1 2
grupy s siaduj cych ze sob warstw. Termin warstwa odnosi si do nagromadzenia materiału,
PROCESY OSADOTWÓRCZE
zło onego na drodze procesów depozycyjnych, materiał ten jest mniej lub bardziej wyra nie
ograniczony od dołu i od góry w sposób dostrzegalny makroskopowo, i długo ć i szeroko ć s
zdecydowanie wi ksze od mi szo ci.
Cykl obiegu materii na naszej planecie zamkniemy na skałach osadowych. Ka dy nie raz na pewno
Warstwa o mi szo ci mniejszej ni 1 cm nazywana jest lamin . W praktyce skały warstwowane
słyszał e w przyrodzie nic nie ginie. wiat skał wietnie nam uzasadnia prawdziwo ć tego
nie zawsze wykazuj uławicenie i oczywi cie na odwrót.
powiedzenia.
Warstwowanie jest bardzo charakterystycznym wska nikiem genezy osadu. Wskazywać mo e
Skały na powierzchni Ziemi podlegaj wietrzeniu i erozji. Wszystkie! Bez wzgl du na swoje
zdecydowanie pochodzenie, przykładowo l dowe lub morskie.
wcze niejsze pochodzenie. Jedynie skład mineralny w pewien sposób modyfikuje nam mo liwo ci
W ród wyst puj cych warstw, na ich powierzchniach sp gowych i stropowych spotykane s cz sto
dezintegracji skały i jej przeistoczenie w inny twór.
lady i hieroglify maj ce genez mechaniczn ( lady uderze , wleczenia) jak równie organiczn ,
Procesy dzi ki którym, efektem ko cowym jest skała osadowa, zachodz na naszej planecie od
wynikaj c z czynno ci yciowych ró nego rodzaju organizmów.
bardzo długiego czasu i je li we miemy pod uwag wyj tkowo ć naszej planety to wła nie procesy
Gdy mówimy o ziarnie, to w przypadku skały osadowej słowo to ma charakter ogólny to znaczy e
osadowe Ziemi b d najbardziej si ró nić od procesów osadowych innych wiatów naszego Układu
okre la si t nazw zarówno ziarna klastyczne, bioklastyczne, biogeniczne i hydrogeniczne. Cech
Słonecznego a id c dalej pozostałych obiektów Wszech wiata. Nie chodzi tutaj o rodzaj tych
charakterystyczn ziarna jest jego wielko ć dzi ki której okre lamy skał (piaskowiec
procesów ale o ich przebieg i form . Kolejno ć tych procesów jest nast puj ca:
drobnoziarnisty itp.). Z cech t zapoznać si mo na w dziale po wi conym strukturom skał
osadowych.
wietrzenie
transport
W ród skał osadowych wyró nić mo na kilka głównych grup skalnych:
sedymentacja
diageneza
skały okruchowe zwane równie klastycznymi najcz stsze w ród skał osadowych.
W ród tej grupy wyró nić mo na jeszcze osobn grup skał powstał w miejscu wietrzenia
Wszystkie te kolejne etapy omówione s na stronach wchodz cych w skład tego działu.
bez transportu. Skały te to regolity zwane skałami rezydualnymi.
Nauk która bada procesy powstawania skał osadowych wraz z okre leniem rodowiska ich
skały ilaste
utworzenia jest sedymentologia.
skały chemiczne i organogeniczne powstaj ce w wyniku wytr cania si najcz ciej z
W ród buduj cych skał osadow minerałów ze wzgl du na ich pochodzenie wyró nić mo emy dwie
wody morskiej ró nych zwi zków oraz wskutek nagromadzenia si szcz tków organicznych
główne grupy:
czy te w przypadku oddziaływania organizmów a raczej ich czynno ci fizjologicznych.
minerały autogeniczne czyli minerały powstałe w rodowisku tworzenia si skały
osadowej. Powstaj one w wyniku wytr cenia si z roztworów lub te wskutek działalno ci KLASYFIKACJA SKAA
METAMORFICZNYCH
biochemicznej. Trzecia mo liwo ć to powstanie ich w czasie przemian diagenetycznych.
minerały allogeniczne w przeciwie stwie do poprzedników pochodz spoza rodowiska
Stosuj c ró ne kryteria metamorfizm mo emy podzielić:
tworzenia si skały osadowej. Dostaj si one tutaj wskutek wietrzenia skał starszych.
według charakteru tektonicznego
Minerały mog wyst pować w jednaj skale, pochodz c z obydwu tych ródeł. Szczególnie widać to
według czynnika odgrywaj cego zasadnicz rol w procesach przeobra enia skały
na przykładzie kwarcu, gdzie w jednej próbie znajdujemy kwarc pochodzenie zarówno
według zasi gu terytorialnego
allogenicznego b d cy najcz ciej w postaci ziarn, jak i autogenicznego wyst puj cego w postaci
według chemizmu
spoiwa. W ród składników mineralnych skał osadowych spotykamy głównie te minerały które
według kierunku zmian metamorficznych
posiadaj wzgl dnie du odporno ć na wietrzenie. Dlatego te minerały ciemne reprezentowane
s w skałach osadowych głównie przez biotyt który z tej grupy mineralnej charakteryzuje dosyć
dobra odporno ć na czynniki wietrzeniowe. Minerały zawieraj ce krzemionk i glin s odporniejsze,
dlatego cz ciej s spotykane. Skalenie jednak ulegaj równie wietrzeniu, przy czym skalenie Według charakteru tektonicznego:
zawieraj ce w swym składzie Ca wietrzej szybciej. Skalenie o zawarto ci Na i K pojawiaj si
dosyć cz sto. A
yszczyki jasne, przykładowo muskowit jest bardzo odporny na wietrzenie METAMORFIZM STATYCZNY - zmiany którym ulegaj skały w czasie spokoju tektonicznego. Na
chemiczne, jedynie wietrzeje mechanicznie dlatego wyst puje w skałach osadowych tworz cz sto przykład podczas wypełniania geosynkliny osad dostaje si w coraz gł bsze strefy, gdzie podlega
drobne ziarna. Minerały poboczne skał magmowych i metamorficznych takie jak apatyt ulegaj oddziaływaniu wy szych temperatur i ci nie . Jednak w tym czasie nie działa na osad jako czynnik
cz sto zniszczeniu. Hematyt zazwyczaj zostaje roztarty na drobny proszek przechodz c w ci nienie kierunkowe wywołane ruchem mas skalnych. Jest to wi c metamorfizm bardzo zbli ony
uwodnione tlenki Fe. Oczywi cie te minerały które charakteryzuj si du odporno ci pojawiaj charakterem do diagenezy, a ró ni cy si od niej tylko tym, e zachodzi w temperaturach wy szych
si w osadach tworz c nierzadko zÅ‚o a które warte s eksploatacji. PrzykÅ‚adem mo e być korund od 200°C
czy te granaty. METAMORFIZM KINETYCZNY - zachodz cy w czasie ruchów górotwórczych (fałdowanie
Skały osadowe charakteryzuj si pewn cech która spotykana jest w wi kszo ci przypadków, a materiałów skalnych). Zachodz tu zasadnicze zmiany w składzie mineralnym i strukturze skał.
mianowicie uławiceniem, czyli wyst powaniem w ławicach, to znaczy w pewnych zespołach
oddzielonych od siebie powierzchniami oddzielno ci, zarówno w stropie jak i sp gu, powierzchnie te
najcz ciej istniej dzi ki ró nicom litologicznym mi dzy ławicami. Uławicenie uwidocznione jest Według czynnika odgrywaj cego zasadnicz rol w procesach przeobra enia skały:
najlepiej w odsłoni ciach w których skały uległy procesowi wietrzenia. Podstawow cecha ka dej
ławicy jest jej zasi g lateralny (rozci gło ć w poziomie) i mi szo ć. METAMORFIZM TERMICZNY - czynnikiem powoduj cym zasadnicze zmiany skały jest znaczne
Inn cech skał osadowych jest warstwowanie czyli geometryczne uło enie i wzajemny stosunek podwy szenie temperatury przy stosunkowo niewielkim wzro cie ci nienia. Takie warunki
1 2
3 4
najcz ciej zachodz w aureolach kontaktowych otaczaj cych intruzj magmow , gdzie warunków klimatycznych - głównie stosunków termicznych i wilgotno ciowych
oddziaływanie termiczne magmy na skały otaczaj ce jest o wiele silniejsze ni wzrost ci nienia. budowy podło a skalnego - czyli składu mineralnego, porowato ci, sp ka
METAMORFIZM DYNAMICZNY - główn rol odgrywa tutaj wzrost ci nienia i to zwykle warunków orograficznych i ekspozycji
kierunkowego. W czasie ruchów górotwórczych szczególnie w strefach płytkich, wpływ stresu jest wiata organicznego - głównie szaty ro linnej
tak znaczny e zdecydowanie przewa a nad innymi czynnikami metamorficznymi.
METAMORFIZM DYNAMOTERMICZNY - zachodzi przede wszystkim podczas przeobra e
Wietrzenie mechaniczne polega na zmianach spoisto ci które powstaj wskutek p kania, kruszenia,
regionalnych kompleksów skalnych zalegaj cych w gł bszych strefach. Na przebudow skały
rozsypywania si i rozdrabniania materiału skalnego. Wietrzenie chemiczne jak sama nazwa
wpływaj wtedy zarówno wzrost temperatury, jak i zwi kszone ci nienie kierunkowe i statyczne.
wskazuje polega na oddziaływaniu chemicznym na skały co powoduje zmiany w samym składzie
Brak jest w tym przypadku wyra nej przewagi jednego z czynników metamorfizmu
chemicznym skał.
Teoretycznie, wietrznie chemiczne i mechaniczne mog oddziaływać niezale nie od siebie jednak
najcz ciej ma miejsce swoista 'współpraca'. Mechaniczne rozdrobnienie skał powoduje zwi kszenie
Według zasi gu terytorialnego:
mo liwo ci oddziaływania chemicznego na skały a to z prostej przyczyny - zwi kszona zostaje
powierzchnia reagowania. I oczywi cie odwrotnie - rozkład chemiczny ułatwia rozpad skał
METAMORFIZM LOKALNY - ograniczony do niewielkich przestrzeni, zwykle metamorfizm
osłabiaj c spoisto ć i zwi zło ć skał.
kontaktowy polegaj cy na oddziaływaniu intruzji magmy na otoczenia.
Czynnikami głównymi przy wietrzeniu chemicznym jest woda, atmosferyczny tlen i bezwodnik
METAMORFIZM REGIONALNY - obejmuje du e obszary lub masywy skalne ulegaj ce
w glowy. Podczas wietrzenia chemicznego zachodz nast puj ce procesy:
przeobra eniom metamorficznym, które zachodz głównie w czasie ruchów górotwórczych
rozpuszczanie czyli całkowite lub cz ciowe przeprowadzenie substancji w stan roztworu
Według chemizmu:
wodnego
hydratacja (uwodnienie) czyli doł czenie wody, zamianie ulega minerał bezwodny na
METAMORFIZM IZOCHEMICZNY - globalny skład chemiczny kompleksu lub serii skalnej jest
uwodniony lub słabo uwodnionego na silnie uwodniony - przykładem mo e tutaj być
zachowany w czasie metamorfizmu, brak dopływu substancji z zewn trz i odpływu na zewn trz.
powstanie z hematytu Fe2O3 goethytu Fe2O3 * H2O
Zachodzi co najwy ej wymiana elementów chemicznych pomi dzy poszczególnymi minerałami
hydroliza czyli rozkład minerału pierwotnego pod wpływem wody na cz ć zasadow i
danej serii skalnej
kwasow . Hydroliza mo e mieć postać zupełn lub cz ciow . Najcz ciej jeden z
METAMORFIZM ALLOCHEMICZNY - w czasie metamorfizmu nast puj powa ne zmiany składu
produktów (rozpuszczalny) zostaje wyługowany na miejscu natomiast pozostaje produkt
chemicznego danej serii skalnej, wynikaj ce z przepływu i odpływu poszczególnych pierwiastków
nierozpuszczalny. Przykładem mo e tu być kaolinityzacja ortoklazu lub jego laterytyzacja.
chemicznych. W przypadku gdy zmiany w skale polegaj głownie na zmianach składu chemicznego,
karbonatyzacja charakteryzuje si wypieraniem ró nych kwasów przez H2CO3 czyli
a zmiany temperatury i ci nienia nie odgrywały przy tym istotnej roli mamy do czynienia z
ogólnie ujmuj c powstawaniem w glanów w miejscu innych substancji chemicznych.
METASOMATYZMEM
przykładem mo e tu być przej cie diopsydu w dolomit i woln krzemionk .
oksydacja (utlenienie) polega na doł czaniu wolnego tlenu atmosferycznego. Mo e mieć
tu miejsce powstanie ciała tlenowego z beztlenowego - przykładowo wolny pierwiastek
Według kierunku zmian metamorficznych:
zostaje zmieniony w tlenek czy te siarczek lub siarczan, lub te podwy szenie utlenienia
zwi zku.
METAMORFIZM PROGRESYWNY - przeobra enia skał dokonuj si pod wpływem coraz to
wy szych ci nie i temperatur, co najcz ciej zwi zane jest z przemieszczaniem si skał w gł bsze
strefy skorupy ziemskiej
Najbardziej efektywnymi czynnikami wietrzenia mechanicznego s oczywi cie zmiany temperatur,
METAMORFIZM RETROGRESYWNY (DIAFTOREZA) - zachodzi wtedy, gdy kompleks skalny
woda i wiat organiczny. Tutaj te wyró nić mo na kilka typów wietrzenia:
ulega wyd wigni ciu, co powoduje stopniowe zmniejszanie si ci nienia i temperatury
oddziaływuj cych na skały. Minerały metamorficzne charakterystyczne dla wy szych temperatur i
wietrzenie insolacyjne lub termiczne. Silne nagrzewanie si w dzie a nast pnie nocne
ci nie przechodz w zespoły mineralne wła ciwe temperaturom i ci nieniom ni szym.
ochłodzenie skał mo e doprowadzić do ich p kania. Szczególnie łatwo takiej odmianie
wietrzenia mechanicznego podlegaj skały które s niejednorodne czyli składaj si z
ró nych minerałów np. granity. Poszczególne składniki nagrzewaj si i kurcz z ró n
WIETRZENIE
szybko ci , wynikiem czego s opisane ju skutki.
wietrzenie mrozowe czyli kongelacja. Woda zamarzaj c w szczelinach i
mikroszczelinach skalnych powoduje rozsadzenie materiału co zwi zane jest oczywi cie ze
WIETRZENIEM nazywamy proces polegaj cy na przystosowywaniu si skały do panuj cych
zwi kszeniem jej obj to ci podczas zamarzni cia. Szczególne nasilenie tego czynnika mo e
warunków fizycznych i chemicznych. Ma ono miejsce tam gdzie litosfera ma bezpo redni kontakt z
odbywać si w skałach sp kanych. Zakładaj c e woda w dzie odmarza dzi ki insolacji
atmosfer , hydrosfer i biosfer . Sam proces polega na rozdrabnianiu skały co prowadzi do
słonecznej a w nocy zamarza, mo na wyobrazić sobie taki cykl który rzeczywi cie bardzo
zmniejszenia si jej zwi zło ci i spoisto ci. Czynnikami wbrew pozorom bardzo agresywnymi,
szybko mo e zniszczyć całe góry...
powoduj cymi takie zmiany jest: promieniowanie słoneczne, woda, gazy, oraz wiat organiczny.
wiat organiczny równie w istotny sposób przyczynia si do wietrzenia mechanicznego.
Pod wpływem tych czynników na powierzchni Ziemi czyli w strefie hipergenicznej skały i minerały
Prym tutaj wiedzie oczywi cie wiat ro linny. Wrastaj ce korzenie i korzonki w szczeliny
ulegaj wielorakim zmianom czyli wła nie wietrzeniu. Wyró niamy dwa typy wietrzenia:
powoduj równie pó niejsze rozsadzenie szczelin krusz c skały na drobniejsze fragmenty.
Cz ciowo wiat ro linny odpowiedzialny jest równie za wietrzenie chemiczne, a to
wietrzenie mechaniczne
oczywi cie z powodu wydzielania przez ro liny ró nych zwi zków, miedzy innymi kwasów
wietrzenie chemiczne
organicznych które powoduj zmiany składu chemicznego skały i doprowadzaj do jej
dezintegracji.
Przebieg wietrzenia uzale niony jest głównie od:
3 4
5 6
wietrzenie solne czyli eskudacja. Ma ono zwi zek głównie z krystalizacj ró nych soli na Wyró nić mo emy dwa główne rodowiska w jakich ma to miejsce, zreszt podobnie jak w
powierzchni gruntu oraz pod jego powierzchni . Jak wiemy siły krystalizacyjne równie sedymentacji a mianowicie:
mog wywoływać wpływ na otoczenie.
wietrzenie skał ilastych czyli deflokulacja która przejawia si powstawaniem szczelin w
rodowisko l dowe
wysychaj cych wcze niej nap czniałych wskutek obecno ci wody skałach.
rodowisko morskie
wietrzenie sferoidalne, pojawiaj ce si w skałach magmowych i piaskowcach
gruboławicowych. Wietrzenie to objawia si tworzeniem skorup i łusek koncentrycznych
rodowisko l dowe charakteryzuje si mo liwo ci przenoszenia materiałów za pomoc ró nych
obejmuj cych zewn trzne partie skał, z tkwi cym w rodkowej cz ci niezmienionym
mediów. Oto nasi bohaterowie:
j drem.
