutoniczną), tekstura definiowana jest jako zespół cech budowy
wewnętrznej, opisujących przestrzenne rozmieszczenie składników (tekstura
bezładna lub kierunkowa) i stopień wypełnienia przestrzeni przez te składniki
(tekstura masywna lub porowata). Cecha ta zatem charakteryzuje skałę jako całość.
W przypadku skał osadowych, tekstura rozumiana w ten sposób (=tak jak w skałach
magmowych), dotyczy tylko niektórych grup genetycznych, a mianowicie skał
chemogenicznych, biolitytów oraz, z pewnymi zastrze\
eniami, skał krzemionkowych.
W pozostałych grupach skał osadowych, obejmujących szeroko rozumiane skały
klastyczne, tekstura opisuje cechy pojedynczych ziaren/okruchów/klastów,
takie jak ich wielkość, kształt, obtoczenie, a więc cechy morfologiczne, oraz
wysortowanie, upakowanie i orientację. Przy czym jako szeroko rozumiane skały
klastyczne traktować nale\
y wszystkie skały piroklastyczne, wszystkie (właściwe)
skały okruchowe oraz wszystkie węglanowe skały detrytyczne (organo-, chemo- i
litodetrytyczne). Zastrze\
enia związane z teksturą skał krzemionkowych dotyczą
głównie organogenicznych. Nale\
y sobie zdawać sprawę z ich okruchowej natury,
jednak, jak wspomniano ju\
przy opisie tej grupy skał, ze względu na niewielkie
rozmiary organoklastów oraz postęp diagenezy (cementacji i rekrystalizacji)
36
 okruchowość skał krzemionkowych jest niedostrzegalna, wobec tego trudno
uwzględniać ją, szczególnie przy opisie makroskopowym. Jeszcze inny problem
mo\
e pojawić się w przypadku opisywania tekstury skał osadowych o ró\
nej genezie,
np. okruchowej lub chemicznej skał ilastych. W skali próbki najczęściej nie mo\
na
rozstrzygnąć jakie jest pochodzenie skały. Wobec tego wątpliwość czy tekstura jest
 okruchowa czy  chemogeniczna pozostaje. Podobne  rozterki , dotyczące sposobu
określenia tekstury mogą pojawić się w przypadku opisywania tej cechy w skałach
 mieszanych , np. węglanowo-ilastych (margle), krzemionkowo-węglanowych (opoki,
gezy), itp. W takiej sytuacji przy opisie makroskopowym niezbędna jest podstawowa
wiedza, logika i konsekwencja. W dalszej części tego konspektu, bli\
sza
charakterystyka cech teksturalnych będzie dotyczyć szeroko pojętych skał
okruchowych.
Frakcja osadu.
W szeroko rozumianych skałach okruchowych, jak wspomniano ju\
wcześniej,
wyró\
nia się cztery frakcje główne: grubookruchową (średnica ziarna >2,0 mm),
średniookruchową (0,063  2,0 mm), drobnookruchową (0,0039  0,063 mm) i
bardzo drobnookruchową (średnica ziarna <0,0039 mm). W obrębie frakcji głównych
wydziela się dodatkowo tzw. frakcje podstawowe (por. tab. Podział osadów na
frakcje). Skały okruchowe poszczególnych frakcji mogą być zarówno luz
ne (=sypkie)
jak i zdiagenezowane (scementowane). Frakcja w skałach okruchowych (właściwych)
określana jest, odpowiednio, jako: psefitowa (=grubo-), psamitowa (=średnio-),
aleurytowa (=drobno) i pelitowa (= bardzo drobnookruchowa). Przy charakterystyce
węglanowych skał detrytycznych frakcje nazywa się odpowiednio: rudytową,
arenitową, siltytową i lutytową. W celu zró\
nicowania tej cechy dla dwóch
najwa\
niejszych grup skał węglanowych, tzn. wapieni i dolomitytów, do nazw frakcji
dodaje się, w zale\
ności od sytuacji, przedrostek kalcy- (dla skał kalcytowych) i dolo-
(dla dolomitowych), a więc, np. kalcyrudyt, dolorudyt, kalkarenit, doloarenit, itd. W
skałach piroklastycznych frakcję grubookruchową określa dwoma nazwami. W
zakresie wielkości od 2,0 mm do 64,0 mm mówi się o frakcji lapilli, a powy\
ej 64,0
mm o frakcji bloków i bomb wulkanicznych. Frakcja średniookruchowa w skałach
piroklastycznych określana jest jako popiołowa, a drobno- i bardzo drobnookruchowa
jako drobnopopiołowa. Nazwy frakcji najwa\
niejszych grup skał okruchowych
przedstawione zostały w tabeli.
37
Nazwy frakcji najwa\
niejszych grup skał okruchowych.
Ogólne Skały
określenie frakcji Zakres wielkości okruchowe Detrytyczne Skały
głównych [mm] właściwe skały węglanowe piroklastyczne
blokow i bomb
grubookruchowa >64,0 psefitowa kalcyrudytowa, wulkanicznych
dolorudytowa
>2,0  d"64,0 lapilli
średniookruchowa >0,063  d"2,0 psamitowa kalkarenitowa, popiołowa
doloarenitowa
drobnookruchowa >0,0039  d"0,063 aleurytowa kalcysiltytowa,
dolosiltytowa
drobnopopiołowa
bardzo d"0,0039 pelitowa kalcylutytowa,
drobnookruchowa dololutytowa
Kształt.
Ka\
de ziarno/okruch/klast, bez względu na frakcję, jest mniej lub bardziej
regularną/nieregularną forma przestrzenną, w której mo\
na określić trzy wzajemnie
prostopadłe osie. Osie te oznaczane są zawsze pierwszymi, małymi literami alfabetu
łacińskiego a, b i c, przy czym oś najdłu\
sza jest zawsze osią a, pośrednia osią b a
najkrótsza osią c (por. ryc. Diagram Zingga). Przy powy\
szym zało\
eniu miary osi
parami mogą być, co najwy\
ej, jednakowe, tzn., np. oś b mo\
e mieć taką samą
długość jak a, nie mo\
e być od niej dłu\
sza, gdy\
wtedy nie będzie ju\
osią b tylko
a...... Narzędziem słu\
ącym do określania kształtu okruchów/ziaren/ klastów
jest diagram (wykres) Zingga. Jest to diagram w formie kwadratu (kwadrat Zingga),
którego rzędna opisana jest stosunkiem osi pośredniej do najdłu\
szej (=b/a), a
odcięta stosunkiem osi najkrótszej do pośredniej (=c/b). Początek skonstruowanego
w taki sposób diagramu wyznacza punkt o współrzędnych 0,0. Maksymalne wartości
na osi rzędnych i odciętych diagramu, z racji tej \
e przedstawione są one, zgodnie ze
wstępnymi zało\
eniami, w formie ułamków zwykłych, właściwych, tzn. b/a i c/b, nie
mogą przekroczyć 1,0. Powierzchnia całego diagramu, w określonych arbitralnie
punktach na osi rzędnych i odciętych o wartości 2/3, przecięta została dodatkowo
dwiema prostymi (prostopadłymi). W ten sposób kwadrat Zingga podzielony został na
cztery pola, oznaczone kolejnymi cyframi rzymskimi (I  mały kwadrat, II  du\
y
kwadrat, III  prostokąt zorientowany poziomo i IV  prostokąt zorientowany
38
pionowo), wyznaczające cztery główne klasy kształtu okruchów/ziaren/klastów (por.