Sam proces wietrzenia obejmuje tak zwan stref wietrzenia, si gaj c do gł boko ci kilku lub
" woda
kilkudziesi ciu metrów, czyli do gł boko ci oddziaływania wpływów termicznych Sło ca oraz
" wiatr
chemicznej działalno ci wody i gazów.
" lodowce
Produktem wietrzenia zarówno fizycznego jak i chemicznego jest pokrywa zwietrzelinowa zwana
" siły grawitacji
saprolitem. Skład i budowa pokrywy nawi zuje do typu wietrzenia.
Najbardziej zewn trzna warstwa pokrywy zwietrzelinowej nosi nazw gleby. Jest ona produktem
Omówimy teraz kolejno te wszystkie mo liwo ci jakie niesie nam natura. Wszystkie te media
wzajemnego oddziaływania wiata organicznego, klimatu i podło a a tak e działalno ci człowieka.
przyczyniaj si do erozji czyli mechanicznego niszczenia skał poł czonego z usuwaniem
Rezultatem wietrzenia fizycznego jest pokrywa gruzowo - pylasta, natomiast wietrzenia
niszczonego materiału.
chemicznego pokrywa gliniasto - ilasta. W przypadku gdy na obszary wietrzenia mechanicznego
wkracza wietrzenie chemiczny uzyskany finałowy produkt b dzie miał charakter pokrywy gruzowo -
Działalno ć wód płyn cych
gliniastej.
Mechaniczne oddziaływanie wód płyn cych sprzyja niszcz cym procesom wietrzenia. Działalno ć ta
Je li chodzi zwi zek klimatu z typem wietrzenia to mo emy stwierdzić e:
zaczyna si ju w momencie kiedy na powierzchnie spadaj krople deszczu. Opad deszczu
doprowadza do sytuacji gdzie przykładowo na stoku, drobne stru ki deszczu zbieraj
w klimacie zimnym (polarnym, subpolarnym i wysokogórskim) panuje przede wszystkim
najdrobniejszy materiał, ale spływaj c w dół ł cz si w coraz wi ksze strugi, porywaj wi ksze
wietrzenie mrozowe. Produktami tutaj s ostrokraw dziste bloki, głazy, gruz, okruchy,
fragmenty wietrzej cych skał. Spływaj ca ze stoków woda ułatwia jednocze nie wietrzenie jako e
piasek i pył. Niewielk rol odgrywa równie wietrzenie solne.
zbieraj c z powierzchni zwietrzelin odsłania wie y materiał który mo e podlegać procesowi
w klimacie umiarkowanym działaj obydwa typy wietrzenia. Wietrzeniu chemicznemu w
wietrzenia. Najsilniej działalno ć wody zaznacza si w terenie górzystym, przy czym im wi kszy
tym klimacie sprzyjaj ju zarówno stosunki wilgotno ciowe i termiczne jak i wiat
spadek tym i oddziaływania s silniejsze oczywi cie napisałem im wi kszy ale w granicach rozs dku
organiczny. Pokrywa zwietrzelinowa najcz ciej wykształcona jest jako glina, przy czym
:o). Płyn ca woda ma ogromn sił no n i jest w stanie w przypadku napotkania przeszkód
zaznacza si tutaj ró nica:
(przykładowo gór czy wzniesie ) spowodować rozci cie góry. Cz sto si tak zdarza e rzeka nie
o w obszarach bardziej wilgotnych zawiera ona minerały z grupy illitu
omija ale wła nie rozcina przeszkody tworz c zazwyczaj cudowne przełomy.
o w obszarach bardziej suchych głównie stepowych zawiera minerały z grupy
W scenerii górskiej tam gdzie jak wspomnieli my siła wody jest ogromna przebiegaj procesy
montmorillonitu
przemieszczania ogromnych fragmentów skalnych. Bloki kilkumetrowe w czasie obfitych opadów
o w klimacie gor cym i suchym (pustynny i półpustynny) panuje wietrzenie
w druj w dół przy pomocy wody i siły grawitacji. Podczas tego transportu rozpadaj si na coraz
mechaniczne, głównie wietrzenie solne i deflokulacja. Produktem s tutaj
mniejsze fragmenty tworz c frakcje drobniejsze. Kanciaste na pocz tku fragmenty skał ulegaj
pokrywy zawieraj ce ró nego rodzaju gruz, okruchy piasek i pył jak równie
wskutek uderze , powolnemu procesowi zaokr glenia. Trac ostre kraw dzie staj si
fragmenty polew w glanowych i innych.
otoczakami.
o w klimacie gor cym i wilgotnym przewag ma wietrzenie mechaniczne ale podczas
Koryto potoku czy te rzeki jest ci gle rozmywane, zarówno na boki jak i w gł b. Przyczyn tego
pory deszczowej sytuacja zmienia si na korzy ć wietrzenia chemicznego. W
jest d enie do wyrównania poziomów, w tym czasie zachodzi mamy z tak zwan erozj
przypadku obecno ci skał magmowych zasadowych przy odprowadzeniu SiO2
wgł bn . Wyst puje ona w górnych cz ciach cieków. W ni szych partiach pojawia si tendencja
powstaje najcz ciej lateryt.
do zaniku erozji wgł bnej i pojawienia si erozji bocznej, która powoduje niszczenie brzegów
cieków. Napotykaj c na sytuacj gdy skały bardziej odporne kontaktuj ze skałami o mniejszej
Warto jeszcze wspomnieć o wietrzeniu podmorskim czyli tak zwanej halmyrolizie. Ma ona miejsce
odporno ci, woda powoduje usuni cie skał bardziej podatnych na zniszczenie. W ten sposób
w przypadku obecno ci popiołów wulkanicznych na dnach oceanów. Powstaj cy osad ma wówczas
powstaj wodospady. Poniewa nast puje ci gła erozja wgł bna w rejonie wodospadu,
charakter skał zwanych bentonitami. Poj cie halmyrolizy odnosi si nie tylko do wietrzenia
konsekwencj jest cofanie si progu w gór cieku.
podmorskiego popiołów wulkanicznych.
Dalsza forma transportu przebiega ju w rzekach, morzach i oceanach. Wraz ze spadkiem woda
przybiera coraz spokojniejsze oblicze, zmniejsza si jednocze nie wskutek osłabienia pr dko ci
TRANSPORT
pr dowej siła no na. Nie oznacza to e transport rzeczny si sko czył. Chodzi tutaj tylko o zmian
niesionej przez wod frakcji materiału. Zaczyna dominować frakcja piaszczysta, a pó niej mułowa i
w ko cu ilasta. Siła no na jest wci ogromna ale dominuje transport ju w postaci zawiesiny
Wietrzenie jest pierwszym etapem, przygotowuj cym skał do jej transformacji. Oczywi cie co
drobniejszych frakcji, a nie jak poprzednio gdy dominowało przetaczanie po dnie oraz transport w
dalej stanie si ze zwietrzelin jak uzyskali my (przypominam e najcz ciej słowo zwietrzelina
zawieszeniu wi kszych fragmentów skalnych. Rzeki wi c góry przenosz ...
kojarzy si jako frakcja o niewielkich rozmiarach, zazwyczaj najdrobniejszych, a obejmuje ona
równie wielometrowe bloki skalne!) zale y od czynników klimatycznych jak i miejsca gdzie
Działalno ć lodowców
znajduje si nasz obiekt.
Działalno ć transportowa lodowców ma znaczenie zarówno na terenie górskim (lodowce górskie)
Drugim etapem jaki mo e zachodzić i najcz ciej zachodzi jest transport.
jak równie na obszarze nizinnym (lodowce kontynentalne). Zaczniemy od terenów górskich,
5 6
7 8
poniewa to wła nie tam rodz si lodowce. Powstaj one powy ej granicy wiecznego niegu, w
Podsumowuj c mo emy stwierdzić e ka dy sposób transportu ma swój wkład w ten proces, jednak
obszarach, gdzie wi cej niegu spada ni topnieje. Nagromadzona masa niegu w wyniku nacisku
najistotniejsz rol odgrywaj o rodki wodne.
silnie działa na siebie i na podło e. W mas lodu wmarzaj skały o ró nej frakcji ł cznie z
Je li chodzi o rodowiska morskie to oczywi cie zachodz tu najcz ciej podobne procesy jak w
pot nymi blokami skalnymi. Gdy lodowiec zaczyna "płyn ć" odłamy skalne wraz z lodem bardzo
rodowisku wodnym l dowym, jednak w basenach sedymentacyjnych dosyć istotn spraw
silnie niszcz podło e, wyorywuj c kolejne elementy podło a. Proces wyorywania bloków i
odgrywaj tak zwane pr dy zawiesinowe. Powstaj one w wyniku zachwiania panuj cej
okruchów skalnych z podło a nosi nazw detrakcji. Wskutek nacisku na podło e oraz boczne równowagi w ród masowo gromadz cych si osadów. Pr dy takie charakteryzuj si du g sto ci
i zdolne s równie do transportu du ych fragmentów skalnych.
cz ci przykładowo dolin, lodowiec wygładza, szlifuje i poleruje swoje otoczenie. Ten proces to
detersja. Kolejnym procesem jest egzaracja, czyli zdzieranie materiału ró nego pochodzenia
SEDYMENTACJA
przez czoło nasuwaj cego si lodowca. Wszystkie te procesy przyczyniaj si do zwi kszenia ilo ci
niesionego materiału przez lodowce. W lodowcach kontynentalnych, detersja ma miejsce tylko i
wył cznie w podło u.
Sedymentacja czyli inaczej mówi c osadzanie, jest procesem polegaj cym na gromadzeniu si
Materiał dostarczany jest do lodowca nie tylko wskutek jego erozyjnej działalno ci. Ogromne ilo ci
materiału doniesionego do miejsca jego zło enia, gromadzenie to zachodzi pod wpływem sił
materiału dostaj si do masy ze cian otaczaj cych pole firnowe i j zor lodowcowy. Du ilo ć
grawitacji, zmian fizyko-chemicznych oraz działalno ci wiata organicznego ale ma to miejsce w
materiału gwarantuje wiatr który w czasie okresów letnich mo e dostarczyć ogromne ilo ci frakcji
warunkach ci nienia i temperatury charakterystycznych dla powierzchni naszej planety.
najmniejszych. W przypadku lodowców kontynentalnych materiał jest dostarczany głównie przez
Po etapie sedymentacji zachodzi proces diagenezy. O niej opowiem nieco pó niej.
wiatr i oczywi cie podło e obszaru zlodowaconego. Materiał niesiony przez lodowiec cz sto
Sedymentacja zachodzi najcz ciej na obszarach obni onych w stosunku do terenów otaczaj cych.
okre lany jest podobnie jak ju zło ony osad lodowcowy, jako morena. Wyró nia si tutaj moren
Dzisiaj wiemy e mi dzy tektonik a sedymentacj zachodz bardzo cisłe zwi zki zreszt podobnie
powierzchniow utworzon przez wszystkie frakcje skalne nagromadzone na powierzchni lodowca.
jak w pozostałych gromadach skał.
Moren wewn trzna buduje materiał skalny rozmieszczony na ogół nierównomiernie w masie
Powstawanie cz ci skał osadowych morskich jak si okazuje ma równie zwi zek z tektonik płyt i
lodu. Morena boczna ci gnie si wzdłu obu stron lodowca, w postaci wałów zbudowanego z
geosynklinami. Wyja nić wi c nale y poj cie geosynkliny. Historia teorii geosynklinalnych si ga
wymieszanego materiału. Materiał ten pochodzi głównie z wietrzej cych cian skalnych. Morena
XIX wieku, dzi ju teoria ta nieco podupadła ale ja raczej powiedział bym e uległa pewnej
rodkowa powstaje w wyniku poł czenia si moren bocznych dwóch lodowców. Ostatni cz ci
transformacji. Geosynkliny uwa ane były za mobilne fragmenty naszej planety, w których
lodowca która odpowiedzialna jest za transport jest jego cz ć denna czyli morena denna. W
gromadzić si mogły ogromnej mi szo ci osady, które to obserwowano w wielu miejscach na
zale no ci od typu lodowca morena ta mo e mieć charakter gruzowy lub te gliniasto - gruzowy.
Ziemi. Pomijaj c szczegóły, w chwili obecnej teorie geosynklinalne ł czy si z obszarami planety
Transport lodowcowy w czasie zlodowace odbywać mo e si na du e odległo ci, i jednocze nie
gdzie skały ulegaj destrukcji... Wła nie w rejonach aktywnych tektonicznie szukamy obecno ci
masy jakie jest on w stanie przetransportować s oczywi cie ogromne. Wraz z lodowcem
tych form. O tym jednak nieco pó niej.
powi zana jest równie działalno ć ró nego rodzaju cieków powstaj cych w wyniku topienia si
Teraz zajmiemy si charakterystyk kolejnych rodowisk sedymentacyjnych zakładaj c oczywi cie
mas lodu. Zwłaszcza bardzo silnie zaakcentowane jest na przedpolu lodowca.
dobrze znany nam ju podział z małym wyj tkiem na:
Działalno ć eoliczna czyli działalno ć wiatru
rodowiska kontynentalne
Rozmiary oraz przebieg działalno ci wiatru zale od siły, cz stotliwo ci, kierunku wiatru oraz od
rodowiska przej ciowe
charakteru podło a. W zale no ci od siły wiatru, mo e dochodzić do przesuwania, toczenia lub
rodowiska morskie
unoszenia cz stek skalnych ró nej wielko ci. Wyró nić mo na generalnie nast puj ce rodzaje
transportu eolicznego:
RODOWISKA KONTYNENTALNE
pełzanie powierzchniowe, przejawiaj ce si przemieszczaniem ziarn piasku wskutek
pchaj cej działalno ci wiatru, a tak e wskutek uderze jednych ziarn o drugie.
W skład rodowisk kontynentalnych wchodz :
saltacja, czyli skakanie ziarn ,polegaj ce na skokowym przemieszczaniu si piasku.
suspensja, w czasie której materiał poderwany do góry przechodzi w stan zawieszenia i jest
rodowisko rzeczne
transportowany w ten sposób na wi ksze odległo ci. Oczywi cie prawom suspensji
rodowisko jeziorne
podlegaj głównie pyły a wi c frakcja najdrobniejsza.
rodowisko pustynne
rodowisko eoliczne
Procesy eoliczne maj równie (jak wszystkie inne omawiane tutaj) cech nie tylko transportow
ale równie niszcz c i buduj c . Korazja jest procesem który powoduje niszczenie powierzchni
rodowisko glacjalne
zwi złych skał przez piasek przemieszczany za pomoc wiatru. Tworz si wówczas przeró ne
formy, zwi zane z ró n odporno ci skał buduj cych dany obszar. Je li chodzi o procesy buduj ce,
rodowisko rzeczne
to główn form powstaj c w tym rodowisku s ró nego rodzaju wydmy.
Osady rzeczne charakteryzuj si wyst powaniem gruboziarnistych zlepie ców i piaskowców,
rzadziej wyst puj tu piaski i mułki. We frakcji piaszczystej wyst puje cz sto warstwowanie
Działalno ć sił grawitacji
Ruchy masowe lub grawitacyjne - w ten sposób najcz ciej wyra amy si o tej formie transportu, przek tne z cienkimi przewarstwieniami mułków, wyst puj tu równie ripplemarki oraz sp kania
polegaj one na przemieszczaniu pokryw zwietrzelinowych a tak e przypowierzchniowych skał
powstałe w czasie wysychania osadów. Rzadko spotykamy fragmenty fauny l dowej, cz ciej
lu nych i zwi złych. Najwi kszy wpływ na przebieg ruchów masowych ma k t pochylenia stoku na
trafiaj si szcz tki ro linno ci l dowej. Cech charakterystyczn osadów rzecznych jest równie
jakim zachodz te zjawiska. W skład ruchów masowych wchodz : obrywanie, odpadanie, osuwanie
wyst powanie imbrykacji, zwi zanej z uło eniem si wydłu onych otoczaków dłu szymi osiami
i pełzanie. Działalno ć sił grawitacji jest w stanie przemie cić ogromne masy materiału, przy czym
równolegle do kierunku pr du.
najcz ciej kojarzy si to nam z procesami zwi zanymi z osuwiskami.
Wyró nienie ostatniej formy transportu jest nieco sztuczne, w ko cu przy ka dej działalno ci
transportowej siła ci ko ci spełnia swoj rol - w rzece równie ta siła przecie odpowiada za
osadzenie materiału wleczonego czy te przenoszonego w zawieszeniu.
7 8
9 10
drobnych lub rednich rozmiarach, dobrze wysortowanych i obtoczonych. W ród składników
zauwa yć mo na matowe powierzchnie. Charakterystycznym osadem nale cym do tej grupy jest
less, zwi zany jednak z działalno ci glacjaln .
rodowisko glacjalne
Podczas topienia si lodowca, zarówno u jego czoła jak i na spodzie, prowadzi do nagromadzenia
osadów wypełniaj cych nierówno ci terenu. Osady zwi zane bezpo rednio z lodowcem mo emy
podzielić na dwie główne grupy: morena denna powstaje z osadów wypełniaj cych nierówno ci
terenu pod lodowcem, oraz morena czołowa która jest wynikiem nagromadzenia si osadów w
strefach brze nych, w formie wałów. Transport na niewielkie odległo ci nie pozwala na to aby
W zale no ci od typu rzeki, mo emy spotkać dwie ró ne asocjacje (które cz sto jednak
osady zostały wysortowane. Jednym z charakterystycznych osadów s wiry glacjalne które
wykształcaj ogniwa po rednie):
reprezentuj skały w których ziarna mineralne i skalne nie przekroczyły rozmiarów 2 mm. Podobnie
jak w rodowisku wodnym klasty o wydłu onym kształcie s uło one w sposób dachówkowaty.
w rzekach silnie eroduj cych spotykana jest asocjacja w której dominuj piaskowce i
W ród otoczaków wirów spotykane s fragmenty skał tak zwane graniaki, które powstaj na
zlepie ce z wkładkami drobnoziarnistych sedymentów
przedpolu lodowca i zwi zane s ci le z działalno ci wiatru. Spotykane s one równie na
w rzekach meandruj cych dominuje asocjacja składaj ca si z piaskowców i mułowców z
obszarach pustynnych jednak rzadziej. Oczywi cie podobnie jak w rodowisku wodnym w czasie
wkładkami zlepie ców.
transportu zaokr glenie fragmentów skał wzrasta, co uwidacznia si w trwało ci takich form,
najcz ciej w ród wirów spotykane s wła nie formy kuliste i dyskoidalne. Rzadziej spotykana jest
W rzekach meandruj cych osady zawieraj wi cej składników klastycznych rednio-, i
postać wydłu ona, natomiast forma płaska jest przypadkiem maj cym najmniejsze znaczenie.
drobnoziarnistych w których wyst puj wkładki torfów i gytii. Osady rzeczne cz sto
Powstaj ca w czasie topnienia woda, wynosi materiał poza obr b lodowca na jego przedpole czyli w
charakteryzuj si czerwon barw zwi zan z utleniaj cymi warunkami (przykładowo w czasie
stref peryglacjaln . Tutaj powstaj rozległe osady piasków i wirów. Sedymenty te podlegaj c
obni enia zwierciadła wody), lub barw szar zwi zan z warunkami redukuj cymi (przy wysokim
nast pnie działalno ci wiatru zostaj pozbawione frakcji najdrobniejszej, która przemieszczona
stanie wody i obecno ci kwasów humusowych).
dalej tworzy lessy.
Na powierzchni klastów widoczne cz sto s rysy które s wynikiem ocierania si jednych
rodowisko jeziorne
fragmentów skał o drugie.
Charakteryzuj si osadami drobnoziarnistymi, jedynie w strefach brze nych wyst puj osady
Główn cech wyró niaj c osady glacjalne jest brak ich wysortowania. W ród drobnoziarnistych
rednio- i gruboziarniste. Drobnoziarniste osady stref marginalnych cz sto zawieraj wkładki
ziarn wyst puj ró nej wielko ci klasty, nawet maj ce obj to ć wielu metrów sze ciennych. Druga
osadów w glistych. W obszarach o klimacie subtropikalnym i tropikalnym powstaj równie osady
cecha to wyst powanie linijnych zarysowa na klastach.
ewaporatów.Wska nikiem pochodzenia osadów jeziornych jest brak w nich fauny morskiej.
Osady glacjalne które zostały z wiekiem scementowane nosz nazw tillitów.
Równie skład mineralny sedymentów mo e być cech diagnostyczn . Szczególnie uwypukla si to
w osadach słonych jezior. Wyst puj tu nast puj ce sekwencje paragenez mineralnych:
RODOWISKA PRZEJ CIOWE
sedymenty ilaste z faun słodkowodn
w glany Ca, Mg (kalcyt, aragonit, dolomit)
W ród rodowisk przej ciowych wyró niamy:
gips, w glany Ca (kalcyt, aragonit)
halit, gips, lady w glanów
osady deltowe
osady lagunowe
Osady du ych jezior podobnie jak osady mórz i oceanów charakteryzuj si wyst powaniem
osady strefy linii brzegowej
pr dów zawiesinowych.
Osady deltowe
rodowisko pustynne
W ród osadów deltowych obecne s iły, mułki i piaski w ró nych proporcjach. W osadach tych
Osady pustynne cechuje czerwona barwa, zwi zana z obecno ci na powierzchni ziarn tlenków
wyst puje wyra ne warstwowanie i uławicenie ze ladami ripplemarków. Cz sto spotyka si
elaza. Pospolitymi sedymentami pustynnymi s zlepie ce, lokalnie pojawiaj si równie bruki
struktury spływowe, warstwowanie przek tne. W ród sedymentów spotykane bywaj szcz tki
wirowe które powstaj w wyniku wywiewania drobnego materiału. Spotykamy równie tocze ce
zarówno fauny morskiej jak i l dowej, oraz szcz tki flory l dowej tworz ce niewielkie wkładki
ilaste, oraz sp kania błotne i piaszczyste yły. W ród sedymentów pustynnych obserwować mo na
w gliste. Sedymentacja deltowa odbywać si mo e zarówno w rodowisku morskim jak i l dowym.
ró nego rodzaju laminacj , wyst puje tutaj zarówno laminacja płaska jak i przek tna. Osady
W obu przypadkach dochodzić mo e do powstawania miejsc akumulacji torfów. Delta jest miejscem
pustynne charakteryzuj si brakiem łyszczyków (głównie dotyczy to piasków). Ziarna kwarcowe w
w którym nast puje bardzo zró nicowana sedymentacja.
odró nieniu od rodowiska rzecznego, maj matowe powierzchnie. Przy du ych powi kszeniach
uwidaczniaj si liczne rysy. Wyró nikiem osadów pustynnych mo e być: wydmowo - eoliczny
Osady lagunowe
charakter osadu, obecno ć składników powstałych w wyniku ewaporacji oraz najistotniejsza cecha
Zmiany poziomu wód morskich prowadz w niektórych miejscach do powstania wysp
wcze niej wspomniana - czerwona barwa sedymentu.
rozmieszczonych szeregowo, równolegle do linii brzegowej. Przestrze mi dzy wyspami a stałym
l dem poł czona przesmykami z otwartym morzem okre lane jest mianem laguny. rodowisko to
rodowisko eoliczne
trudne jest do odró nienia od rodowiska deltowego. Wyst puj ce tu iły i mułki s cienko
Do powstania osadów tego typu przyczynia si oczywi cie wiatr. W ród składników tego rodowiska
laminowane i cz sto maj struktury bioturbacyjne. W ród osadów wyst puj laminy ewaporatów.
wymienić nale y: kwarc, w glany, łyszczyki, skalenie, minerały ilaste. Osady wykazuj
Osady wapienne zło one s z pokruszonych fragmentów skorup fauny jak równie z oolitów. Na
nieregularne warstwowanie soczewkowate i przek tne. Frakcj dominuj c s piaski oraz muły o
powierzchniach warstw widoczne s ró ne struktury kierunkowe, mi dzy innymi ripplemarki.
9 10
11 12
Szcz tki fauny Osady rafowe
reprezentowane s zarówno Osady rafowe tak wła ciwie nale do strefy szelfowej, jednak s na tyle charakterystyczne e
przez faun morska jak i wymagaj osobnego omówienia. rodowisko rafowe charakteryzuje jego budowa, w skład której
słodkowodn .W ciepłym wchodz ró ne organizmy yj ce w ogromnych
klimacie przy niewielkiej koloniach.
dostawie materiału
klastycznego powstawać tutaj mog osady ewaporatowe. W warunkach takich powstaje Organizmy yj ce na rafach swoj mas tworz
nast puj ca sekwencja osadów lagunowych: struktur która jest w stanie stawić opór
niszcz cej działalno ci wód morskich czy
oceanicznych. W skład organizmów buduj cych
iły i mułki
rafy wchodz głównie korale i glony a tak e
wapienie
stromatopory i w mniejszym stopniu mszywioły i
dolomity
serpule. Te organizmy stanowi główny budulec
anhydryty i gipsy
raf, tworz c jednocze nie rodowisko które jest
hality
wykorzystywane do ycia przez tysi ce innych
sole potasowo - magnezowe
stworze . W rodowisku rafowym wyró nić
mo na kilka litofacji, czyli w obr bie tej samej
Osady strefy linii brzegowej
jednostki stratygraficznej wyró niamy kilka ró nych zespołów skalnych ró ni cych si cechami
Strefa ta nazywana strefa litoraln okre lona jest zakresem działania przypływów i odpływów
litologicznymi. S to nast puj ce litofacje:
wód morskich i oceanicznych. Rozci ga si ona od maksymalnego zasi gu fal sztormowych w
czasie przypływu do minimalnego punktu osuszania dna w czasie odpływu. W rejonach morskich
biolityty które s wyst puj c na miejscu (in situ) cz ci szkieletow organizmów,
ma ona od kilku do kilkudziesi ciu metrów szeroko ci, natomiast w strefach oceanicznych
zbudowan z CaCO3, najcz ciej o charakterze zrekrystalizowanym
szeroko ć tego obszaru obejmować mo e nawet kilka kilometrów. Strefa litoralna charakteryzuje
kalcilutyty i kalkarenity które s wynikiem erozji rafy wskutek działalno ci fal, tworz
si bardzo du ruchliwo ci wody.
one osady na du ym obszarze oraz wchodz w skład pisaków pla owych
Osadami dominuj cymi s piaski, rzadziej wirki lub muły. Najwyra niej widać to na pla y...
kalkarenity zawieraj ce w swym składzie ziarna frakcji piaszczystej oraz kalcirudyty w
Głównym składnikiem skałotwórczym piasków pla owych jest kwarc, stanowi cy do 95%
których ziarna pochodz z frakcji wirowej.
składników. Poza nim wyst puj skalenie i łyszczyki oraz minerały ci kie (przykładowo: cyrkon,
ilmenit, granaty) stanowi ce od 1 - 3% zawarto ci.
wiry pla owe Posiadaj wysoki stopie obróbki Biolityty s składnikiem rafy wła ciwej i nie wykazuj adnego warstwowania, domieszk w nich
mechanicznej - zarówno s dobrze wysortowane jak i mo e być w niewielkim stopniu materiał terygeniczny o drobniejszej frakcji. Pozostałe litofacje
obtoczone. Ró ni si one od otoczaków rzecznych charakteryzuj si warstwowaniem, nierzadko przek tnym. Nale y jeszcze wspomnieć o
wi kszym spłaszczeniem. Pojawia si te tutaj biostromach czyli warstwowe osady litofacji z wyj tkiem biolitytów, nie maj ce bli szego
imbrykacja - płaskie ziarna pochylone s w kierunku powi zania ze strukturami rafowymi, oraz o biohermach czyli o grubych soczewkowatych
morza. Na ogół osady tej strefy s cienko nagromadzeniach detrytusu organicznego w ród osiadłych organizmów, odgraniczaj ce si od
warstwowane. innych warstw osadów.
Spotykane piaski wapienne pochodz z
przerobionych fragmentów skorup fauny. Osady szelfowe
Szelf jest obszarem morza o szeroko ci kilkudziesi ciu kilometrów, otacza on wszystkie l dy.
Klif jest drug charakterystyczn form strefy Gł boko ć dna morskiego si ga w tej strefie do około 200 metrów. Dalej w kierunku otwartego
litoralnej. Charakteryzuje si stromym brzegiem morza szelfy przechodz w stok szelfowy którego nachylenie najcz ciej coraz bardziej ulega
urywaj cym si ku morzu. Osady wyst puj ce w zwi kszeniu. Ta cz ć szelfu której gł boko ci nie przekraczaj 70 metrów jest stref w której
rejonie klifów pochodz z fragmentów skał bujnie rozwija si jeszcze na dnie ycie organiczne.
niszczonego brzegu. Cechuje je obecno ć wszystkich Teoria mówi nam e przy brzegu gromadzić powinny si dobrze wysortowane piaski, bli ej brzegu o
frakcji, najcz ciej maj one charakter druzgotu, frakcji grubszej przechodz ce w pisaki pla owe, dalej od brzegu piaski o frakcji drobniejszej. Im
rzadziej wiru. dalej od brzegu tym drobniejsze osady spotkać powinni my ko cz c na osadach ilastych. Niestety
nie jest to takie proste, jak si okazuje, i sytuacja bardzo si komplikuje poniewa niejednokrotnie
tam gdzie znale ć si powinien osad drobnoziarnisty, znajdziemy... wiry.
RODOWISKA MORSKIE Szelfowe osady rozpoznać niełatwo, ale jednak s pewne wska niki które daj nam tak mo liwo ć.
W osadach szelfowych spotykamy lady działalno ci organizmów na dnie morskim oraz ich szcz tki.
Charakterystyczne s równie minerały autogeniczne wyst puj ce w tym rodowisku takie jak:
W ród rodowisk morskich wyró nić mo na: glaukonit, szamozyt oraz minerały z grupy apatytu.
Cz sto jednak znajdujemy pomimo nie cisło ci i niespodzianek, prawidłowo według teorii
wykształcone profile rodowiska szelfowego. W ród płytkowodnych osadów wydzielamy facj
osady rafowe
piaszczyst zwi zan z płyciznami (do 50 metrów gł boko ci), facj mułów (50 - 150 metrów
osady szelfowe
gł boko ci), oraz facj ilasto - mułkow (poni ej 150 metrów gł boko ci).
osady pelagiczne
Osady pelagiczne
11 12
13 14
S to osady gromadz ce si w znacznej odległo ci od wybrze a morskiego, i charakteryzuj ce si obecno ci roztworów porowych i zmian składu tych roztworów, oraz w wyniku wzrostu temperatury
przeci tn rednic ziarn mineralnych mniejsz od 5 mikrometrów (poza ziarnami autogenicznymi), co powoduje wi ksz zakres oddziaływa roztworów porowych.
udział ziarn wi kszych od frakcji przeci tnej nie przekracza 25%, frakcje grubiej ziarniste W ród procesów diagenetycznych wyró nić mo na:
reprezentowane s przez minerały autogeniczne i ziarna organiczne.
Głównym wska nikiem rodowiska pelagicznego jest niewielka ilo ć dostarczanego materiału
kompakcj
terygenicznego oraz szybko ć gromadzenia si osadów, najcz ciej rz du kilku milimetrów na
cementacj
tysi c lat.
rekrystalizacj
Wzajemne proporcje mi dzy składnikami terygenicznymi, biogenicznymi i wulkanicznymi stanowi
metasomatoz
podstaw do wyró niania głównych typów osadów pelagicznych. Osady powstaj ce w rodowiskach
pelagicznych gromadz si jak ju wspomniałem bardzo powoli ale zasadniczo w sposób ci gły.
Kompakcja
Inna sprawa przedstawia si je li chodzi o turbidytyczyli osady powstałe dzi ki pr dom
W miar pogr ania si osadów nast puje zwi kszenie ci nienie nadkładu co przyczynia si do
zawiesinowym. Pr dy zawiesinowe powstaj mi dzy innymi podczas ruchów sejsmicznych i
zmniejszenia obj to ci porowej danego osadu. Zachodzi wi c tutaj zmniejszanie si odległo ci
powoduj osuwanie si lu nych osadów stwarzaj c mo liwo ć powstania zawiesiny wodnej, która
mi dzy poszczególnymi ziarnami skały osadowej. Przykładem niech b dzie nasycony wod wie y
jako ci sza od wody spływa po pochyłym dnie.
osad ilasty, który w czasie etapu kompakcji przechodzi w łupki ilaste wskutek ubytku H2O, która
Głównymi osadami pelagicznymi s :
zostaje dosłownie wyci ni ta z ilastego osadu.
osady kredowate - wykształcone jako kruche biomikryty, powstałe z planktonicznych i
Cementacja
bentonicznych zwierz t
Ka dy osad ziarnisty charakteryzuje si jak ju wspomnieli my wyst powaniem przestrzeni
muły i iły wapienne - w skład których wchodz głównie kokkolity i otwornice, zawieraj ce
porowych. Podczas pierwszego etapu - kompakcji - pomimo zmniejszenia przestrzeni porowej,
nie wi cej ni 40% składników niew glanowych
praktycznie nie ma takiej mo liwo ci aby doszło do całkowitego zamkni cia przestrzeni porowych
muły i iły krzemionkowe - zawieraj ponad 30% organizmów krzemionkowych, takich jak
wskutek nacisku. W przestrzeniach porowych z przepływaj cych roztworów porowych, zaczynaj
okrzemki radiolarie. Szkielety tych organizmów osi gaj c rozmiary frakcji mułowej lub
krystalizować składniki mineralne które powoduj efekt cementacji osadu. Najcz ciej ma to
piaskowej utworzone s z opalu
miejsce w sedymentach rednio-, i gruboziarnistych.
iły czerwone - zabarwienie ich jest wynikiem obecno ci drobnych ziarn mineralnych
uwodnionych tlenków Fe.
Rekrystalizacja
Osady wskutek obecno ci roztworów porowych, obj te s mo liwo ci rozpuszczania ich
składników. Podczas zmieniaj cych si warunków fizyczno - chemicznych rozpuszczone składniki
mog ponownie si wytr cać, powoduj c wzrost zupełnie nowych minerałów, lub powi kszenie
rozmiarów ju istniej cych minerałów. Efekt jaki uzyskamy mo e okazać si zdumiewaj cy,
poniewa np. ze skały o drobnych ziarnach uzyskamy zreskrystalizowan skał rednioziarnist .
Rekrystalizacja najcz ciej mam miejsce w skałach wapiennych oraz w skałach kwarcowych.
Procesem odwrotnym do rekrystalizacji jest mikrytyzacja podczas której z ziarn wi kszych
rekrystalizuj drobniejsze ziarna. Najcz ciej zwi zane jest to z wapieniami.
Metasomatoza
Jest to proces nieco odmienny od rekrystalizacji, a ró nica mi dzy nimi polega na pojawieniu si w
tym przypadku roztworów porowych maj cych skład inny ni skład roztworów pochodz cych z
danego osadu. Inaczej mówi c s to roztwory obce, które przyw drowały z innego obszaru.