ryc. Diagram Zingga). W polu oznaczonym rzymską cyfrą I stosunek osi pośredniej
do najdłu\
szej (b/a) i najkrótszej do pośredniej (c/b) ma względnie du\
ą wartość,
bliską jedności. W zapisie ułamka zwykłego, właściwego oznacza to, \
e jego licznik i
mianownik są podobne. W związku z tym osie a i b muszą mieć porównywalną
długość, podobnie jak i osie b i c, zatem osie a i c tak\
e. Na podstawie trzech
wzajemnie prostopadłych osi o podobnej długości mo\
liwe jest wyinterpretowanie
formy kulistej. Wobec tego pierwsza klasa kształtu okruchów/ziaren/ klastów, to klasa
kulista. Wszystkie okruchy/ziarna/klasty, których punkty projekcyjne znajdą się w polu
I Diagramu Zingga mają kształt kulisty. W polu oznaczonym rzymską cyfrą II
stosunek osi pośredniej do najdłu\
szej (b/a) i najkrótszej do pośredniej (c/b) ma z
kolei względnie małą wartość. W zapisie ułamka zwykłego, właściwego oznacza to,
\
e jego mianownik musi być wyraz
nie większy od licznika. W związku z tym oś a
musi być dłu\
sza ni\
b, a b dłu\
sza ni\
c. Na podstawie trzech wzajemnie
prostopadłych osi o ró\
nej długości mo\
liwe jest wyinterpretowanie formy
elipsoidalnej, czyli bryły która w ka\
dym przekroju ma kształt elipsy. Wobec tego
kolejna klasa kształtu okruchów/ziaren/ klastów, to klasa elipsoidalna. Wszystkie
okruchy/ziarna/klasty, których punkty projekcyjne znajdą się w polu II Diagramu
Zingga mają kształt elipsoidalny. W polu oznaczonym rzymską cyfrą III stosunek
osi pośredniej do najdłu\
szej (b/a) ma względnie du\
ą, bliską jedności wartość,
natomiast najkrótszej do pośredniej (c/b) jest ona względnie mała. W zapisie ułamka
zwykłego, właściwego oznacza to, \
e na osi rzędnych (b/a) licznik i mianownik są
podobne, a na osi odciętych (c/b) licznik jest wyraz
nie mniejszy od mianownika. W
związku z tym osie a i b muszą mieć porównywalną długość, oś c musi być krótsza
od b i w konsekwencji tak\
e od a Na podstawie trzech wzajemnie prostopadłych osi,
z których dwie w płaszczyz
nie poziomej (a i b) mają podobną długość a trzecia (c),
prostopadła do nich jest wyraz
nie krótsza, mo\
liwe jest wyinterpretowanie formy
dyskoidalnej. Wobec tego trzecia klasa kształtu okruchów/ziaren/ klastów, to klasa
dyskoidalna. Wszystkie okruchy/ziarna/klasty, których punkty projekcyjne znajdą się
w polu III Diagramu Zingga mają kształt dyskoidalny. Wreszcie w ostatnim polu
oznaczonym rzymską cyfrą IV stosunek osi pośredniej do najdłu\
szej (b/a) ma
względnie małą wartość, natomiast najkrótszej do pośredniej (c/b) jest ona du\
a,
bliska jedności. W zapisie ułamka zwykłego, właściwego oznacza to, \
e na osi
rzędnych (b/a) licznik jest wyraz
nie mniejszy od mianownika, a na osi odciętych (c/b)
39
licznik mianownik są podobne. W związku z tym oś a musi być wyraz
nie dłu\
sza ni\

b, natomiast c musi mieć podobną długość jak b i w konsekwencji tak\
e być krótsza
ni\
a. Na podstawie trzech wzajemnie prostopadłych osi, z których dwie w
płaszczyz
nie pionowej (b i c) mają podobną długość a trzecia (a), prostopadła do
nich jest wyraz
nie dłu\
sza, mo\
liwe jest wyinterpretowanie formy wrzecionowatej.
Wobec tego ostatnia klasa kształtu okruchów/ziaren/ klastów, to klasa
wrzecionowata. Wszystkie okruchy/ziarna/klasty, których punkty projekcyjne znajdą
się w polu IV Diagramu Zingga mają kształt wrzecionowaty.
Diagram Zingga
1,0
b
c
a
a
b
c
III I
0.66
a
c
b
a
b/a
c
b
b
c
a
II IV
0,0 0.66 1,0
c/b
Obtoczenie.
Obtoczenie jest miarą zaokrąglenia naro\
y i krawędzi okruchów/ziaren/
klastów. W celu określenia tej cechy w praktyce stosuje się ro\
ne wzorce wizualne,
najczęściej wzorzec Powersa. (por. ryc. Obtoczenie, wzorzec wg. Powersa).
Wzorzec ten ukazuje nie tylko kontur lecz tak\
e morfologię powierzchni
okruchów/ziaren/klastów, w związku z tym mo\
e on być stosowany z powodzeniem
zarówno w badaniach osadów luz
nych jak i skał zwięzłych w postaci zgładów lub
płytek cienkich. Według Powersa okruchy/ziarna/klasty mogą reprezentować jedną z
sześciu klas obtoczenia, nazywanych odpowiednio:
0 -1 bardzo ostrokrawędziste
40
 1  2 ostrokrawędziste
2  3 półostrokrawędziste
3  4 półobtoczone
4  5 obtoczone
5  6 dobrze obtoczone.
Obtoczenie zale\
y od wielkości okruchów/ziaren/klastów a tak\
e ich
podatności/odporności na działanie czynników fizycznych (=abrazję), czasu działania
tych czynników, często tak\
e specyficznych warunków środowiskowych. W tych
samych warunkach fizyko-czaso-środowiskowych okruchy/ziarna/klasty większe
wykazują najczęściej wy\
szy stopień obtoczenia ni\
mniejsze. Obtoczenie jest
jednym z kryteriów określania tzw. teksturalnej dojrzałości osadu.
Obtoczenie, wzorzec wg. Powersa.
okruchy sferoidalne
okruchy elipsoidalne
klasa obtoczenia
0 - 1 2 - 3 4 - 5
1 - 2 3 - 4 5 - 6
nazwa klasy
Wysortowanie.
Wysortowanie jest miarą występowania w osadzie
okruchów/ziaren/klastów jednej klasy wielkościowej. Inaczej, mniejsze
zró\
nicowanie wielkości okruchów/ziaren/klastów w osadzie wskazuje na jego
lesze wysortowanie. W praktyce makroskopowej wysortowanie, najczęściej, ocenia
się  na oko , porównując osad/skałę z ró\
nymi, stosowanymi powszechnie wzorcami
wizualnymi. Na ich podstawie mo\
na wyró\
nić osady bardzo dobrze wysortowane,
dobrze wysortowane, umiarkowanie wysortowane lub słabo wysortowane (por. ryc.
41
bardzo
obtoczone
półobtoczone
ostrokraw
ę
dziste
ostrokraw
ę
dziste
dobrze obtoczone
półostrokraw
ę
dziste
Wysortowanie). W zale\
ności od szczegółowości prowadzonych badań mo\
na
określić dodatkowo kilka stanów pośrednich wysortowania, np. osad umiarkowanie
dobrze wysortowany lub bardzo słabo wysortowany. Wysortowanie, podobnie z
resztą jak obtoczenie i kształt, ocenia się zwykle dla okruchów/ziaren/klastów,
stanowiących w osadzie/skale okruchowej tzw. szkielet ziarnowy. Wysortowanie
zale\
y od podatności/odporności składników osadu na działanie czynników
fizycznych i chemicznych oraz czasu ich działania. Mo\
e być tak\
e bardzo dobrym
wskaz
nikiem paleośrodowiska, pn. bardzo dobrze wysortowane osady eoliczne lub
pla\
owe, umiarkowanie wysortowane osady rzeczne, słabo wysortowane osady
morenowe (glacjalne). Wysortowanie jest tak\
e jednym z kryteriów określania.
teksturalnej dojrzałości osadu..
Wysortowanie
osad bardzo dobrze wysortowany osad dobrze wysortowany
osad słabo wysortowany
osad umiarkowanie wysortowany
Upakowanie.
W osadach/okruchowych skałach osadowych wyró\
nić mo\
na najczęściej
dwie klasy okruchów/ziaren/klastów. Większe, decydujące z reguły o stanowisku
systematycznym skały tworzą szkielet ziarnowy. Pozostałe, z definicji, o klasę
ziarnową drobniejsze są masą wypełniającą (por. rozdz. Skały grubookruchowe).
42
Proporcja udziału okruchów/ziaren/klastów szkieletu ziarnowego w stosunku do masy
wypełniającej mo\
e być bardzo ró\
na. Elementów szkieletu ziarnowego mo\
e być
bardzo du\
o, mogą one ściśle przylegać do siebie lub mo\
e ich być niewiele i mogą
swobodnie  pływać w du\
ej ilości masy wypełniającej (por. ryc. Upakowanie). W
zale\
ności od sytuacji mo\
na zatem wyró\
niać skały o zwartym bądz
rozproszonym
szkielecie ziarnowym. W przypadku skał grubookruchowych o zwartym szkielecie
ziarnowym do nazwy dodaje się przedrostek orto- (np. ortozlepieńce), a z
rozproszonym szkieletem para- (np. parazlepieńce). Skały ze zwartym szkieletem
ziarnowym maja wysoki stopień upakowania a z rozproszonym niski. Upakowanie,
zatem, mo\
na definiować jako miarę zagęszczenia w osadzie elementów
szkieletu ziarnowego. Oprócz wysokiego i niskiego stopnia upakowania mo\
na
wyró\
nić jeszcze co najmniej kilka stanów pośrednich (przeciętne, umiarkowane,
bardzo niskie, itp.). W skałach o wysokim upakowaniu okruchy/ziarna/klasty są
ustalone, a przy ni\
szym stopniu upakowania nieustalone bądz
swobodne. Przy
czym w przypadku ustalonych i nieustalonych charakter kontaktu miedzy ziarnami
mo\
e być zazębiający, prosty, wklęsło-wypukły lub punktowy (por. ryc. Upakowanie).
Upakowanie
ziarno nieustalone
ziarno swobodne
ziarno ustalone
wysoki stopień upakowania osadu niski stopień upakowania osadu
(=skała o zwartym szkielecie ziarnowym) (=skała o rozproszonym szkielecie ziarnowym)
kontakt między ziarnami
prosty wklęsło-wypukły
punktowy zazębiający
Orientacja.