Konsekwencje obecno ci takiego roztworu s oczywiste. Zmienia si nam skład chemiczny i
oczywi cie mineralny sedymentu. Najcz ciej proces taki zwi zany jest z dolomityzacj wapieni,
Takie zabarwienie wyst puje na obszarze Północnego Atlantyku, obszarze Oceanu Spokojnego. lub te z ich sylifikacj . Przebieg procesów metasomatycznych w osadach mo e mieć miejsce ju
Barwa ta jmo e być intensywnie br zowa - co jest wynikiem obecno ci rozproszonych tlenków Mn. podczas sedymentacji danego osadu, a mo e si równie pojawić znacznie pó niej.
W ród składników iłów czerwonych wyst puj takie minerały jak illity, montmorillonity, kaolinity i Najistotniejszymi kontrolerami tych procesów s temperatura i ci nienie. W przypadku kiedy
°
chloryty. W ród frakcji mułowej stwierdzić mo na ziarna kwarcu, skaleni, łyszczyków, amfiboli i temperatura zbli a si do warto ci około 200 C mówimy o anchimetamorfizmie i w tym
piroksenów jak równie autogenicznych zeolitów, barytu, manganitu i goethytu. momencie procesy osadowe przechodz ju w obr b procesów metamorficznych. Przy zało eniu
Wyja nić jeszcze nale y e rodowiska morskie dzielone s w ró ny sposób. Cz sto wyró nia si e na jednym kilometrze gÅ‚ boko ci nast puje wzrost temperatury o 30°C (stopie geotermiczny),
tutaj pewne strefy morskie i zwi zane z nimi gł boko ci. rodowisko pelagiczne obejmuje wi c w warunki metamorficzne osi gni te zostan na gł boko ci około 7 kilometrów. Nie zapominajmy
naszym opisie równie rodowisko hemipelagiczne. rodowisko szelfowe to inaczej mówi c jednak e s takie obszary na naszej planecie, gdzie stopie geotermiczny jest du o wi kszy np.
rodowisko sublitoralne. Natomiast litoralne rodowisko obejmuje opisane strefy przej ciowe 70°C/km.
głównie mam na my li tutaj pla e. Charakterystyczne dla osadzanego materiału jest działalno ć wiata organicznego który
doprowadzaj c do zmian warto ci pH i Eh, mo e w istotny sposób wpływać na rozpuszczalno ć i
Diageneza krystalizacj zwi zków mineralnych zawartych w osadzie.
S to procesy przebiegaj ce w osadach po ich osadzeniu. W ród procesów diagenetycznych Wyró nić mo na trzy etapy diagenezy:
mo emy wyró nić takie które prowadz do zmian mechanicznych spowodowanych oddziaływaniem
ci nienia warstw nadległych oraz prowadz ce do zmian chemicznych. Mechaniczne zmiany maj
stadium pierwsze ma miejsce głównie dzi ki zmianom pH i Eh, w rodowisku wie o
głównie charakter zmian porowato ci sedymentów. Chemiczne zmiany powstaj w wyniku
zło onych osadów. Stadium to okre lane jest równie jako halmyroliza obejmuj ca
13 14
15 16
te ziarn o podobnych rozmiarach charakteryzuje si dobrym wyselekcjonowaniem czy te inaczej
wszystkie zmiany chemiczno - fizyczne przebiegaj ce zarówno w czasie morskiego
mówi c posiada wysoki stopie selekcji. W odwrotnym przypadku, gdy okruchy buduj ce skał
transportu jak i podczas osadzania materiału ale przed momentem przykrycia sedymentów
maj ró ne rozmiary mówimy e skała jest le wyselekcjonowana czyli posiada niski stopie
wie ym materiałem zło onym pó niej. W czasie tego stadium nast puje redukcja
selekcji. Stopie selekcji wzrasta w miar długo ci transportu. Jaki sposób transportu gwarantuje
siarczanów przez bakterie i zmiana rodowiska na beztlenowe. Na obszarach gł bokich
nam dobr selekcj materiału? Najlepiej gdy czynnik transportowy ma ograniczon zdolno ć
mórz nast puje transformacja aragonitu w kalcyt i kalcyt wysokomagnezowy. Produktami
transportow . Przykładowo wiatr działaj cy w rejonach gdzie tworz si wydmy zdolny jest do
halmyrolizy s takie minerały jak: glaukonit, przeobra one montmorillonity, gibbsyt, przenoszenia tylko pewnych frakcji, w zwi zku z czym piaski wydmowe charakteryzuj si dobrym
stopniem selekcji. W przypadku transportu w o rodku którego zdolno ci transportowe nie s tak
pałygorskit, sepiolit, zeolity. W wielu przypadkach powstaj konkrecje krzemionkowe,
ograniczone, materiał deponowany b dzie charakteryzować niski stopie selekcji.
fosforytowe, pirytowe, markasytowe itp.
stadium drugie jest trudno oddzielić jak wyra n granic od stadium trzeciego. Mo na
spróbować tego dokonać na podstawie ró nej roli wody. W tym stadium woda obecna jest
STOPIE OBTOCZENIA
jako podwójna warstwa, elektrycznie naładowana otaczaj ca poszczególne ziarna
Obtoczeniem nazywany jest stopie zaokr glenia kraw dzi pierwotnie kanciastekanciastego
mineralne. W trzecim stadium ilo ć wody okre lona jest siłami adsorpcji cz steczek wody
okruchu lub ziarnago Zaokr glenie kraw dzi powstaje wskutek ocierania si składników w
przez ziarna mineralne.
Stadium to charakteryzuje si reakcjami substancji mineralnych z wodami porowymi oraz
trakcie transportu. Obtoczenie jest wi c wypadkow odporno ci materiału na cieranie oraz
rozkładem substancji organicznej. Wskutek ubytku wody nast puje jej przej cie w torfy a
długo ci transportu. Mo emy wi c wyci gać wnioski dotycz ce długo ci transportu dla materiałów
nast pnie w giel brunatny. Zwi ksza si wi c uw glenie. W czasie tego stadium tworzy si
pod warunkiem jednak e porównywać b dziemy skały o podobnej odporno ci na czynniki
kaolinit. Pojawiaj si tutaj równie konkrecje głównie syderytowe, kalcytowe itp.
niszcz ce. Stopie obtoczenia mo emy okre lać wzgl dem pewnych wzorców (patrz rysunek).
stadium trzecie przebiega ju w warunkach gł bokiego pogr enia. Tutaj głównymi Fragmenty skał o rednicach wi kszych ni 20 cm które s kanciaste nazywamy blokami w
przypadku ich obtoczenia s to głazy.
czynnikami decyduj cymi o zmianach jest temperatura i ci nienie. Pojawiaj si tutaj liczne
transformacje minerałów ilastych, a zwłaszcza zmienia si stosunek ich wzgl dem siebie. W
KSZTAA
TT
minerałach chlorytowych zmienia si wyra nie skład chemiczny. W ród zeolitów, wskutek
Podobnie jak przy stopniu obtoczenia, kształt okruchów czy te ziarn mo e być pomocny przy
przemian pojawia si laumontyt który jest minerałem nieznanym z sedymentów
okre laniu pewnych cech osadów. W celu okre lenia kształtu składników, nale y dokonać pomiarów
niezmienionych.
poszczególnych okruchów w trzech prostopadłych do siebie kierunkach. Za pomoc diagramu
Zingga (patrz rysunek), mo emy wówczas przyporz dkować dany okruch, do pewnej kategorii
kształtu. Ocen tak przeprowadzamy zazwyczaj dla okre lonej frakcji skalnej. Najcz ciej dotyczy
to frakcji wirowej i to w dodatku przekraczaj cej rednic 1 cm. Istotny wpływ na kształt ma
STRUKTURY SKAA
OSADOWYCH
odporno ć materiału na cieranie oraz rodowisko transportu i sedymentacji. W przypadku
otoczaków dyskoidalnych, elipsoidalnych oraz wrzecionowatych mo e wyst pić pewna orientacja w
osadzie która mo e być wska nikiem kierunku transportu.
Cechy strukturalne skał okruchowych okre lane s przez charakter buduj cych je okruchów i
ziarn. Cechy te reprezentowane s przez:
CHARAKTER POWIERZCHNI
Charakter powierzchni jest kolejn cech składników okruchowych. powierzchnia ta mo e być
gładka, porysowana lub matowa, mo e te posiadać pewne dosyć charakterystyczne lady. Nale y
frakcj czyli wielko ć materiału okruchowego
zaznaczyć e cechy te mog powstawać zarówno podczas transportu jak i po zło eniu sedymentów.
stopie selekcji, wzgl dem wielko ci
Gładkie powierzchnie posiadaj materiały transportowane za pomoc wody. Porysowane ziarna
stopie obtoczenia okruchów i ziarn
piasku wskazuj na transport za pomoc wiatru w rodowisku eolicznym. rodowisko glacjalne
kształt okruchów i ziarn
charakteryzuje równie porysowanie powierzchni, w tym przypadku jednak rysy wyst puj nawet
charakter powierzchni ziarn i okruchów na du ych blokach czy głazach.
FRAKCJA
Wyró nia si cztery główne frakcje które s podstaw podziału skał okruchowych (granice
pomi dzy poszczególnymi frakcjami przez ró nych autorów wydzielane s w zró nicowany sposób,
poni ej przedstawiono najcz ciej stosowane granice):
wirowa czyli psefitowa - ziarna i okruchy wi ksze ni 2 mm
piaskowa czyli psamitowa - ziarna i okruchy zawarte w granicach mi dzy 2,0 - 0,1 mm
mułowa czyli aleurytowa - ziarna i okruchy zawarte w granicach 0,1 - 0,01 mm
iłowa czyli pelitowa - ziarna i okruchy mniejsze ni 0,01 mm
Szczegółowy podział przedstawiony jest obok na rysunku. Podział ten ma zastosowanie zarówno do
skał lu nych jak i do skał które uległy procesowi cementacji.
STOPIE SELEKCJI
Stopie selekcji czyli wysortowania pod wzgl dem wielko ci składników buduj cych dan skał jest
bardzo wa n cech , poniewa dostarcza wielu informacji dotycz cych warunków i czasu trwania
transportu jak równie wskazuje na sposób sedymentacji. Skała która składa si z okruchów czy
15 16
17 18
nazywamy porami. Składniki takie same mog raz charakteryzować si lu niejszym upakowaniem
i wi ksz ilo ci porów innym razem b dzie na odwrót. Najcz ciej spotykamy si z sytuacj e
upakowanie składników nierównoziarnistych jest lepsze ni upakowanie składników
równoziarnistych. Upakowanie materiału decyduje wi c o porowato ci danej skały. W skałach ju
zlityfikowanych wi ksz lub mniejsz cz ć porów zajmuje spoiwo. W tym przypadku porowato ć
Zaokr glenie kraw dzi powstaje
wskutek ocierania si skały jest wypadkow nie tylko upakowania ale równie ilo ci i typu spoiwa.
ORIENTACJA
Jak wspominałem przy omawianiu struktur składniki skał osadowych które nie s izometryczne ale
posiadaj kształt wydłu ony lub spłaszczony mog w osadzie uło yć si w pewien
charakterystyczny sposób a dokładniej rzecz ujmuj c mog one wykazywać orientacj . Orientacja
taka wywołana jest przez osadzenie w wodzie płyn cej lub te wskutek ruchu falowego wody.
Znowu kłania si nam tutaj imbrykacja. Wyst powanie orientacji okre la nam tekstur danej
skały jako zorientowan , w przypadku braku orientacji mówimy o teksturze bezładnej. Odnosi si
to oczywi cie do ka dej osobnej warstwy i laminy, poniewa ka dy sedyment charakteryzuje si w
ko cu pewn orientacj składników.
ROZMIESZCZENIE
Poza orientacj przestrzenn jak mog wykazywać składniki skały, mog one być rozmieszczone
w pewnym porz dku np. pod wzgl dem wielko ci. Przykładem takiego
rozmieszczenia okruchów jest uziarnienie frakcjonalne (patrz rysunki).
Uziarnienie to charakteryzuje stopniowa zmiana wielko ci składników, w
przekrojach warstwy czy te laminy. Powstaje ono wskutek sedymentacji
materiału nierównoziarnistego, przy czym materiał bardziej grubo ziarnisty
wskutek wi kszego ci aru opada na dno szybciej ni składniki
drobnoziarniste. Warunkiem takiego uziarnienia jest oczywi cie brak
czynników modyfikuj cych pr dko ć opadania cz stek mineralnych. Cz sto
spotykane jest w ród osadów pr dów zawiesinowych. Na rysunkach
przedstawiono dwa ró ne modele uziarnienia frakcjonalnego, uzale nione
oczywi cie od materiału przyniesionego do sedymentacji. Uziarnienie
frakcjonalne jest dokładnym przeciwie stwem
uziarnienia jednorodnego. W wypadku tego uziarnienia nie obserwuje si
adnych stopniowych zmian frakcji w obr bie warstwy itp. Uziarnienie to
powstaje w przypadku kiedy materiał transportowany jest przy powierzchni
dna lub te kiedy materiał jest dobrze wyselekcjonowany.
Nast pnym wa nym elementem teksturalnym ale dotycz cym skał ju
zlityfikowanych jest SPOIWO zwane równie cementem.
Spoiwo jest składnikiem skały powoduj cym zwi zanie okruchów i ziarn i
TEKSTURY SKAA
OSADOWYCH
przekształcenie skały okruchowej lu nej w skał okruchow zwi zł . Zostaje
ono wytr cone chemicznie lub osadzone w wolnych przestrzeniach mi dzy
poszczególnymi okruchami. Cz sto w spoiwie spotykana jest pewna ilo ć
Cechy teksturalne skał osadowych oparte s na:
drobnego materiału pochodzenia detrytycznego o frakcji wyra nie mniejszej ni podstawowe
składniki okruchowe. Ten drobny materiał nazywany jest matriks i w przypadku jego obecno ci
sposobie upakowania okruchów i ziarn mineralnych
mówi si o spoiwie chemiczno - detrytycznym. Jedna z teorii mówi e w przypadku obecno ci
orientacji okruchów i ziarn mineralnych
matriks, w powstaniu skały udział brały pr dy zawiesinowe. Oczywi cie ilo ć spoiwa oraz materiału
rozmieszczeniu okruchów i ziarn mineralnych
okruchowego w danej skale mo e być ró na, cz sto zreszt w skale nie wyst puje tylko jeden
rodzaj spoiwa ale dwa czy te nawet trzy rodzaje. W poni szej tabeli przedstawiono najcz ciej
W przypadku skał zwi złych cechy te zale od wzajemnych proporcji spoiwa i składników
spotykane typy spoiw, przedstawiono substancje z których s one zbudowane oraz podano cechy
okruchowych. Na cechy te wpływ mo e mieć diageneza, szczególnie proces kompakcji
rozpoznawcze tych spoiw.
prowadz cy do ogólnego zmniejszenia obj to ci skały, oraz proces lityfikacji prowadz cy do
przemiany skały lu nej w zwi zł .
substancja
nazwa spoiwa cechy rozpoznawcze
tworz ca spoiwo
kalcyt wapniste burzy z HCl
UPAKOWANIE
kalcyt, ił margliste burzy z HCl - pozostaje osad
Upakowaniem nazywamy stopie przestrzennego zag szczenia składników okruchowych. W
przypadku szczelnego upakownia składników, pomi dzy nimi mało jest wolnej przestrzeni któr dolomit dolomityczne burzy z HCl po sproszkowaniu
17 18
19 20
tlenki i wodorotlenki Fe elaziste barwa czerwona lub brunatna Fragmenty skał piroklastycznych o
powoduje du twardo ć rozmiarach wi kszych ni 64 mm nazywane
krzemionka krzemionkowe
i zwi zło ć skały cz sto szklisty połysk
s blokami wulkanicznymi w przypadku
minerały ilaste ilaste mała zwi zło ć skały, rozmaka w wodzie
elementów kanciastych lub bombami
wulkanicznymi je li ich kształty s ju
zaokr glone. Najcz ciej bloki powstaj w
W ród cech teksturalnych wymienić nale ało by jeszcze warstwowanie które jest jedn z
podczas erupcji z ju zestalonego materiału
najistotniejszych cech skał osadowych
wulkanicznego, natomiast bomby
wulkaniczne s produktem powstałym ze
wie ej lawy której w czasie lotu zostaje
PRZEGL D SKAA
OSADOWYCH
nadany kształt charakteryzuj cy si
zaokr gleniem.
Ziarna piroklastyków o rozmiarach
Aby opisać szczegółowo skały osadowe wypadałoby abym zamie cił tutaj tyle danych e strona
mieszcz cych si w przedziale mi dzy 2 mm a 64 mm okre lamy jako lapille. Najcz ciej
wczytywałaby si sporo czasu. Ogranicz si wi c do informacji najbardziej niezb dnych chocia i
uwidaczniaj budow charakteryzuj c si wyst powaniem zakrzepłego szklistego materiału,
tak zajmie to sporo miejsca.
rzadziej powstaj z wcze niej skonsolidowanej lawy.
Jak ju wspomniałem w dziale o procesach osadotwórczych w ród skał osadowych wyró nić mo na
Materiał którego rozmiary nie przekraczaj 2 mm nazywany jest popiołem wulkanicznym.
cztery podstawowe grupy skalne:
Szczegółowy podział skał piroklastycznych przedstawiono w tabeli obok.