Okruchy/ziarna/klasty w osadach/okruchowych skałach osadowych często
wykazują uporządkowaną orientację, wykorzystywaną jako wskaz
nik kierunku
43
transportu bądz
kierunku i zwrotu transportu. Praktyczne znaczenie tej cechy w
du\
ym stopniu uzale\
nione jest od kształtu okruchów/ziaren/klastów. Kuliste nie mają
określonej orientacji. Słabo zaznacza się ona w elipsoidalnych. Natomiast prawie
zawsze, mniej lub bardziej wyraz
nie, mo\
na obserwować ją w nagromadzeniach
okruchów/ziaren/klastów kształtu wrzecionowatego lub dyskoidalnego, czyli takich
które są wyraz
nie wydłu\
one bądz
spłaszczone. Okruchy/ziarna/klasty
transportowane są tak długo, jak długo siły wywołane ruchem medium
transportującego (energia kinetyczna strumienia wody, powietrza) są większe od sił
utrzymujących je na miejscu (np. siła tarcia, siła grawitacji). Okruchy/ziarna/klasty
transportowane są tym łatwiej im opory przepływu są większe. Zmniejszanie oporów
przepływu, np. wskutek zmiany ustawienia względem działającego prądu, powoduje,
\
e przyjmują one pozycję stabilną (=są sedymentowane) i w takim uło\
eniu
zachowują się w osadzie. Okruchy/ziarna/klasty kształtu wrzecionowatego najłatwiej
transportowane są (np. toczone po dnie) gdy ich najdłu\
sza oś (=a) zorientowana
jest prostopadle do kierunku prądu. Gdy orientacja osi a jest zgodna z kierunkiem
prądu, co jest jednoznaczne ze zminimalizowaniem oporów przepływu są one
sedymentowane (=przyjmują pozycję stabilną). Takie jednokierunkowe uło\
enie w
osadzie najdłu\
szych osi (=a) okruchów/ziaren/klastów wrzecionowatych określa się
jako linijne uło\
enie lub (nie do końca poprawnie)  lineacją
okruchów/ziaren/klastów i jest ono teksturalnym wskaz
nikiem kierunku transportu bez
mo\
liwości wyró\
nienia zwrotu (por. ryc. Orientacja). Aby poznać znaczenie
dyskoidalnych okruchów/ziaren/klastów jako teksturalnych wskaz
ników transportu
nale\
ałoby na wstępie wyjaśnić pojęcie maksymalnej powierzchni przekroju. Jest to
przekrój w płaszczyz
nie dwóch najdłu\
szych osi, czyli osi a i b. W praktyce,
najczęściej, zamiast maksymalna powierzchnia przekroju mówi się krótko
powierzchnia ab okruchów/ziaren/klastów. Okruchy/ziarna/klasty dyskoidalne są
transportowane (=generują du\
e opory przepływu) gdy powierzchnia ab jest
nachylona zgodnie z kierunkiem przepływu. Są one wtedy najczęściej wleczone lub
toczone po dnie. Je\
eli powierzchnia ab zapada pod prąd, co sprawia ze opory
przepływu są mniejsze okruchy/ziarna/klasty przyjmują pozycję stabilną
(sedymentują). Takie ustawienie jest trwałe gdy są one odpowiednio podparte i
nazywane wtedy imbrykacją lub dachówkowym uło\
eniem
okruchów/ziaren/klastów (por. ryc. Orientacja). Imbrykacja jest wa\
nym teksturalnym
wskaz
nikiem kierunku przepływu z mo\
liwością wyró\
nienia zwrotu, który jest
44
zawsze przeciwny ni\
azymut kierunku zapadu powierzchni ab
okruchów/ziaren/klastów (por. ryc. Orientacja).
Orientacja
linijne uło\
enie otoczaków imbrykacja
powierzchnia
ab otoczaka
plan
plan
zwrot i kierunek przepływu
kierunek przepływu
przekrój
przekrój
Struktury skał osadowych.
Pojęcie struktury w skalach osadowych podobnie jak pojęcie tekstury, z
podobnych powodów, nie jest tak\
e tak jednoznaczne jak w przypadku skał
magmowych czy metamorficznych. W skałach magmowych struktura opisuje cechy
pojedynczych ziaren krystalicznych, określa ich stopień krystaliczności (struktura
pełnokrystaliczna, częściowokrystaliczna, szklista), wielkość i kształt kryształów
(struktura jawnokrystaliczna, grubo-, średnio- , drobnokrystaliczna, porfirowa,
porfirowata, afanitowa) oraz wzajemne relacje między kryształami (struktura
pismowa, ofitowa, intersertalna). W przypadku skał osadowych, struktura rozumiana
w ten sposób (= opisująca pojedyncze ziarna krystaliczne), mo\
e odnosić się tylko do
niektórych grup genetycznych, a mianowicie skał chemogenicznych, biolitytów oraz
skał krzemionkowych, czyli osadowych skał krystalicznych. Jednak nazwy tych
struktur i przedziały wielkości ziaren krystalicznych są inne ni\
w skałach
magmowych i nawiązują do nomenklatury frakcji przyjętej dla szeroko rozumianych
skał okruchowych (por. tab. Podział osadów na frakcje). Nazwy struktur i zakres
45
wielkości ziaren krystalicznych dla krystalicznych skał osadowych przedstawione
zostały w tabeli.
Nazwy struktur i zakres wielkości ziaren krystalicznych dla krystalicznych skał
osadowych.
nazwa struktury przedział wielkości ziaren krystalicznych
[mm]
bardzo grubokrystaliczna e"1,0
grubokrystalicznna e"0,5  <1,0
średniokrystaliczna e"0,25  <0,5
drobnokrystaliczna e"0,125  <0,25
bardzo drobnokrystaliczna e"0,063  <0,125
mikrokrystaliczna e"0,0039  <0,063
kryptokrystaliczna <0,0039
W pozostałych grupach skał osadowych, obejmujących szeroko rozumiane skały
klastyczne, struktura opisuje cechy skały jako całości. Dla tych skał pojęcie
struktury nale\
y definiować jako przestrzenną zmienność cech teksturalnych.
Przy czym szeroko rozumiane skały klastyczne to, podobnie jak przy charakterystyce
cech teksturalnych, wszystkie skały piroklastyczne, wszystkie (właściwe) skały
okruchowe oraz wszystkie węglanowe skały detrytyczne (organo-, chemo- i
litodetrytyczne). W dalszej części tego konspektu, bli\
sza charakterystyka cech
strukturalnych będzie dotyczyć szeroko pojętych skał okruchowych. W skałach tych
wyró\
nia się ogólnie dwa typy struktur:
1  Struktury pierwotne, które powstają praktycznie równocześnie z osadem.
Dlatego często są one nazywane strukturami syngenetycznymi.
2  Struktury wtórne, nazywane tak\
e strukturami epigenetycznymi. W
związku z faktem, \
e często tworzą się one w procesie diagenezy
określane są one równie\
jako struktury diagenetyczne.
W dalszej części tego konspektu krótko scharakteryzowane zostaną tylko struktury
pierwotne, wśród których wyró\
nia się:
1- Struktury sedymentacyjne (=depozycyjne). Są one efektem procesu
sedymentacji (=depozycji). Związane najczęściej z tworzeniem i
migracją form dna. Synonimem pojęcia  struktura
sedymentacyjna jest pojęcie warstwowanie. Często o skalach
46
 osadowych mówi się jako o skałach warstwowanych. Wobec tego,
opisując taką skalę nie trzeba u\
ywać określenia  struktura skały ,
wystarczy określić tylko rodzaj jej warstwowania.
2  Struktury erozyjne. Są one efektem erozyjnego oddziaływania, np.
strumienia wody na osad. Nale\
y jednak pamiętać, \
e erodowany mo\
e
być osad świe\
o zdeponowany, jak równie\
struktury tego typu mogą
powstawać w utworach zdiagenezowanych. Zaliczając struktury
erozyjne do struktur pierwotnych nale\
y postrzegać je jako efekt
działalności erozyjnej w świe\
ym, luz
nym/spoistym osadzie.
3  Struktury deformacyjne. Powstają w zdeponowanym osadzie, lecz
jeszcze przed zaawansowaną diagenezą. Polegają na zaburzeniu
orientacji pierwotnej laminacji, np. w wyniku nagłego
upłynnienia/odwodnienia osadu, ró\
nic ciśnienia lub niestatecznego
warstwowania gęstościowego.
4  Struktury biogeniczne. Tworzą się w efekcie działalności \
yciowej
organizmów w osadzie. Są to głównie ro\
nego typu skamieniałości
śladów.
Struktury sedymentacyjne.
Więcej informacji na temat struktur sedymentacyjnych znajduje się w
linku dydaktyka; Erozja  Transport - Sedymentacja; Temat 2: Skala osadowa
jako zapis procesu sedymentacji, pod adresem:
www.ing.uni.wroc.pl/~leszek.kurowski/ .
Struktury erozyjne.
Ogólnie struktury erozyjne mo\
na podzielić na dwie grupy, przy czym
podstawowym kryterium podziału jest ich rozmiar. W oparciu o to kryterium wyró\
nia
się struktury erozyjne du\
ej (wielkości rzędu decymetrów - metrów) i malej skali
(rozmiary rzędu milimetrów  centymetrów). Struktury erozyjne stanowią najczęściej
ro\
nego typu i formy zagłębienia na powierzchni sedymentacji, dlatego nie są one
trwałe. Najlepiej zachowują się w warunkach szybkiego wypełnienia osadem tych
zagłębień i wtedy, najczęściej, w utworach kopalnych obserwuje się je jako odlewy
na spągowej powierzchni ławic. Do struktur erozyjnych du\
ej skali zalicza się kanały
(=rynny) erozyjne, kotły rzeczne (=marmity), kotły eworsyjne, rozmycia erozyjne oraz,
47
tzw. mikroterasy. Struktury erozyjne małej skali ogólnie określane są mianem
hieroglifów. Du\
a grupa hieroglifów swoją genezę zawdzięcza oddziaływaniu prądu
wody na nieskonsolidowany aczkolwiek spoisty osad. Nazywane są one wtedy
śladami prądowymi. Pozostałe to najczęściej ślady działalności \
yciowej
organizmów określane jako hieroglify organiczne lub bioglify. Często, w stosunku do
nich u\
ywa się tak\
e nazwy skamieniałości śladów. Nale\
y tak\
e pamiętać, \
e
istnieje ogromna grupa hieroglifów o, do tej pory, niewyjaśnionym pochodzeniu. W
zale\
ności od sposobu powstania ślady prądowe dzieli się na ślady erozji (=hieroglify
erozyjne), które są efektem bezpośredniego oddziaływania prądu na osad oraz ślady
przedmiotów (=hieroglify narzędziowe), będące efektem oddziaływania na osad
przedmiotów (= narzędzi ) niesionych przez prąd. Przykładem śladów erozji mogą
być: jamki wirowe, poprzeczne ślady rozmywania, ślady opływania, grzbiety i bruzdy
prądowe, dendrytyczne grzbiety prądowe. Do hieroglifów narzędziowych (=śladów
przedmiotów) mo\
na zaliczyć: ślady wleczenia/toczenia, ślady strzałkowe, zadziory
uderzeniowe, ślady poślizgów lub ślady przeskoków. Specyficznym przykładem
hieroglifów narzędziowych są ślady kropel deszczu. Struktury erozyjne, szczególnie
malej skali (=hieroglify), maja ogromne znaczenie w sedymentologii jako wskaz
niki
warunków paleośrodowiska, jako wskaz
niki kierunku i zwrotu przepływu/transportu, a
tak\
e jako wskaz
niki orientacji przestrzennej (=stropu/spągu) ławic/warstw.
Kanały (=rynny) erozyjne.
Rynny (=kanały) erozyjne są efektem erozyjnej działalności wód płynących.
Mogą powstawać wszędzie tam gdzie występuje skoncentrowany (=strumieniowy)
przepływ wody. Występują w formie zagłębień terenu, których szerokość i głębokość
są wielokrotnie mniejsze od ich długości. Głębokość i szerokość tych form nie jest
jednoznacznie zdefiniowana i mo\
e być bardzo ró\
na, od centymetrów do dziesiątek
metrów. Podobnie bardzo ro\
na mo\
e być ich długość (od metrów do kilometrów).
Są to struktury spotykane w osadach powszechnie. Ka\
dy kolejny epizod
zwiększonego przepływu spowodowany, np. intensywnymi opadami deszczu,
roztopami, odpływem wód powodziowych, przerwaniem naturalnych przegród mo\
e
prowadzić do powstania wielu form tego typu. Są to jednak struktury bardzo nietrwałe
i w utworach kopanych mo\
na obserwować je tylko wówczas gdy szybko zostaną
wypełnione osadem. Wtedy, oczywiście, widoczna jest nie właściwa forma
morfologiczna (rynna, kanał) wyerodowana w osadzie, lecz jego wypełnienie czyli
48
odlew. Typowe cechy takiego wypełnienia to, między innymi, wyraz
nie erozyjny
kontakt z utworami otaczającymi, koncentracja w strefie kontaktu materiału
grubookruchowego (\
wiru, intraklastów, grubego piasku), występowanie na
powierzchni spągowej wypełnienia drobnych struktur erozyjnych (odlewów jamek
wirowych, śladów opływania, bruzd prądowych). Kanały (=rynny) erozyjne mogą być
wypełniane w ró\
ny sposób. Jeśli wypełnienie jest efektem jednego aktu
depozycyjnego to nazywa się je kanałami (=rynnami) prostymi lub pojedynczymi.
Je\
eli wypełnienie jest efektem kilku etapów procesu sedymentacji, rozdzielonych
wyraz
nymi powierzchniami o charakterze erozyjnym, to mówi się o kanałach
(rynnach) zło\
onych. Formy te, z racji \
e jednoznacznie mają zdefiniowaną
najdłu\
szą oś, są dobrym wskaz
nikiem kierunku transportu. Zwrot mo\
na określić na
podstawie innych struktur, np.: jamek wirowych, śladów opływania, warstwowania
przekątnego lub imbrykacji.
Kotły rzeczne.