W ród tej grupy skalnej cz sto pojawia si poj cie tefry które ci gle jednak nie jest do ko ca
skały okruchowe
zdefiniowane. Według jednych s to nieskonsolidowane osady piroklastyczne, inni nazw t stosuj
skały ilaste
do osadów skonsolidowanych. W przypadku pierwszym to znaczy gdy słowo tefra rozumiemy jako
skały rezydualne czyli regolity
osad nieskonsolidowany, skał skonsolidowan jest tuf. W ród tufów w zale no ci od składników je
skały organogeniczne i chemiczne
buduj cych wyró nia si podstawowe trzy rodzaje:
SKAA
Y OKRUCHOWE
" tufy witroklastyczne w których dominuje szkliwo wulkaniczne
W grupie tych skał wyró niamy dwie mniejsze podgrupy:
" tufy krystaloklastyczne w których dominuj pojedyncze kryształy minerałów
" tufy litoklastyczne z dominuj cymi fragmentami skał wulkanicznych
skały piroklastyczne
skały terygeniczne
Ignimbryt jest natomiast skał piroklastyczn która powstała w wyniku wypadania materiałów
piroklastycznych z chmur erupcyjnych w których nast pnie doszło do spieczenia podczas depozycji
SKAA
Y PIROKLASTYCZNE
materiałów wchodz cych w skład ignimbrytu.
Dla mnie osobi cie skały piroklastyczne pomimo tego e cechuj si pewnymi cechami
Wszystkie wspomniane skały genez sw wi z procesami wulkanicznymi, ich transport ma
charakterystycznymi dla skał osadowych zaliczane powinny być do skał magmowych. W ko cu
miejsce tylko i wył cznie w rodowisku aerycznym (powietrznym). Je li materiał zło ony, zostanie
piroklastyki stanowi fragmenty skał wyrzuconych podczas erupcji wulkanicznych.
przetransportowany przykładowo w rodowisku wodnym, to zdeponowan skał która zawierać
Piroklastyki zbudowane s z:
b dzie od 25 do 75% materiału piroklastycznego (pozostał cz ć stanowi materiał osadowy)
nazywamy tufitem.
składników szklistych które nazywamy witroklastami
pojedynczych kryształów o kształtach idiomorficznych nazywanych krystaloklastami
SKAA
Y TERYGENICZNE
fragmentów wcze niej skonsolidowanych skał wulkanicznych nazywanych litoklastami
Skały te powstały w wyniku gromadzenia si produktów niszczenia starszych skał wszystkich typów
a wi c zarówno magmowych, metamorficznych jak i osadowych. Składaj si one z fragmentów
tych skał i z pojedynczych ziarn mineralnych. Skały terygeniczne s wynikiem wszystkich procesów
omówionych w ramach działu skały osadowe, i ich postać mo e przybierać ró ne formy w
zale no ci od formy wietrzenia, transportu, sedymentacji oraz diagenezy. W ród skał
terygenicznych wyró nić mo emy kilka klas skalnych które wydzielić mo emy na podstawie
wielko ci ziarn buduj cy te skały. Omawiać wi c po kolei b dziemy:
wiry i zlepie ce
gruzy i brekcje
piaski i piaskowce
muły i mułowce
WIRY I ZLEPIE CE
Skały te zawieraj wi cej ni 50% ziarn mineralnych lub okruchów skał o rednicy powy ej 2 mm.
Wi kszo ć ziarn w skałach tych reprezentowane jest przez składniki otoczone (zaokr glone). Skały
lu ne okre lane s jako wir natomiast skały które uległy cementacji nazywamy zlepie cem lub
te konglomeratem.
19 20
21 22
W przypadku gdy skały te składaj si głównie z otoczaków jednego rodzaju skały nazywamy je czemu mo emy je rozpoznać.
oligomiktycznymi, przy bardzo wyra nej przewadze monomiktycznymi. Je li otoczaki pochodz Zajmijmy si najpierw cechami poszczególnych składników osadów piaszczystych. Oczywi cie
z ró nych skał wówczas skały okre lamy jako polimiktyczne. Zlepie ce które nie maj dobrego pierwsza cecha która jest tak charakterystyczna e nale y o niej wspomnieć to kształt ziarn. Kształt
stopnia wysortowania okre la si jako ortokonglomeraty. Je li frakcje piaszczysto - ilaste ten zale y w du ej mierze od kształtu ziarna w pierwotnej skale. Czynnikiem kształtuj cym kształt
przewa aj w zlepie cu wówczas nazywany on jest parakonglomeratem. nast pnie jest transport jak równie procesy sedymentacji i diagenezy. Najbardziej pospolitym
Monomiktyczne wiry oraz zlepie ce zawieraj ce ziarna kwarcu wskazuj na długotrwały transport składnikiem osadów piaszczystych jest kwarc. Kształt ziarn kwarcu okre lony jest anizotropi ziarn
lub te na pochodzenie otoczaków z wcze niej powstałych wirów i zlepie ców. wiry polimiktyczne zwi zan ze zmniejszon cieralno ci kwarcu wzdłu osi krystalograficznej Z. Ziarna te wi c
pochodz z terenów o mało zró nicowanym składzie, nale y pami tać e skały takie jak wapienie, nieznacznie s wydłu one wzdłu tej osi. Skały które nie wykazuj adnego specjalnego
dolomity oraz skały magmowe zasadowe i ultrazasadowe wskutek działania wietrzenia chemicznego ukierunkowania (głównie skały magmowe) w efekcie daj głównie ziarna izometryczne, natomiast
i dezintegracji granularnej zostaj bardzo szybko zniszczone, powstaje z nich tylko ewentualnie skały metamorficzne w których charakter ukierunkowania jest silnie zaznaczony b d ulegały
frakcja drobnoklastyczna. Utwory wirowe i zlepie cowate wskazuj cz sto na osady morskie, dezintegracji podczas której ziarna jakie powstan w tym procesie b d nieznacznie jednak
powstałe wskutek działania pr dów zawiesinowych. Najbardziej charakterystyczn cech tych skał wydłu one. Tak oto mamy pierwszy problem z głowy, jeste my w stanie okre lać pochodzenie ziarn
jest powstawanie w czasie transgresji morskiej, nazywane s one wówczas zlepie cami w skałach piaszczystych. Oczywi cie nie jest to takie łatwe z prostej przyczyny. Ziarna które
podstawowymi. Składniki buduj ce takie formacje s najbardziej odpornymi skałami na przeszły ju kilkakrotnie procesy osadotwórcze mog wykazywać kształt izometryczny. Ale to mo e
niszczenie w danym rejonie. Najcz ciej znajdziemy w ród składników otoczaki kwarcu czy te tak bardzo nie martwi w ko cu mamy wówczas informacj e skała ta przechodziła to i owo a
krzemieni. wiry i zlepie ce powstaj ce w wyniku procesów dezintegracji w obszarach górskich przecie nie tylko kształt determinuje do podj cia decyzji. Niski stopie obtoczenia ziarn wskazuje
charakteryzuje obecno ć skał mniej odpornych w frakcji otoczaków, skałami tymi s przykładowo oczywi cie na krótki etap transportu. Piaski pochodz ce z transportu fluwioglacjalnego oraz osady
zarówno wapienie jak i ró nego rodzaju łupki łyszczykowe, stopie zaokr glenia poszczególnych morenowe charakteryzuj si słabym wysortowaniem a wła ciwie to wysortowania tego brak w
ziarn i okruchów jest na pewno słabszy ni w przypadku np. zlepie ców podstawowych. zupełno ci. We wszystkich rodowiskach w których medium no nym jest woda zmiany kształtu
Spoiwo zlepie ców cz sto ma charakter matriks, powstaj ce w wyniku działalno ci pr dów zachodz powoli w stosunku do takiego medium jakim jest wiatr. rodowisko eoliczne ma t cech
zawiesinowych lub te działalno ci l dowych potoków błotnych itp. W glanowe spoiwo w wypadku e zmiana kształtu ziarna i jego morfologii odbywa si szybko, poniewa brak tu jest pewnej
zlepie ców powstawało zapewne w rodowisku morskim, charakteryzuje cz sto w facji w glanowej chroni cej warstwy jak ma to miejsce w rodowisku wodnym. Poza tym ziarna tutaj cz ciej si ze
zlepie ce podstawowe. sob zderzaj ni w przypadku rodowiska wodnego. Ziarna w rodowisku eolicznym ulegaj
W ród zlepie ców wspomnieć jeszcze nale y o zlepie cach intraformacyjnych nazywanych matowieniu, rodowisko wodne powoduje e s błyszcz ce, natomiast obróbka lodowcowa
inaczej ródwarstwowymi. Cech wyró niaj c tak skał jest identyczny skład i wiek frakcji powoduje ich porysowanie. S to bardzo wyra ne cechy wskazuj ce na rodowisko w jakim osady
wirowej i masy piaszczysto - ilastej spełniaj cej rol spoiwa. Wszystkie inne zlepie ce zawieraj si tworzyły.
frakcj wirow starsz i o innym składzie ni spoiwo. Jedn z cech skał tej grupy jest obecno ć pewnych minerałów które wskazuj na intensywno ć
niszczenia transportu i sedymentacji. Przykładowo skalenie s minerałami które w czasie procesów
GRUZY I BREKCJE osadotwórczych dosyć szybko ulegaj niszczeniu, i mog si w ko cowym etapie tworzenia skały
Zbudowane s z kanciastych okruchów o rozmiarach wi kszych ni 2 mm. Gruzem nazywamy ju w składzie
osad lu ny zbudowany z takiego materiału, natomiast osad zwi zły nazywany jest brekcj . Skały
te powstaj w ró nych rodowiskach, ale charakterystyczna dla nich jest pochodzenie ze rodowisk
niestabilnych. Inn cech jest słabe wysortowanie a wła ciwie jego brak.
Brekcje morskie pojawiaj si jako wkładki w ród sedymentów piaszczystych na skłonach kordylier,
wykazuj c warstwowanie gradacyjne.
Brekcje kontynentalne mo na podzielić na kilka typów:
brekcje sedymentacyjne
brekcje tektoniczne
brekcje wulkaniczne
brekcje krystalizacyjne
Pierwszy typ powstaje mi dzy innymi na obszarze wybrze y klifowych, na obszarach
zlodowaconych jak równie w czasie podmorskich trz sie Ziemi. Typ drugi charakteryzuje si
zwi zkiem ze zjawiskami tektonicznymi i powstaje podczas ruchów tektonicznych. Najcz ciej
pojawia si w nich struktura kataklastyczna, scementowana CaCO3 lub SiO2. Brekcje wulkaniczne
powstaj w czasie eksplozji wulkanów, natomiast brekcja krystalizacyjna jest efektem nie tylko sił
mechanicznych ale równie procesów fizyko - chemicznych.
tej e nie pojawić. Kwarc natomiast jak ju wspomniałem jest składnikiem na tyle odpornym, e
zdarza si e w składzie skały osadowej pojawia si on jako jedyny składnik skały. Tak wi c
PIASKI I PIASKOWCE
ilo ciowy udział minerałów ró nych od krzemionkowych, jest wska nikiem oddziaływania procesów
Najcz ciej składaj si one z pojedynczych ziarn mineralnych ze zmienn domieszk okruchów
wietrzenia mechanicznego i chemicznego. Skład osadów zale y w du ej mierze od wielko ci
skalnych, skał drobno- i rednioziarnistych. Piaski które uległy procesowi cementacji okre lamy
poszczególnych ziaren mineralnych, jednocze nie udział fragmentów skał w składzie maleje wraz ze
oczywi cie jako piaskowce. Spoiwem najcz ciej s w glany oraz matriks. Rzadziej jest to
zmniejszaniem si frakcji.
krzemionka pod postaci opalu, chalcedonu lub kwarcu.
W ród najcz ciej wymienianych typów klasyfikacji tej grupy skalnej jest klasyfikacja Dotta
rodowisk w jakich powstawać mog osady piaszczyste jest bardzo wiele: morskie, rzeczne,
modyfikowana przez Pettijohna. Obok przedstawiony został diagram tej klasyfikacji, natomiast
jeziorne, fluwioglacjalne oraz eoliczne. Ka de z tych rodowisk tworzy swoiste cechy osadu dzi ki
poni ej scharakteryzuj poszczególne formacje wydzielone w tej klasyfikacji.
21 22
23 24
Osady mułowe powstaj w rodowiskach w których długotrwały transport umo liwia zró nicowanie
szarogłazy granulometryczne oraz selektywn sedymentacj .
Nazw t okre lano piaskowce wyst puj ce w górach Harcu. Piaskowiec taki bogaty jest w skalenie Less jest osadem granulometrycznie odpowiadaj cym klasie mułów. Less jest skał pochodzenia
oraz okruchy skalne. Charakterystyczne dla nich jest wyst powanie matriks które pełni rol spoiwa, eolicznego, zawieraj c głównie kwarc, w glany, skalenie i podrz dnie minerały ilaste i ci kie oraz
jako e czysto chemicznie spoiwo pojawia si tutaj bardzo rzadko. W ród tych skał spotykamy wodorotlenki elaza. Zawarto ć kwarcu waha si od 60 do 80%, natomiast w glanów od 10 do
cz sto warstwowanie gradacyjne. Wskazywało by to na mo liwo ć powstawania w pr dach 30%. W osadzie tym wskutek uruchomienia w glanów powstaj tak zwane kukiełki lessowe,
zawiesinowych, i rzeczywi cie tak jest (nie sugerujmy si tylko t kwesti bo oka e si e spora b d ce rodzajem konkrecji kalcytowych.
ilo ć skał powstawała w pr dach zawiesinowych :o). Wyst powanie w grubych ławicach jest drugim
dowodem genezy zwi zanej z pr dami zawiesinowymi. Zawarto ć skaleni w składzie skały sugeruje SKAA
Y ILASTE
natomiast e proces wietrzenia chemicznego był słabo zaznaczony. Skały ilaste zawieraj ponad 50% ziarn o rednicy mniejszej ni 0,002 mm, i ró ni si od innych
skał tym e zbudowane s praktycznie głównie ze zwietrzałych składników skał starszych. W swoim
arkozy, arkozowe i lityczne arenity składzie zawieraj głównie minerały ilaste do których nale : montmorillonity, kaolinit, illit,
Nazwa arkoza wprowadzona została dla piaskowców bogatych w skalenie wyst puj cych we Francji chloryty itp.
w Owernii. Bogate w skalenie, zawieraj ca kaolinit który powstaje ze skaleni, ze zmienn ilo ci Co do składu chemicznego skał ilastych to mo na wyrazić teori e s one mietniskiem wszystkich
okruchów skalnych. Arkozy charakteryzuje lepsze wysortowanie w stosunku do wak oraz mniejsza znanych pierwiastków, a to oczywi cie z powodu ich drobnej frakcji w której znajdziemy
ilo ć matriks. Arenity arkozowe powstaj wskutek dezintegracji skał granitoidowych, natomiast praktycznie wszystko. Jednocze nie nie zapominajmy e aby badać te skały posługiwać trzeba si
arenity lityczne pochodz ze skał łupkowych, wulkanicznych jak i osadowych. Osady te s szybko ju specjalnymi technikami, bezpo rednie obserwacje mikroskopowe nie wchodz tu ju w gr .
transportowane i deponowane, najcz ciej powstaj w rodowiskach okre lanych jako molasowe, Pozostaje rentgenografia, mikroskop skaningowy, metody termiczne czy te spektroskopowe.
czyli na przedpolu wyniesionych i szybko erodowanych masywów górskich. Wszystkie skały ilaste charakteryzuj si plastyczno ci która jest wynikiem obecno ci cienkiego
filmu wodnego wokół poszczególnych ziarn. Inn cech która utrudnia badania tej grupy skalnej
kwarcowe arenity i kwarcowe waki jest skłonno ć do tworzenia przez poszczególne ziarna agregatów składaj cych si z wielu
Głównym składnikiem jest kwarc, co wskazywać mo e na intensywne i długotrwałe procesy pojedynczych ziarn. Spójno ć agregatów jest na tyle silna e w czasie bada zachowuj si one
niszcz ce i transportowe. Najcz ciej osady te reprezentuj morza epikontynentalne. cz sto jak pojedyncze ziarna. Zdolno ć ta nazywana jest flokulacj . Podczas wzrastaj cego
ci nienia nadkładu, zachodz ce procesy doprowadzaj do "odpompowania" wody z iłów. Nast puje
MUA
Y I MUA
OWCE wówczas zanik plastyczno ci, zanik agregatów, oraz reorientacja blaszek minerałów. Niebawem
S skałami po rednimi mi dzy osadami piaszczystymi i ilastymi. Zaznaczone jest to w składzie przy odpowiednim ci nieniu i temperaturze nast puje rekrystalizacja minerałów z których z
zarówno granulometrycznym jak i mineralnym. budowana jest skała. Iły s skałami niescementowanymi, iłowce s scementowanymi iłami,
natomiast łupki ilaste s skałami scementowanymi o wyra nej oddzielno ci równoległej
najcz ciej do uwarstwienia. Oczywi cie omawiaj c skały ilaste wspomnieć trzeba o glinach. S
one utworami o zmiennym składzie granulometrycznym, najcz ciej zawieraj wszystkie frakcje,
brak jest jakiegokolwiek stopnia selekcji. W zale no ci od dominuj cych frakcji wyró nia si gliny
ilaste, piaszczyste, wirowe itp. Najcz ciej spotykane gliny maj zwi zek ze zlodowaceniami jakie
miały miejsca na terenie gdzie gliny s spotykane. Innym rodowiskiem w którym tworz si
utwory gliniaste, to zbocza górskie oraz sto ki napływowe, powstaj one tutaj wskutek ruchów
masowych.