Kotły rzeczne, nazywane tak\
e kotłami wirowymi są efektem erozyjnego
oddziaływania na spoiste osady dna strumienia wody, a dokładniej strumienia
wirującego (=specyficznie rozwijającej się komórki wirowej). Czasami energia
płynącej/wirującej wody jest tylko siłą napędową, natomiast narzędziem mo\
e być,
np. jakiś blok skalny znajdujący się na dnie. W określonych warunkach ten blok
skalny, energią wody, mo\
e zostać wprawiony w ruch (drgania, rotację). Abradując
dno mo\
e on utworzyć zagłębienie uniemo\
liwiające jego transport. Jeśli proces trwa
dostateczne długo tworzą się głębokie formy erozyjne (=kotły wirowe) nazywane
marmitami. Drą\
enie dna skalnego przez rotujące głazy określa się często mianem
eworsji, a formy będące efektem tego procesu jako kotły eworsyjne. Czasami
obserwuje się efekty działalności erozyjnej  czystej wody  taki proces nazywa się
kawitacją. Skutki kawitacji widoczne są głównie w miejscach, w których
przepływający czynnik (=woda) charakteryzuje się znacznymi prędkościami (8 -10
m/s), a tak\
e wysokim ciśnieniem i temperaturą. W warunkach naturalnych rzadko
zdarzają się sytuacje kiedy wszystkie te czynniki działają jednocześnie. W technice
jednak, np. turbiny wodne, rurociągi w energetyce, zjawisko to jest dość powszechne.
Kotły rzeczne często są dobrym wskaz
nikiem kierunku przepływu, czasem tak\
e i
zwrotu.
49
Rozmycia erozyjne.
Rozmycia erozyjne są to płytkie struktury, przewa\
nie o niewielkich
rozmiarach. Ich głębokość jest wielokrotnie mniejsza ni\
szerokość i długość. Nie
mają jednoznacznie zdefiniowanej dłu\
szej osi, wobec tego nie mają tak\
e znaczenia
jako wskaz
niki kierunku transportu. Są najczęściej efektem lokalnego, krótkotrwałego
epizodu erozji i następującego bezpośrednio po nim wypełnienia.
Mikroterasy.
Czasami brzegi kanałów erozyjnych posiadają charakterystyczną morfologię,
polegającą na występowaniu kilku stopni oddzielonych od siebie pionowymi,
zazwyczaj, progami. Wysokość progów jest najczęściej rzędu kilku centymetrów, a
szerokość kilkunastu, kilkudziesięciu. Pojawienie się kolejnych stopni (od
najwy\
szego do najni\
szego) interpretowane jest jako efekt opadania wezbranych
wód. Nie mają znaczenia jako wskaz
niki kierunku transportu.
Jamki wirowe.
Jamki wirowe są efektem erozyjnego oddziaływania drobnych, wędrujących z
prądem zawirowań (=komórek wirowych) na spoiste osady dna. Zachowują się w
formie odlewów na spągowej powierzchni ławic. Są wydłu\
one zgodnie z kierunkiem
przepływu. Od strony podprądowej strome, ostro zarysowane. Po stronie zaprądowej
mają kontury mniej wyraziste, stopniowo zlewające się z powierzchnią ławicy. W
związku z taką geometrią są doskonałym wskaz
nikiem zwrotu i kierunku przepływu.
Są ponadto wa\
nym wskaz
nikiem paleośrodowiska oraz orientacji przestrzennej
(=stropu i spągu) ławicy/warstwy. Ze względu na formę wyró\
nia się jamki wirowe
symetryczne, asymetryczne, językowe, wydłu\
one, sto\
kowe i brodawkowe.
Rozmieszczone są zazwyczaj przypadkowo. Czasami występują w zespołach
zorientowanych zgodnie, skośnie lub poprzecznie w stosunku do prądu. Są to formy
niewielkie, co najwy\
ej o rozmiarach rzędu kilku centymetrów.
Poprzeczne ślady rozmywania.
Poprzeczne ślady rozmywania mają podobną genezę jak jamki wirowe. W
stosunku do jamek są to jednak formy zdecydowanie szersze, o zarysach zwykle
nieregularnych. Ich krawędz
podprądowa zorientowana jest najczęściej prostopadle
bądz
skośnie do kierunku przepływu. Występują w formie odlewów, czasami na
50
du\
ych fragmentach spągowej powierzchni ławic. Znaczenie diagnostyczne
poprzecznych śladów rozmywania jest podobne jak jamek wirowych.
Ślady opływania.
Ślady opływania powstają w efekcie zaburzeń w układzie linii prądu,
spowodowanych obecnością przeszkód na drodze przepływu. Przeszkodę mogą
stanowić fragmenty skalne, otoczaki, konary i gałęzie drzew oraz ró\
ne szczątki
organiczne. Po stronie podprądowej względem przeszkody tworzą się spiralne wiry,
które opływając przeszkodę z obu stron powodują wzmo\
oną erozję. Efektem
działalności erozyjnej jest powstanie niewielkiej rynny o zarysie podkowy. Rynna ta
spłyca się i zanika zgodnie z kierunkiem przepływu. Po stronie zaprądowej, w strefie
cienia tworzy się zazwyczaj niewielki nasyp, który jest efektem gromadzenia
materiału okruchowego w strefie małych prędkości prądu. W przypadku przeszkód
wydłu\
onych, o kształcie opływowym strefa cienia nie występuje, wobec tego formy
akumulacyjne nie rozwijają się. Ze względu na swoją  budowę ślady opływania są
doskonałym wskaz
nikiem kierunku i zwrotu przepływu, a tak\
e orientacji
przestrzennej (=stropu/spągu) ławicy/warstwy. Wraz z innymi śladami erozji mają
tak\
e znaczenie jako wskaz
niki paleośrodowiska.
Grzbiety i bruzdy prądowe.
Grzbiety i bruzdy prądowe tworzą się w warunkach małej burzliwości prądu,
którego struktura wewnętrzna jest bardziej stała i regularna. W takiej sytuacji tworzy
się specyficzny rodzaj komórek wirowych nazywanych spiralami prądowymi. Spirale
prądowe, jak sugeruje nazwa, poruszają się ruchem spiralnym, prawo- i
lewoskrętnym. Tworzą się pary prądów zbie\
nych i rozbie\
nych. Wzdłu\
linii
zetknięcia prądów zbie\
nych występuje tendencja do akumulowania materiału. W
strefie prądów rozbie\
nych następuje erozja. Efektem działania takiego układu
prądów są wydłu\
one zgodnie z kierunkiem przepływu, mniej więcej równolegle do
siebie grzbiety rozdzielone bruzdami, czyli grzbiety i bruzdy prądowe. Ich geometria,
kształt, generalnie, uzale\
nione są od warunków przepływu. Są one dobrym
wskaz
nikiem kierunku, bez mo\
liwości określenia zwrotu przepływu.
Dendrytyczne grzbiety prądowe.
51
 Dendrytyczne grzbiety prądowe powstają w warunkach słabych prądów.
Grzbiety są niskie i wąskie a bruzdy płytkie, szerokie, płaskodenne. Linie grzbietów,
najczęściej łączą się ze sobą zgodnie ze zwrotem prądu. Z tego względu struktura ta
jest dobrym wskaz
nikiem zwrotu i kierunku przepływu.
Ślady wleczenia/toczenia.
Ślady wleczenia/toczenia występują najczęściej jako wąskie, płytkie bruzdy,
ograniczone równoległymi krawędziami. Ich głębokość i szerokość są rzędu
milimetrów do centymetrów, a długość do kilku metrów. Parametry te zachowane są
na całej długości formy, mo\
liwej do obserwacji w odsłonięciu. Ślady
wleczenia/toczenia zorientowane są zgodnie z kierunkiem przepływu/transportu.
Zwrot jest do określenia jedynie w przypadku mo\
liwości obserwacji zakończenia
struktury z  narzędziem , które ją utworzyło. Pewną odmianą śladów wleczenia są
ślady strzałkowe. Są to drobne zmarszczki w kształcie litery u lub v. Mogą być
rozcięte lub nierozcięte.
Ślady uderzeń.
Ślady uderzeń, jak sugeruje nazwa, są efektem uderzenia transportowanych
okruchów skalnych, szczątków organicznych o spoiste dno. Forma takich hieroglifów
zale\
y od kształtu, wielkości, rodzaju  narzędzia , jego prędkości transportowej, kąta
uderzenia, itp. Wyró\
nia się wśród nich zadziory uderzeniowe i ślady poślizgów. W
jednym i drugim przypadku są to formy wielkości rzędu kilku  kilkunastu milimetrów.
W zadziorach uderzeniowych zaznacza się zwykle wyraz
na asymetria. Zbocze
podprądowe jest dłu\
sze i łagodniejsze, zaprądowe krótsze i bardziej strome. W
związku z tym hieroglify takie są dobrym wskaz
nikiem kierunku i zwrotu
przepływu/transportu. Pewną odmianą tych struktur są zadziory uderzeniowe ze
zmarszczką czołową. Ślady poślizgów są to formy symetryczne (od strony pod- i
zaprądowej) i wydłu\
one zgodnie z kierunkiem przepływu. Są efektem  muskania
dna przez  narzędzie transportowane na drodze saltacji, pod bardzo małym kątem.
U\
ywając nomenklatury z zakresu balistyki mo\
na powiedzieć, \
e są to ślady typu
rykoszetów. W związku z symetryczną budową ślady poślizgów są dobrym
wskaz
nikiem kierunku, bez mo\
liwości określenia zwrotu przepływu/transportu. Je\
eli
w odsłonięciu mo\
liwa jest obserwacja linijnie uło\
onych kilku - kilkunastu śladów
tego samego  narzędzia , np. fragmentu skalnego, kręgu ryby, itp., transportowanego
52
na drodze saltacji, to taki  zbiór zadziorów uderzeniowych opisuje się jako strukturę
erozyjną o nazwie ślady przeskoków.
Ślady kropel deszczu.
Ślady kropel deszczu są to drobne, rzędu milimetrów, koliste zagłębienia w
spoistym osadzie. Powstają one w wyniku uderzenia o powierzchnię tego\
osadu
kropel deszczu lub gradu (=bryłek lodu). Zazwyczaj występują masowo w formie
brodawkowatych odlewów na spągowej powierzchni ławic. Są wa\
nym wskaz
nikiem
warunków subaeralnych., czyli bezpośredniego oddziaływania na osady czynników
atmosferycznych, słońca, deszczu, wiatru itp.
Struktury deformacyjne.
Struktury deformacyjne są efektem zaburzenia wewnętrznej budowy ławic
(=laminacji). Rozwijają się w zdeponowanym osadzie, lecz jeszcze przed jego
ostateczną lityfikacją. Czasami mogą mieć znaczenie jako wskaz
niki
paleośrodowiska, wskaz
niki kierunku/zwrotu transportu lub orientacji przestrzennej
(stropu/spągu) ławic/warstw. Najistotniejszymi przyczynami powstawania struktur
deformacyjnych są:
- działanie czynnika grawitacyjnego.
- niestateczne warstwowanie gęstościowe.
- upłynnienie/odwodnienie osadu.
- ró\
nice ciśnienia.
- deformacyjne oddziaływanie prądu na osad.
- przyczyny biogeniczne.
Przewa\
ne jednak, przy powstawaniu struktur tej grupy współdziała jednocześnie
kilka z wymienionych czynników. Najczęściej spotykanymi w osadach strukturami
deformacyjnymi są: uławicenie zaburzone, struktury obcią\
eniowe, warstwowanie
konwolutne, sille i dajki klastyczne, kanały ucieczkowe, struktury miseczkowe,
szczeliny z wysychania, spękania synerezyjne.
Uławicenie zaburzone.
Uławicenie zaburzone mo\
e być efektem transportu grawitacyjnego i
deformacyjnego oddziaływania prądu na osad lub niestatecznego warstwowania
gęstościowego. Mią\
szość  zaburzonych ławic mo\
e być bardzo zmienna, do
53
zupełnego wyklinowania włącznie. Uławicenie zaburzone w obrębie ławicy mo\
e
mieć charakter plastyczny, polegający na porozrywaniu i pofałdowaniu, lub spiralnym
zwinięciu lamin, albo kruchy w którym, w ławicy występują ostrokrawędziste okruchy i
bloki, o nienaruszonej budowie wewnętrznej. Generalnie osady tego typu są trudne
do odró\
nienia od podobnych w formie deformacji tektonicznych.  Osadową genezę
uławicenia zaburzonego mo\
na określić, między innymi, na podstawie
sedymentacyjnego kontaktu z utworami wy\
ej- i ni\
ejległymi, występowania ławic
zaburzonych w obrębie niezaburzonych oraz braku na kontakcie ławic zaburzonych i
niezaburzonych struktur tektonicznych (luster, rys, zadziorów). Wyró\
nia się dwa typy
uławicenia zaburzonego. Jest to uławicenie rozdrobnione, w którym osad tworzy
bezstrukturalną, rozdrobniona masę, z rozmieszczonymi w niej chaotycznie,
większymi fragmentami bardziej spoistych ławic. Drugi typ to uławicenie zaburzone
nierozdrobnione, w którym główną masę osadu stanowią większe fragmenty
zdeformowanych ławic, natomiast brak jest materiału rozdrobnionego. Formy osadu
występujące w uławiceniu zaburzonym to najczęściej:
fałdy deformacyjne  fragmenty ławic zdeformowanych plastycznie w
formie fałdów.
płaty deformacyjne  fragmenty ławic nie mające formy fałdów,
zdeformowane w inny sposób.
płaty soplowe  o całkowicie zatartej budowie wewnętrznej.
toczeńce piaszczyste  zwinięte fragmenty ławic piaszczystych.
toczeńce ilaste (i uzbrojone)  zwinięte fragmenty ławic ilastych, często
z wciśniętymi w ich powierzchnię otoczakami lub organoklastami
(uzbrojone).