SKAA
Y REZYDUALNE - REGOLITY
Skały te powstaj bez udziału fazy transportu, charakteryzuje wi c je brak warstwowania oraz
skład chemiczny wi cy je ze skałami macierzystymi. W tej grupie skalnej wyró nia si trzy grupy
charakterystyczne:
boksyty w składzie których dominuj minerały glinowe (gibbsyt, boehmit, diaspor)
lateryty w składzie dominuj minerały zawieraj ce elazo (goethyt, lepidokrokit, hematyt).
Barwa ich jest czerwonobrunatna, brunatno ółta,
terra rossa w której dominuj uwodnione tlenki Fe oraz Al i w mniejszych ilo ciach Mn, w
Skały piaszczyste zawieraj niewielk ilo ć minerałów pakietowych w przeciwie stwie do skał
ró nych proporcjach wyst puj tu równie minerały krzemianowe i glinokrzemianowe jako
ilastych w których takie składniki jak kwarc, skalenie i okruchy skalne nie stanowi składników
składniki które przetrwały procesy rozkładu skały. Terra rossa jest produktem działalno ci
głównych ale podrz dne.
wody na wapienie i dolomity. Woda usuwa fazy w glanowe i powstaje nagromadzenie faz
Muły zwane mułkami stanowi niescementowane osady frakcji omawianej, natomiast mułowce
mineralnych odpornych na działanie wody.
s osadami które ju uległy cementacji. W ród składników skał mułowych wymienić nale y kwarc,
skalenie, okruchy skał, w glany, łyszczyki oraz podrz dnie minerały ilaste. Na diagramie obok
Procesy wietrzenia skał i skład utworów rezydualnych zale y od warunków fizycznych i
przedstawiono klasyfikacj szczegółow skał drobnoziarnistych. Skład mineralny i chemiczny
chemicznych rodowiska o czym ju wiemy. Oczywi cie wietrzenie doprowadza na terenach które
zmienia si wraz ze składem granulometrycznym.
mog mu ulegać do powstania gleb typu laterytowego i boksytowego. Skały wymienione w tej
Muły osadzaj si najcz ciej w rodowisku morskim, pomi dzy stref gromadzenia si piasków a
grupie, w przypadku ich znalezienia w danych okresach historii Ziemi, uwa ane s za wska nik
iłów. rodowisko to charakteryzuje si mał ruchliwo ci wody. Drugim rodowiskiem gdzie
paleoklimatycznych warunków.
gromadz si muły s rzeki i jeziora.
23 24
25 26
SKAA
Y ORGANOGENICZNE I CHEMICZNE wskutek rekrystalizacji chalcedonu powstaj yłki kwarcu przecinaj ce skał w ró nych
Skały tej grupy powstaj w wyniku nagromadzenia si szcz tków organizmów zwierz cych i kierunkach. Substancja organiczna znajduj ca si w lidytach, jest substancj w glist o
ro linnych oraz wskutek ró norakich procesów chemicznych. W grupie tej wyró niamy kilka klas wysokim stopniu uw glenia.
skalnych:
W ród skał krzemionkowych pochodzenia chemicznego wymienić mo na:
skały krzemionkowe
skały w glanowe
" rogowce składaj ce si z niedetrytycznego kwarcu i chalcedonu. Przełom tych skał jest
skały elaziste i manganowe
muszlowy, połysk szklisty do woskowego. Barwa jest ró na najcz ciej czerwonobrunatna,
skały solne (ewaporaty)
czerwona lub czarna. Skały te tworz warstwy w osadach.
skały fosforanowe
" porcelanity b d ce skałami dosyć ró nymi poniewa t nazw obejmowane s skały
skały organiczne
powstałe z:
o osadów ilastych które po ród pokładów w gla wskutek po arów uległy
SKAA
Y KRZEMIONKOWE skrzemionkowaniu (jaspis porcelanowy)
Charakterystycznym składnikiem skał krzemionkowych jest opal bezpostaciowy lub o nazywane s t nazw jasno zabarwione czerty zło one głównie z krystobalitu i
submikroskopowo krystaliczny krystobalit agregatowy, który zawiera do 9% H2O. trydymitu, b d ce skałami kryptokrystalicznymi.
Skały krzemionkowe pochodzenia organicznego, zbudowane s z okrzemek czyli morskich i o nazwa ta obejmuje równie skrzemionkowany popiół wulkaniczny.
słodkowodnych alg, radiolarii pochodzenia morskiego i g bek najcz ciej równie pochodzenia " martwice i gejzeryty tworz ce si równie współcze nie przede wszystkim na obszarach
morskiego. W ród skał tego typu wymienić mo emy: obj tych działalno ci wulkaniczn . Skały te odznaczaj si jasnym zabarwieniem -
jasnoszarym, białawym i zielonkawym. Głównym składnikiem gejzerytów jest opal który
szybko przekrystalizowuje w chalcedon. Lokalnie gejzeryty zawieraj szcz tki ro lin lub
ziemie okrzemkowe - b d ce nieskonsolidowanym osadem oraz diatomity b d ce
zwierz t. Martwice charakteryzuj si wi ksz zawarto ci szcz tków ro linnych w swoim
osadem skonsolidowanym. Zbudowane s te skały oczywi cie z okrzemek. W chwili obecnej
składzie. Najcz ciej s to skały porowate.
osady okrzemkowe (muły okrzemkowe) tworz si w rejonach Antarktydy i Arktyki
" krzemienie i czerty uwa ane za produkty diagenetycznych procesów które doprowadzaj
otaczaj c pasem osadów te rejony. Diatomity charakteryzuj si wyst powaniem opalu
do uruchomienia SiO2. Obydwie formy s konkrecjami krzemionkowymi ró ni cymi si
jako spoiwa, który w czasie dalszych procesów diagenetycznych przechodzi w chalcedon a
wykształceniem. Krzemie jest konkrecj która posiada zmienny kształt a kontury
nast pnie w kwarc. Diatomit jest skał lekk i porowat . Poza okrzemkami mog w niej
megaskopowo wyra nie odcinaj si od otaczaj cej skały, zewn trzna strefa jest jasna
wyst pować szcz tki radiolarii g bek oraz minerały ilaste i glaukonit. Diatomity znamy
j dro natomiast ciemne. W przypadku czertu, kontury s nieostre, barwa jest szara
tylko z kenozoiku.
zbli ona barw do skały otaczaj cej, składniki zarówno konkrecji jak i samej skały
muły i iły radiolarytowe b d ce skał lu n oraz radiolaryty które s ju skał zwi zł .
nawzajem si przenikaj . Skały te cz sto spotykane s w osadach w glanowych, co jest
Muły i iły najcz ciej maj barw czerwonobrunatn i obecnie zajmuj olbrzymie obszary
dowodem w drówki SiO2, wypierania i w ko cu krystalizacji konkrecji.
tworz c si współcze nie na Oceanie Spokojnym. W obecnych osadach znajduje si do 70%
szkieletów radiolarii, natomiast zwi zła skała - radiolaryt charakteryzuje si cz sto składem
czysto radiolariowym. Radiolaryt najcz ciej ma barw zielon , ółtawoszar , SKAA
Y W GLANOWE
czerwonobrunatn . Charakteryzuje si du zwi zło ci oraz muszlowym przełamem. Skały Ten dział mo e być naprawd obszerny... Ró norodno ci skał w glanowych i ich problematyce do
te tworz si najcz ciej na du ych gł boko ciach chocia znamy te radiolaryty powstałe chwili obecnej po wi cono wiele opracowa . Spróbuje to stre cić w kilku słowach ;o)
w strefach płytkowodnych, znajdywane s równie w obszarach ofiolitowych po ród skał Jest to grupa skał powstałych w wyniku procesów zarówno chemicznych, biochemicznych jak i
magmowych. Struktura radiolarytów zmienia si z czasem, w skałach niezdeformowanych mechanicznych. Po skałach piaszczystych i ilastych stanowi one grup najbardziej
przekroje radiolarii s koliste, natomiast wraz ze wzrostem łupkowato ci skały staj si rozpowszechnionych skał osadowych. Powstawać mog wskutek:
coraz bardziej elipsoidalne.
muły spikulowe oraz spongiolity. Muły spikulowe b d ce osadem nieskonsolidowanym
wytr cania si z przesyconych roztworów wodnych
zbudowane s ze spikul czyli pojedynczych igieł g bek i spotykane prawie we wszystkich
gromadzenia si szcz tków organicznych zbudowanych z w glanów
typach rodowisk morskich i słodkowodnych. Spongiolity jako skały zwi złe zbudowane s z
dopływu rozdrobnionego materiału detrytycznego pochodz cego ze starszych skał
igieł g bek oraz spoiwa opalowo - chalcedonowego. Poza tymi składnikami w spongiolicie
w glanowych
mog si pojawić skupienia kalcytu oraz kwarcu pochodzenia detrytycznego oraz minerałów
ilastych i skaleni. Pierwotna struktura skał cz sto zatarta jest rekrystalizacj opalu lub
Głównymi składnikami buduj cymi skały w glanowe s : kalcyt, aragonit, dolomit i rzadziej syderyt.
chalcedonu. Spongiolity cz sto tworz przej cia do skały zwanej gez . Skały te b d ce
Poza nimi pojawiaj si minerały ilaste, kwarc, opal, chalcedon, fosforany, siarczki, tlenki Fe i Mn.
skałami porowatymi i lekkimi charakteryzuje wi ksza zawarto ć minerałów detrytycznych,
Skały w glanowe nie powstaj na gł boko ciach wi kszych ni około 5000 metrów, a to wskutek
radiolarii oraz w glanów. Gezy uwa ane s za skały przybrze ne.
rozpuszczania si w glanów w stosunku wi kszym ni ich krystalizacja. Gł boko ć na jakiej to
opoki b d ce skałami b d ce w zasadzie cz sto zaliczane do skał w glanowych. Zawieraj
zjawisko si pojawia nazywana jest gł boko ci kompensacji w glanów.
jednak spore ilo ci autogenicznej krzemionki pochodzenia organicznego. Głównym
Klasyfikacja skał w glanowych jest dosyć trudna, wiele osób definiowało własne klasyfikacje i
składnikiem jest drobnopelityczny w glan, kryptokrystaliczna krzemionka oraz kwarc
generalnie w klasyfikacji skał w glanowych panował chaos. Najpro ciej oczywi cie jest
detrytyczny. Podrz dnie pojawiaj si minerały ilaste oraz siarczki elaza tworz ce
makroskopowo obejrzeć skał i przyporz dkować jej nazw . Uwzgl dniać nale y tutaj wielko ć
konkrecje. Zawarto ć w glanów mo e dochodzić do 75% jednak cz sto w glan zostaje
ziarn skały i stopie jej diagenezy. Wyró nimy tutaj:
wyługowany i powstaje wówczas opoka lekka. Najcz ciej spoiwem jest opal.
lidyt jest skał barwy czarnej, skryto- lub bardzo drobno krystaliczn . Głównie wyst puje
muły b d ce skałami lu nymi, składaj cymi si z drobnych ziarn w glanów,
w skałach tych chalcedon oraz substancja organiczna i cz sto piryt. Zawarto ć minerałów
kredy b d ce mułami bardzo słabo zrekrystalizowanymi, kruchymi, mi kkimi, porowatymi,
ilastych oraz składników piroklastycznych powoduje warstwowanie. Podczas diagenezy,
wapienie stanowi ce zrekrystalizowan mas kredow ,
25 26
27 28
marmury b d ce grubokrystalicznymi, całkowicie zrekrystalizowanymi, masywnymi innych miejsc. Organizmy które zmarły i pozostały na miejscu tworz ró ne typy skał ale
skałami b d ce ju skałami metamorficznymi. najbardziej znana form s chyba rafy i powstaj ce w tej strefie wapienie rafowe. Rozwijaj si
one w morzach szelfowych i mog tworzyć formy soczewkowate zwane biohermami lub te
warstwowe zwane biostromami. W ród wapieni organogenicznych istotn pozycj zajmuj
Aby dokładniej klasyfikować skały bo przecie taka klasyfikacja jest nieco mało szczegółowa
wapienie otwornicowe które zbudowane s głównie ze szkieletów wapiennych otwornic.
nale ało by wzi ć pod uwag cechy jako ciowe buduj cych skał składników oraz ich ilo ciowe
Wyró nić mo na tutaj znów kilka rodzajów wapieni w zale no ci od gatunku czy te rodzaju
zawarto ci. Elementy strukturalne jakie mo na brać pod uwag to:
otwornic, przykładem mog być wapienie numulitowe zło one z otwornic Nummulites.
Kreda pisz ca jest skał wapienn zawieraj c głównie kalcyt do 95% lub wr cz do 100%.
pojedyncze ziarna mineralne lub ich agregaty czyli izoklasty, agregaklasty, litoklasty,
Zawiera ona drobne otwornice z dominuj cymi kokolitami. W skale tej wyst puj podrz dne ilo ci
bioklasty oraz ooklasty. Stanowi one cz ć szkieletow skały.
składników ilastych, glaukonit i pojedyncze ziarna kwarcu. Osady te tworz si w ciepłych morzach
spoiwo które cz sto w skałach drobnoziarnistych jest nierozdzielalne wzgl dem głównej
epikontynentalnych gdzie gł boko ć nie przekracza paruset metrów.
masy skalnej.
Kreda ł kowa lub kreda jeziorna s skałami których powstanie wi zać nale y z okresowymi
pory skalne
migracjami wody w ró nych poziomach glebowych, zmiana warunków czyli pH i Eh doprowadza do
wytr cenia CaCO3. Powstaj wówczas czasami spore pokłady tych skał.
Dla klasyfikacji bior cej pod uwag wielko ć poszczególnych składników (wg Folka) wydzielono
Stromatolity s cienko laminowanymi skałami utworzonymi przez w glanowe algi. Laminy
cztery rodzaje nazw które przyporz dkowane mog zostać ka dej skale w glanowej:
najcz ciej uło one s poziomo rzadziej fali cie czy te kolumnowo. Równoległe do laminacji
przekroje ukazuj budow koncentryczn . Najcz ciej skały te zbudowane s z kalcytu który cz sto
rudyty o ziarnach wi kszych ni 1mm
zast piony jest wtórnie jest dolomitem.
arenity o ziarnach w przedziale wielko ci mi dzy 1 mm a 0,062 mm
lutyty gdzie ziarna zawarte s poni ej 0,062 mm
sparyty rednica ziarn wi ksza ni 0,010 mm
mikryty ziarna s mniejsze ni 0,004 mm
W zale no ci czy składnikiem skały jest kalcyt czy te dolomit do tej nazwy dodajemy przedrostek
kalka- lub dolo-, czyli kalkarudyty, dolosparyty itd.
Wapienie mikrogranularne s skałami utworzonymi z ziarn mniejszych od 20 mikrometrów.
Masa skalna utworzona jest w wi kszo ci przypadków przez autogeniczne ziarna kalcytu spajaj ce
kalcytowe ziarna pochodzenia detrytycznego. Cz ć ziarn detrytycznych mo e ulec rekrystalizacji.
W skałach tych cz sto spotka si rozrzucone w masie skalnej drobne ziarna pirytu które wskazuj
na słabe przewietrzanie zbiornika podczas sedymentacji. Skały osadzone w morzach gł bszych
charakteryzuj si warstwowaniem równoległym natomiast skały osadzane w zbiornikach płytszych
czy te nawet jeziorach posiadaj warstwowanie nieregularne cz sto przek tne.
Wapienie gruzełkowate przy ogl dzinach wst pnych wydaj si konglomeratem wirów o
ró nych rozmiarach. Zbudowane s one z drobnych konkrecji wapieni mikrogranularnych tkwi cych
w podobnie wykształconej masie skalnej zawieraj cej sporo składników ilastych. S to wi c
wapienie ilaste, powstałe wskutek krystalizacji kalcytu wokół zarodków jakimi s tutaj drobiny
ilaste. Konkrecje s najcz ciej nieco ja niejsze ni tło skalne. wapienie te tworz si w strefie
wyniesie stoków podmorskich, kordylier i na brzegowych skłonach basenów geosynklinalnych.
Powstanie ich wi e si z rozwojem tak zwanych mat glonowych. S to skały zbudowane z
Wapienie oolitowe zbudowane s z drobnych utworów o charakterze kulek, kuleczki te składaj
organizmów uwa anych za najstarsze formy na naszej planecie, charakterystyczne dla okresu
si z j dra oraz koncentrycznie warstwowanej otoczki i nazywane s oolitami. Wapienie oolitowe
prekambru.
buduj pojedyncze ziarna kwarcu, fragmenty szkieletów organizmów i agregaty drobnoziarnistego
Skały w glanowe cz sto zawieraj zmienne ilo ci składników detrytycznych nale cych głównie do
kalcytu. Koncentryczne warstwy zbudowane s natomiast z drobnogranularnego kalcytu. Wapienie
frakcji piaszczystej lub ilastej. Z tego wzgl du wyró nia si wiele skał przej ciowych mi dzy
te tworz si współcze nie w ciepłych, ruchliwych morzach. Mog równie wapienie oolitowe
skałami terygenicznymi piaszczystymi, ilastymi a w glanowymi. Główn pozycje zajmuj tu
powstawać w rodowisku jeziornym. Przy ciepłych ródłach oraz w jaskiniach spotykane s formy
margle. Skały te zbudowane s z w glanów, minerałów ilastych oraz ziarn piasku wyst puj cych w
oolitowe wi kszych rozmiarów nazywane pizolitami.
podobnych ilo ciach. Obok na diagramie przedstawiono w miar szczegółowy podział skał
Wapienie wirowe lub zlepie cowate s utworami mórz epikontynentalnych, powstaj w
w glanowych zawieraj cych ró ne domieszki.
bardzo ruchliwym rodowisku. Powstaj przy wybrze ach zbudowanych ze skał wapiennych,
Skałami w glanowymi których pozycja w tej grupie skalnej jest równie du a s dolomity. Skały
wskutek niszcz cej działalno ci wód morskich na takie wybrze e. Obserwować mo na czasami
te zbudowane s z minerału dolomitu - w glanu wapnia i magnezu - CaMg(CO3)2. Stosowane s
ci głe przej cia do brekcji wapiennych je li erozja i akumulacja nie doprowadza do obtoczenia
ró ne klasyfikacje skał dolomitowych. Cz sto podaje si nast puj cy podział:
fragmentów skał.