Struktury obcią\
eniowe.
Struktury obcią\
eniowe związane są z niestatecznym warstwowaniem
gęstościowym i dą\
eniem  układu do osiągnięcia stanu statecznego. Praktycznie,
polega to na grzęz
nięciu osadów o większej gęstości w osadach, których gęstość jest
mniejsza. Najpospolitsze rodzaje struktur tej grupy to: pogrązy struktury kroplowe,
struktury płomieniowe i struktury łuskowe. Pogrązy i struktury kroplowe tworzą, tzw.
układy nieruchome, a płomieniowe i łuskowe ruchome. Układy nieruchome są jedynie
dobrym wskaz
nikiem orientacji przestrzennej (=stropu/spągu) ławic/warstw, a
ruchome tak\
e kierunku i zwrotu przepływu/transportu. Struktury obcią\
eniowe mogą
54
się rozwijać w wyniku wypełnienia osadem zagłębień erozyjnych, grzęz
nięcia
akumulacyjnych form dna, np. riplemarków lub na skutek wstrząsów sejsmicznych,
falowania itp.
Warstwowanie konwolutne.
Warstwowanie konwolutne polega na zaburzonym w formie fałdów przebiegu
lamin, najczęściej w środkowej części ławicy. Ku stropowi i spągowi deformacje te
wygasają i nie zaznaczają się na powierzchniach granicznych jednostki
warstwowania, w której występują. Struktura ta jest stosunkowo pospolita w
mułowcowych lub drobnopiaszczysto-mułowcowych osadach prądów zawiesinowych.
Geneza warstwowania konwolutnego nie jest jednoznacznie wyjaśniona.
Przypuszcza się, \
e mo\
e ono powstać w efekcie ró\
nic ciśnienia związanego z
przepływem prądu zawiesinowego nad nierównym dnem lub wskutek odwodnienia
osadu.
Sille i dajki klastyczne.
Nazwa tych struktur jest nieprzypadkowa, gdy\
formą przypominają sille i
dajki skał intruzywnych. Są efektem injekowania pod ciśnieniem nadkładu, gazów lub
wody ławic materiałem osadowym, najczęściej drobnopiaszczystym, z ławic
sąsiednich (ni\
ejległych). Skala wielkości silli i dajek klastycznych mo\
e być bardzo
ró\
na. Ich mią\
szość oscyluje w przedziale milimetrów  metrów, a długość nawet
kilometrów. W profilu pionowym mogą przecinać wiele ławic. Czasami występują
wypełnienia będące efektem grawitacyjnego opadania cząstek klastycznych w
otwarte szczeliny w osadzie. Takie wypełnienia określa się mianem dajek (\
ył)
neptunicznych.
Struktury ucieczkowe.
Struktury ucieczkowe są efektem gwałtownego odwodnienia osadu. Nale\
ą do
nich kanały ucieczkowe, struktury miseczkowe oraz miniaturowe wulkany piaszczyste
i tzw. bąble pogazowe. Kanały ucieczkowe, w przeciwieństwie do  \
ył klastycznych,
ograniczone są do jednej ławicy. Ich przebieg jest zazwyczaj pionowy, a średnica
rzędu milimetrów do metrów. Mogą przecinać struktury innego typu, np. laminację,
warstwowanie konwolutne itp. Są efektem skoncentrowanego przepływu,
związanego z gwałtownym odwodnieniem osadu. W takich warunkach, w obrębie
55
kanału zostaje odprowadzony materiał drobniejszy, pozostaje osad grubiejziarnisty,
lepiej wysortowany. Struktury miseczkowe tworzone są przez charakterystycznie
(miseczkowo) zdeformowane, nieciągłe laminy. Laminy tworzące miseczki są
ciemniej zabarwione na skutek podkoncentrowania w nich cząstek ilastych, drobnych
blaszek łyszczyków oraz pelitu kwarcowego i skaleniowego (efekt wmywania).
Powoduje to uszczelnienie dolnej powierzchni struktury miseczkowej. Natomiast
bezpośrednio pod miseczką, na skutek przemycia, materiał jest wyraz
nie jaśniejszy,
grubiejziarnisty i lepiej wysortowany. Mią\
szość lamin miseczkowych nie przekracza
kilku milimetrów. Są dobrym wskaz
nikiem orientacji przestrzennej (stropu/spągu)
lawic/warstw.
Szczeliny z wysychania.
Szczeliny z wysychania są efektem kontrakcji (=zmniejszenia objętości)
osadu na skutek wysychania (odwodnienia). Efektem tego procesu jest powstanie
poligonalnych spękań. Często spękaniom tym towarzyszą charakterystyczne formy
osadu nazywane płatami (większe) i zwitkami (mniejsze) mułowymi. Szczeliny z
wysychania często zachowują się w formie odlewów na spągowej powierzchni
ławic/warstw. Stanowią one wtedy dobry wskaz
nik ich orientacji przestrzennej
(stropu/spągu). Podobne do szczelin z wysychania są, tworzące się pod wodą,
spękania synerezyjne. Geneza ich związana jest z procesem synerezy zachodzącym
w \
elach, polegającym na oddzieleniu fazy płynnej od stałej (przejście zolu w \
el).
Konsekwencja tego jest zmniejszenie objętości (kontrakcja) i powstanie
poligonalnego systemu szczelin.
Struktury biogeniczne.
Do struktur biogenicznych zalicza się wszelkie ślady działalności \
yciowej
organizmów pozostawione w miękkim, spoistym osadzie.  Zakonserwowane w
procesie fosylizacji, często określane są one łączne jako skamieniałości śladów.
Struktury tej grupy są najczęściej bardzo dobrym wskaz
nikiem paleośrodowiska, nie
nadają się natomiast do rekonstrukcji kierunku/zwrotu paleotransportu.
56