Martwice s skałami tworz cymi si w miejscach gdzie wypływa woda bogata w w glan wapnia
wapienie o zawarto ci do 5% dolomitu
przy zało eniu e woda ta jest ciepła. Najcz ciej martwice s porowate i zło one głównie z
wapienie magnezowe zawieraj ce od 5% do 10% dolomitu
aragonitu, cz sto zawieraj dobrze zachowane szcz tki ro linne które porastaj obszary przyległe
wapienie dolomityczne zawieraj ce mi dzy 10 a 50% dolomitu
do ródeł. Starsze martwice podlegaj c rekrystalizacji przechodz w trawertyny których
dolomity wapienne zawieraj ce od 50 do 90% dolomitu
składnikiem jest ju głównie kalcyt.
dolomity zawieraj ce ponad 90% CaMg(CO3)2
Wapienie organogeniczne powstaj wskutek akumulacji na dnie szcz tków obumarłych
organizmów yj cych na dnie lub te organizmów których szcz tki zostały przetransportowane z
27 28
29 30
W wapieniach magnezowych sam minerał nie jest widoczny, pierwiastek Mg jest ukryty w składzie równie zaliczyć glaukonityty zbudowane głównie z glaukonitu. Skały te powstaj na
kalcytu podstawiaj c cz ciowo Ca. Procesy zwi zane z powstawaniem skał dolomitowych s obszarach szelfowych, tam gdzie mam miejsce halmyroliza. W ród tej grupy skalnej
zrozumiałe, jednak cz sto trudno jest stwierdzić w jaki sposób dana skała powstała. Co to oznacza? spotykane s równie skały o charakterze oolitowym.
Okazuje si e skały dolomitowe mog powstać w wyniku bezpo redniej depozycji czy te siarczkowe skały elaziste - składaj ce si głównie z pirytu i markasytu oraz melnikowitu
krystalizacji dolomitu lub w wyniku pó niejszych procesów zwanych dolomityzacj . Proces czyli skrytokrystalicznej postaci pirytu. Najcz ciej tworz skupienia soczewkowate lub
dolomityzacji polega na zast powaniu kalcytu przez minerał dolomit efektem czego jest skała wyst puj pod postaci konkrecji w osadach ilastych i w glanowych, w których stwierdzić
dolomityczna. Dolomity które tworz si w wyniku bezpo redniego wytr cania nazywane s mo na du e bogactwo substancji organicznej. Aby skały te powstały rodowisko musi
dolomitami pierwotnymi. S one drobnoziarniste, b d c jednocze nie równoziarnistymi skałami redukcyjny charakter, czyli zwi zane jest to wła nie z wyst powaniem du ej ilo ci
które kontaktuj cz sto ze skałami solnymi. Dolomity pierwotne nazywane s dolomitami substancji organicznej.
syngenetycznymi w przeciwie stwie do dolomitów epigenetycznych. Ten drugi typ dolomitów fosforanowe skały elaziste - zawieraj ce w swoim składzie jako główny minerał wiwianit
posiada struktury grubo- i nierównoziarniste i zawiera pierwotne relikty składników wapiennych. czyli fosforan Fe. Skały te tworz si w rodowisku o niskim Eh, rzadko tworz wi ksze
Geneza skał tego typu zwi zana jest z procesami metasomatycznymi które zachodz ju po nagromadzenia i najcz ciej spotkane s w rudach darniowych oraz torfach.
zło eniu i najcz ciej cz ciowej lityfikacji skały. Kolejna grupa to dolomity diagenetyczne które
tworz si w wyniku przemian diagenetycznych osadów wapiennych. Ostatni grup stanowi
Skały manganowe s mniej rozpowszechnione ni skały elaziste. Tworz si dalej od brzegu i na
dolomity detrytyczne zło one jak sama nazwa tych skał wskazuje ze składników detrytycznych
wi kszych gł boko ciach ni poprzednicy. Spotykane struktury maj równie charakter oolitowy,
dolomitów utworzonych wcze niej.
pizolitowy czy te konkrecyjny. Tlenkowe skały manganowe najcz ciej maj barw czarn ,
w glanowe s bezbarwne, ró owe lub czerwone, barwa ta jest wynikiem barwy rodochrozytu czyli
SKAA
Y ELAZISTE I MANGANOWE
w glanu Mn obecnego w tych skałach. Pospolite s konkrecje manganowe zwłaszcza e tworz
Omówienie skał tej grupy zaczniemy od skał elazistych, pó niej scharakteryzuje skały
si one równie w naszych obecnych czasach na dnach gł bokich oceanów. Zbudowane s głównie
manganowe.
z wodorotlenków Mn i Fe z towarzysz cymi drobnopelitycznymi minerałami ilastymi i kwarcem.
Skałami elazistymi okre lamy skały które zawieraj wi cej pierwiastka Fe ni przeci tna zwarto ć
Zawieraj cał gam pierwiastków ciekawych z punktu widzenia gospodarczego, z tego powodu s
tego pierwiastka w skałach osadowych. W czasie wietrzenia Fe podobnie jak i Mn uwalniane s i
one obecnie obiektem du ego zainteresowania.
transportowane głównie przez wody w postaci koloidalnych ró nego rodzaju wodzianów, rzadziej
natomiast transport odbywa si w postaci wła ciwych roztworów. elazo łatwiej utlenia si ni
SKAA
Y SOLNE (EWAPORATY)
mangan, jednocze nie zwi zki Fe s trudniej rozpuszczalne ni zwi zki Mn dlatego te zwi zki Fe
S to skały utworzone w wyniku krystalizacji łatwo rozpuszczalnych soli - głównie chlorków,
szybciej ulegaj wytr ceniu, podczas gdy zwi zki Mn pozostaj dalej transportowane. W zale no ci
siarczanów, azotanów i boranów pierwiastków alkalicznych i pierwiastków ziem alkalicznych. Skały
od charakteru rodowiska powstawać b d ró ne minerały i tak:
te tworz cz sto ogromne pokłady, których powstanie zwi zane jest z izolowanymi basenami
w rodowisku utleniaj cym powstaj takie minerały jak: goethyt, hematyt.
wodnymi oraz z silnym parowaniem. Innym miejscem gdzie skały te powstaj s obszary pustynne
w rodowisku redukcyjnym powstaj natomiast: piryt, markasyt, syderyt, chloryty.
suche, tutaj geneza skał wi zana jest z jeziorami okresowymi ale nie tylko. Azotany krystalizuj w
W ród skał elazistych wyró nić mo na nast puj ce grupy:
klimacie o skrajnie suchych warunkach.
Z wa niejszych minerałów ewaporatowych wymienić nale y:
w glanowe skały elaziste - zło one głównie z syderytu któremu towarzysz siarczki Fe,
szamozyt, w glany Ca i Mg oraz fosforany. Skały te tworz ci głe ławice a tak e cz sto gips CaSO4* H2O halit NaCl
wyst puj w postaci soczewek i konkrecji (sferosyderytów). W ród skał tego typu
anhydryt CaSO4 kizeryt MgSO4*H2O
pojawiaj si równie skały zło one ze szcz tków organizmów w których dominuj cym
bischofit MgCl2*6 H2O polihalit K2MgCa2(SO4)*2 H2O
składnikiem jest w glan Fe czyli syderyt. Okre lane s one nazw muszlowców
boracyt Mg3[Cl/B7O13] epsomit MgSO4* 7(H2O)
syderytowych. Skały elaziste powstaj jako utwory pierwotne jak i równie w wyniku
boraks Na2[B4O5(OH)]* 8H2O mirabilit Na2[SO4]* 10H2O
procesów diagenetycznych pierwotnych osadów ilastych lub krzemionkowych wskutek
sylwin KCl trona Na3H[CO3]2* 2H2O
zast powania pierwotnych składników elazem o charakterze allogenicznym. Syderyty
ilaste jak sama nazwa wskazuje s skałami w składzie których obecne s minerały ilaste.
tlenkowe skały elaziste - wyst puj ce najcz ciej w drobnych skupieniach, rzadko
Wzorcowa krystalizacja ewaporatowa ma nast puj cy przebieg:
charakteryzuj ce si du ym rozprzestrzenieniem i mi szo ci , zbudowane s z goethytu,
hematytu, maghemitu, magnetytu oraz z drobnych ilo ci kwarcu, minerałów ilastych oraz
" najpierw krystalizuje kalcyt
nie rzadko z tlenków Mn. W ród skał tego typu spotykane s cz sto owalne lub kuliste
" nast pnie dolomit
skupienia ró nych minerałów o rednicy do kilku milimetrów nazywane strukturami
" pó niej siarczany takie jak gips czy anhydryt i inne
bobowymi. Znajdowane s równie skupienie o budowie koncentrycznej czyli posiadaj ca
" nast pnie halit
budow oolitow lub pizolitow . Skały elaziste tlenkowe okre lane s mianem elaziaków
" na ko cu sole potasowe
lub elaziaków brunatnych. Skały lu ne o charakterze piaszczystym okre lane s jako
piaski elaziste. Geneza elaziaków wi e si z warunkami kontynentalnymi oraz
Jak napisałem jest to wzorcowy przebieg procesu, poniewa w warunkach naturalnych zostaje on
morskimi zwi zanymi ze stref litoraln . Cz sto spotykan form s rudy darniowe, rudy
zaburzony, przykładowo przez dopływ wie ych wód na terytorium ewaporacji co zmienia st enia
bagienne, czy te rudy jeziorne, których genez wi zać mo na z wytr caniem si Fe
składników zawartych w wodach i jednocze nie powoduje wspomniane wcze niej zmiany kolejno ci
podczas zmian pH i Eh w czasie transportu.
krystalizacji. Tworzenie si formacji solnych zwi zane jest z ko cowym stadium orogenezy.
krzemianowe skały elaziste - zawieraj ce w swoim składzie chloryty takie jak: szamozyt,
Praktycznie wszystkie wi ksze nagromadzenia si skał solnych zwi zane s z zapadliskami
turyngit i inne. Chloryty tworz skupienia oolityczne lub te wyst puj gniazdowo i jako
przedgórskimi.
pojedyncze osobniki w drobnoziarnistej masie skalnej. W skład masy skalnej wchodz
Nazwy skał ewaporatowch s w sumie pochodn składników z jakich skały s zbudowane. Mamy
minerały ilaste oraz kwarc. Pobocznym składnikiem jest syderyt. Do tej grupy skał nale y
wi c halityty, anhydrytyty, karnalityty itd. Skały polimineralne nazwy swe bior od poł czenie nazw
29 30
31 32
Osobn grup stanowi skała któr jak wspomniałem trudno ze skał kojarzyć a mianowicie ropa
minerałów z których si składaj czyli: anhydryto - halityt itd.
naftowa. Jest ona mieszanin w glowodorów, w której wyst puje zarówno faza ciekła, gazowa jak i
stała. W składzie dominuj w glowodory o składzie parafin, naftenów i ró nych zwi zków
SKAA
Y FOSFORANOWE
aromatycznych. W miar pogr ania si ropy naftowej oddzielaj si od niej bardziej lotne frakcje z
Najcz ciej nazywane fosforytami. Powstanie tych skał wi e si z wytr caniem P z wód morskich
których tworzy si gaz ziemny. W czasie ró nicowania si składników ropy, stałe składniki składaj
co ma miejsce przy pH wi kszym ni 8. Inn genez mog mieć skały które powstaj wskutek
si na powstanie skał zwanych ozokerytami.
gromadzenia si koprolitów czyli ekskrementów oraz kopalnych ko ci. Najbardziej znanym typem
takiej skały jest guano pochodz ce z akumulacji ptasich oraz nietoperzowych odchodów. Głównym
składnikiem fosforytów jest kolofanit b d cy odmian apatytu o wykształceniu
kryptokrystalicznym. Fosforyty tworz czarne buły o rednicach do kilkunastu centymetrów których
powierzchnie s wygładzone i błyszcz ce. Spotkane s w osadach ilastych, ilasto - marglistych,
wapiennych i piaszczystych. Najcz ciej składnikami ich s ziarna kwarcu i glaukonitu spojone
kolofanitem lub te skały wapienne impregnowane przez ten minerał. W przypadku guana
pierwotne składniki takie jak okasmit czy sterkoryt przechodz podczas diagenezy w monetyt i
Skały osadowe powstaj w wyniku procesów zachodz cych na powierzchni ziemi, które prowadz
whitlockit by zako czyć sw ewolucje na apatycie, głównie fluorowym.
do rozpadu ju istniej cych skał. S to nast puj ce procesy:
SKAA
Y ORGANICZNE
" Wietrzenie
Skały tej grupy jako cech wyró niaj c zawieraj w swym składzie du ilo ć zwi zków
" Erozja
organicznych, których głównym składnikiem jest w giel. Substancja organiczna w znaczeniu
" Transport
petrograficznym oznacza twór powstały z cz stek pochodz cych wprost lub po rednio z ywych " Sedymentacja
cz ci ciała organizmów zwierz cych lub ro linnych. Składowymi cz stek organicznych s głównie " Diageneza
pierwiastki takie jak: w giel, wodór, tlen, azot, siarka. W wyniku procesów diagenetycznych
powstaj w glowodory, które s wynikiem kilku etapów diagenezy organicznej. W rodowisku Wietrzenie polega na rozpadzie skał i minerałów pod wpływem niszcz cych fizycznych i
beztlenowym z 'organizmów ywych' powstaje substancja zwana kerogenem. Natomiast procesy chemicznych procesów zachodz cych na powierzchni ziemi. Wyró nia si dwa rodzaje wietrzenia:
geochemiczne a nie biochemiczne prowadz do wy ej wymienionych w glowodorów. Wraz z
pogr aniem si na coraz wi ksze gł boko ci osadów a co z tym zwi zane wzrostem temperatury i Wietrzenie fizyczne polega na mechanicznym rozpadzie (dezintegracji) skały na mniejsze
ci nienia nast puj coraz wi ksze zmiany substancji organicznej. Nast puje wzrost zawarto ci okruchy pod wpływem zmian temperatury (rocznych, sezonowych czy dobowych) pot gowanych przez
insolacj (wpływ sło ca na skały znajduj ce si na powierzchni) i ci nienia wody oraz lodu w
pierwiastka w gla a do powstania grafitu czyli czystego pierwiastka C. L ejsze w glowodory
skałach. Przykłady wietrzenia fizycznego dezintegracja granularna czy eksfoliacja.
oddzielaj c si migruj i tworz skały które przez wi kszo ć ludzi nie s uznawane za skały. Chodzi
oczywi cie o rop naftow i gaz ziemny. Przyjrzyjmy si nieco szczegółowiej ewolucji skał
Chemiczne polega na chemicznej dezintegracji skały przy udziale wody (atmosferycznej,
organicznych.
powierzchniowej oraz gruntowej) i zawartych w niej substancji. Przykłady wietrzenia chemicznego
Pocz tek jest bardzo prosty. Szcz tki ro linne generowane w danym miejscu tworz torfy. S to
utlenianie, uwodnienie, karbonatyzacja, hydroliza.
skały porowate w których rozró nianie poszczególnych cz ci ro lin nie przysparza adnych
kłopotów. Torf zawiera do 75% wody, obecna jest w nim zarówno celuloza jak i lignina. Z nich to
Wietrzenie fizyczne prowadzi głównie do zwi kszenia powierzchni skały, na któr nast pnie mo e
pó niej tworz si zwi zki humusowe. W miar pogr ania si takiego osadu, rodowisko zmienia
oddziaływać woda wraz z rozpuszczonymi w niej substancjami w procesie wietrzenia chemicznego.
charakter z utleniaj cego na redukuj ce. Cz sto wówczas zanikaj pierwotne struktury ro linne.
Rozkładowi podlega wówczas celuloza, wzrasta natomiast ilo ć ligniny, bituminów i taniny. W
Przebieg wietrzenia w ró nych rodzajach klimatu
przypadku obecno ci w torfie ro lin ni szych, głównie glonów to mówimy o gytii. Gytia powstaje w
Klimat polarny rednia temperatura miesi cy letnich nie przekracza +10oC z tego wzgl du przewa a
rodowisku wodnym. Tworzy si ona obecnie podobnie jak dy który to jest mas sapropelow ale z
wietrzenie fizyczne (dezintegracja granularna, rozpad blokowy).
przewag koloidalnych produktów rozkładu. Odpowiednikami tych utworów w starszych osadach s
w gle o nazwach boghead i kennel. Dalsze procesy rozkładu torfów doprowadzaj do powstania
Klimat umiarkowany rednia temperatura roczna waha si w przedziale 0-20oC, opad roczny osi ga
w gli brunatnych. W gle brunatne u których stwierdza si wyst powanie dobrze
wielko ć do 1500 mm. W zimie przewa a wietrzenie fizyczne (powodowane zamarzaniem wody),
rozpoznawalnych fragmentów drzew, pni, li ci itp. nazywane s lignitem. W zale no ci od stopnia
natomiast latem przewa a wietrzenie chemiczne. Głównym produktem wietrzenia chemicznego jest
uw glenia czyli wzrostu zawarto ci pierwiastka C oraz spadku zawarto ci pierwiastków lotnych
rozpad krzemianów i glinokrzemianów (łyszczyki, skalenie itp.) buduj cych skały metamorficzne i
wyró nić mo na mi kkie i twarde w gle brunatne, a w ród twardych, w gle matowe i błyszcz ce.
magmowe na minerały ilaste (kaolinit, illit, montmoryllonit). W produktach wietrzenia nie dochodzi do
Podczas przeró nych procesów powstaj w w glu składniki które nazywamy macerałami.
oddzielenia si Si od Al. Dlatego wietrzenie to nosi nazw sialitowego.
Wyró niamy cztery podstawowe macerały w gli:
Klimat pustyniowy mała ilo ć opadów nie przekraczaj ca 300 mm i silne parowanie powodowane
witryt - błyszcz cy, szklisty i zwi zły, całkowicie jednorodny
wysoka temperatur . Przewa a wietrzenie fizyczne wzmagane przez insolacj . Wietrzenie chemiczne
klaryt - błyszcz cy, na przełamie wykazuje on warstwowanie
ma niewielkie znaczenie. Swoist cech tego klimatu jest ruch wody kapilarnej ku górze a nast pnie
duryt - twardy, matowy, ziarnisty
jej parowanie w strefach przypowierzchniowych. Powstaj w ten sposób wykwity halitowe, gipsowe,
fuzyt - mi kki, o połysku jedwabistym
naskorupienia wapienne i polewy pustyniowe utworzone głównie z SiO .
2
Ka dy z tych macerałów podstawowych tworzy grup macerałów których jest kilkana cie.
Klimat tropikalny opady roczne mog dochodzić do nawet 4000 mm rocznie a rednia temperatura
Wraz z dalszymi przemianami dochodzi do powstania w gla kamiennego, by w ko cu zawarto ć
roczna jest wysoka. Wietrzenie chemiczne jest bardzo intensywne. W produktach wietrzenie dochodzi
pierwiastka wzrosła na tyle e pojawia si antracyt i w ko cu grafit.
do oddzielenia si Si od Al. Powstaj gleby typu laterytowego. Dlatego ten typ wietrzenia nazywa si
W ród skał organicznych wyró niamy równie łupki bitumiczne w których zawarto ć stałych lub
laterytowym albo alitowym.
płynnych w glowodorów czyli bituminów wynosi powy ej 10%.
31 32
33 34
Skład SiO2, tlenek krzemu (krzemian)
Połysk szklisty, na przełamie tłusty
Odporno ć minerałów na wietrzenie chemiczne
kryształ górski (bezbarwny), cytryn ( ółty), kwarc dymny (szary,
--- wzrost odporno ci na wietrzenie --->
Barwa prze wiecaj cy), morion (czarny), kwarc mleczny (biały), ametyst
oliwin piroksen amfibol biotyt
(fioletowy)
kwarc
plagiokaz Ca plagioklaz Na skale K muskowit Rysa biała lub szara
Twardo ć 7
Pokrój słupkowy, izometryczny
Minerały ciemne zawieraj ce Fe i Mg oraz jasne bogate w Ca łatwo ulegaj wietrzeniu. Natomiast
kryształ górski
minerały jasne bogate w Si, Al oraz Na sa odporne na wietrzenie chemiczne. A
upliwo ć brak
Przełam muszlowy
Erozja i transport
Powstała wskutek procesów wietrzenia zwietrzelina jest skał lu n i mo e być w łatwy sposób
odrywana od podło a (erozja) i nast pnie transportowana przez wiatr, wod oraz lodowce.
ametyst
Diageneza
wie o zdeponowane osady s lu ne, mi kkie i bardzo cz sto przepojone wod . dzi ki temu bardzo
Inne poprzeczne pr kowanie na cianach słupa
łatwo ulegaj one działaniu czynników fizycznych i chemicznych czyli diagenezie. Procesy
diagenetyczne powoduj przekształcenie lu nego osadu w skał lit , tward i o znacznie mniejszej
porowato ci. Diageneza przebiega w warunkach ci nienia i temperatury bardzo zbli onych do tych
panuj cych na powierzchni ziemi w trakcie depozycji skał osadowych. Diageneza rozpoczyna si
najcz ciej jeszcze w trakcie depozycji osadu i kontynuuje si jeszcze długo potem. W pocz tkowym
kwarc ró owy
okresie diagenezy nast puje przede wszystkim utwardzenie osadu (lityfikacja). W wyniku diagenezy
OPAL
skały ulegaj zag szczeniu i zmniejszaj swoj porowato ć (kompakcja). Woda zawarta w osadzie
jest czynnikiem umo liwiaj cym zachodzenie w diagenezowanej skale wielu reakcji chemicznych. Skład SiO2*nH2O
Dochodzi do rozpuszczania minerałów a nast pnie ich rekrystalizacji. Lu ny osad mo e ulec spojeniu
Odmiany mleczny, opal zielony (prazoopal), szlachetny
(scementowaniu) dzi ki krystalizacji kalcytu, pirytu, wodorotlenku elazowego. szczególnym
Połysk szklisty, woskowy
przykładem cementacji osadu jest sylifikacja czyli przepojenie skały minerałami z grupy SiO . W
2
Barwa bezbarwny, zabarwiony na ró ne odcienie, opalizuje
trakcie diagenezy zmianom chemicznym ulegaj tak e resztki organizmów zwierz cych i ro linnych
Rysa biała lub szara
prazoopal
zachowane w osadach. Wiele szcz tków organizmów jest odpornych na niszcz ce procesy
Twardo ć 5 do 6
diagenetyczne a ulega tylko rekrystalizacji (np. aragonit przechodzi w kalcyt). Te procesy prowadz ce
Pokrój brak
do zachowania resztek organizmów w osadzie nazywa si ogólnie fosylizacj .
A
upliwo ć brak
Przełam muszlowy
Genetyczny podział skał osadowych
" Chemogeniczne
opal drzewny
" Organogeniczne
" Okruchowe
Inne
opal drzewny
Minerały skałotwórcze, akcesoryczne i wtórne skał osadowych
W ród minerałów skał osadowych wyró nia si minerały allogeniczne, czyli powstałe w innym
rodowisku ni zawieraj ce je skały osadowe oraz minerały autogeniczne (autigeniczne), które
tworz si na miejscu powstania danej skały.
Okazy pochodz ze zbiorów zakładu Geologii Fizycznej, Stanisława Madeja, Leszka Kurowskiego, Waldemara Sroki, Anny Kowalskiej oraz
opal szlachetny
Joanny Beyer.
CHALCEDON
Wszystkie fotografie wykonał Paweł Raczy ski.
Skład SiO2 (skrytokrystaliczna odmiana kwarcu)
MINERAA
Y AUTOGENICZNE
GRUPA KRZEMIONKI
KWARC
33 34
35 36
Rysa biała lub szara chalcedon Inne
Twardo ć 7
Pokrój skrytokrystaliczny WODOROTLENKI ELAZA
A
upliwo ć brak GETYT
Przełam muszlowy Skład FeOOH
Połysk diamentowy
Inne
agat Barwa brunatnoczerwony
Rysa brunatna
Twardo ć 5
MINERAA
Y ILASTE
Pokrój igiełkowy
KAOLINIT
Skład Al4[(OH)8Si4O10] A
upliwo ć praktycznie niewidoczna
Połysk matowy, perłowy Przełam włóknisty
Barwa biała Inne
Rysa biała lub szara LEPIDOKROKIT
Twardo ć 1-2 Skład FeOOH
Pokrój łuseczkowy, płytkowy Połysk diamentowy
A
upliwo ć jednokierunkowa Barwa brunatnoczerwony
Przełam praktycznie niewidoczny Rysa brunatna
Inne Twardo ć 5
ILLIT Pokrój igiełkowy
MONTMORLYLLONIT A
upliwo ć praktycznie niewidoczna
Przełam włóknisty
GLAUKONIT Inne
Skład uwodniony glinokrzemian Fe, K LIMONIT
Połysk matowy Skład mieszanina zawieraj ca getyt oraz kwarc i minerały ilaste
Barwa zielony Połysk ziemisty
Twardo ć 1 Barwa brrunatny, wi niowy
Inne Rysa brunatna
Twardo ć 4,5 do 6
WODOROTLENKI GLINU Pokrój
HYDRARGILIT A
upliwo ć
Skład Przełam
Odmiany Inne
Połysk
Barwa TLENKI ELAZA
Rysa HEMATYT
Twardo ć Skład Fe2O3
Pokrój Połysk metaliczny
A
upliwo ć Barwa stalowoszary, czerwonawy
Rysa wi niowa
Przełam
Twardo ć 5 do 6
Inne
Pokrój tabliczkowy
DIASPOR
A
upliwo ć brak
Skład AlOOH
Przełam ziarnisty
Odmiany
Inne
Połysk szklisty
Barwa biały, jasnoszary
SIARCZKI ELAZA
Rysa biała lub szara
PIRYT
Twardo ć 6 do 7
Skład FeS2
Pokrój izometryczny, rzadko płytkowy
A
upliwo ć jednokierunkowa
Przełam muszlowy
35 36
37 38
Rysa czarna Barwa bezbarwny, biały, szary
Twardo ć 6 Rysa biała lub szara
Pokrój izometryczny Twardo ć 4
A
upliwo ć trójkierunkowa na ogół niewidoczna Pokrój romboedry
Przełam ziarnisty A
upliwo ć jednokierunkowa
Inne Przełam ziarnisty
MARKASYT Inne
Skład FeS2 SYDERYT
Połysk metaliczny Skład FeCO3
Barwa spi owo ółty z odcieniem zielonawym Połysk szklisty
Rysa czarna z odcieniem zielonawym Barwa ółtawy, brunatny
Twardo ć 6 Rysa biała lub szara
Pokrój tabliczkowy Twardo ć 4
A
upliwo ć dwukierunkowa na ogół niewidoczna Pokrój romboedry
Przełam ziarnisty A
upliwo ć jednokierunkowa
Inne Przełam ziarnisty
Inne
W GLANY
KALCYT SIARCZANY
Skład CaCO3 GIPS
Połysk szklisty Skład Ca[SO4]*2H2O
Barwa bezbarwny, biały, ółtawy, brunatnawy Odmiany alabaster, selenit, szpak gipsowy
Rysa biała lub szara Połysk szklisty
Twardo ć 3 Barwa bezbarwny
Pokrój słupkowy, tabliczkowy Rysa biała lub szara
A
upliwo ć trójkierunkowa Twardo ć 2
Przełam praktycznie niewidoczny Pokrój tabliczkowy, słupkowy, igiełkowy
Inne jednokierunkowa doskonała
A
upliwo ć
trójkierunkowa wyra na
ARAGONIT
Przełam blaszkowy
Skład CaCO3
Połysk szklisty
Barwa bezbarwny, biały, ółtawy, brunatnawy
Rysa biała lub szara
Twardo ć 4
Pokrój słupkowy, tabliczkowy
A
upliwo ć jednokierunkowa
Przełam praktycznie niewidoczny
Inne Inne
DOLOMIT
Skład (Ca,Mg)[CO3]2
Połysk szklisty
Barwa bezbarwny, biały, ółtawy
Rysa biała lub szara
Twardo ć 4
Pokrój romboedry
A
upliwo ć trókierunkowa
ANHYDRYT
Przełam ziarnisty
Skład Ca[SO4]
Inne
MAGNEZYT
Skład Mg[CO3]2
Połysk szklisty
37 38
39 40
Pokrój tabliczkowy, słupkowy, igiełkowy anhydryt w halicie Połysk szklisty
A
upliwo ć trójkierunkowa Barwa bezbarwny, biały, szary
Przełam niewidoczny Rysa biała lub szara
Inne Twardo ć 2
BARYT Pokrój izometryczny
Skład Ba[SO4] A
upliwo ć jednokierunkowa
Połysk szklisty Przełam niewidoczny
Barwa bezbarwny, ółty, brunatny Inne
Rysa biała lub szara
Twardo ć 3 PIERWIASTKI RODZIME
Pokrój tabliczkowy, słupkowy, igiełkowy SIARKA
A
upliwo ć dwukierunkowa Skład S
Przełam niewidoczny Połysk szklisty
Inne Barwa ółta, bezbarwna
Rysa ółtawa
CHLORKI Twardo ć 2
HALIT Pokrój izometryczny
Skład NaCl A
upliwo ć jednokierunkowa
Połysk szklisty Przełam niewidoczny
Barwa bezbarwny, biały, szary, niebieski, czerwonawy Inne
Rysa biała lub szara
Twardo ć 2
Pokrój izometryczny, niekiedy włóknisty
A
upliwo ć trójkierunkowa kostkowa
Skały piroklastyczne
Przełam niewidoczny
Wulkanizm (szczególnie ten charakteryzuj ce si gwałtownymi erupcjami) oprócz typowych skał
wylewnych dostarcza tak e produktów szybko zakrzepłych w zetkni ciu z atmosfer ziemsk . Bardzo
cz sto s to produkty po rednie pomi dzy skałami wylewnymi a osadowymi czyli skały
piroklastyczne. Takie skały zbudowane s z tefry czyli lu nych produktów działalno ci wulkanicznej.
Nazwa skały wulkanicznej warunki jej powstawania
lady przyrostu w osady materiału chmur wulkanicznych,
Inne
kryształach halitu ignimbryty tworz cych si podczas erupcji lawy o du ej
lepko ci przy wysokim ci nieniu gazów
erupcje ciekłej lawy o redniej lepko ci
pumeksy odbywaj ce si przy wysokim ci nieniu gazów i
pary
wielko ć okruchów erupcje ciekłej lawy o małej lepko ci odbywaj ce
si przy wysokim ci nieniu gazów; du a cz ć
sól niebieska
produktów ulega zeszkleniu wskutek nagłego
KARNALIT > 50 mm 50-2 mm 2-0,1 mm
ochłodzenia w atmosferze
Skład (K,Mg)Cl*6H2O
bomby i bloki popioły osady lu ne, niescementowane, nagromadzone
Połysk tłusty
lapille
wulkaniczne wulkaniczne na l dzie lub w wodzie
Barwa bezbarwny, biały, czerwonawy
Rysa biała lub szara osady scementowane (zdiagenezowane) mo liwy
tuf niewielki udział (do 25%) materiału
Twardo ć 1 do 2
terygenicznego
brekcje i aglomeraty tuf
Pokrój izometryczny
piroklastyczne lapillowy
A
upliwo ć brak osady scementowane (zdiagenezowane) mo liwy
tufit udział (od 25% do 75%) materiału
Przełam ziarnisty
terygenicznego
Inne
SYLWIN
Skład KCl
Skały klastyczne (okruchowe)
39 40
41 42
Skały okruchowe zbudowane s z materiału allogenicznego powstałego wskutek rozkruszenia Dojrzało ć osadu - wyró nia si dwa rodzaje tzw. dojrzało ci osadu. S to:
starszych skał, rozpylenia lawy lub mog one być zbudowane ze szkieletów organizmów (całych lub
pokruszonych).
" dojrzało ć teksturalna
" dojrzało ć składu
Skały okruchowe składaj si z ziaren szkieletu ziarnowego, pomi dzy którymi wyst puj ziarna
drobniejszej frakcji zwane matriks. Bardzo cz sto te elementy s spojone substancjami mineralnymi
Im lepiej wysortowany jest osad (czyli im wi cej ziaren osadu ma t sam frakcj ) tym wy sz
nazywanymi cementem albo spoiwem.
wykazuje on dojrzało ć teksturaln . Im natomiast wi cej w osadzie składników odpornych
mechanicznie i chemicznie tym wy sza jest dojrzało ć składu osadu. Składnikami odpornymi
Szkielet ziarnowy - detrytyczne fragmenty minerałów lub skał. Je li ziarna szkieletu ziarnowego s mechanicznie i chemicznie s ziarna kwarcowe, fragmenty kwarcytów oraz fragmenty skał
frakcji wirowej nazywa si je otoczakami. krzemionkowych.
klasyfikacja otoczaków (diagram Zingga) - jest to opisowa klasyfikacja kształtu otoczaków oparta na Podział skał okruchowych oparty jest na frakcji czyli wielko ci ziaren buduj cych te skały.
trzech skrajnych warto ciach wymiarów ziaren. Wyró nia si otoczaki dyskoidalne, sferoidalne,
elipsoidalne oraz wrzecionowate.
frakcje skał okruchowych
frakcja frakcja
Stopie obtoczenia (skala Chabakowa) -
>2 mmm
wirowa psefitowa
frakcja frakcja
Matriks (masa wypełniaj ca) - jako matriks okre la si zdecydowanie drobniejsze ziarna ni składniki
2-0,063 mm
piaszczysta psamitowa
szkieletu ziarnowego. Najcz ciej matriks ma ten sam charakter petrograficzny co ziarna szkieletu
ziarnowego. W tym przypadku przyjmuje si , e masa wypełniaj ca powstaje w wyniku działania
0,063-0,004 frakcja frakcja
pr dów, które powoduj mechaniczne rozdrabnianie transportowanego materiału. Inn przyczyn
mm pylasta aleurytowa
mo e być równie depozycja le wysortowanego materiału. Czasami matriks mo e powstawać równie
frakcja
na drodze rekrystalizacji lub dzi ki diagenetycznym przeobra eniom na granicach ziaren.
<0,004 mm ilasta
pelitowa
Spoiwo (cement) - pełni rol wypełniacza drobnych przestrzeni mi dzyziarnowych oraz substancji
wi cej (spajaj cej, cementuj cej) lu no uło one składniki. Spoiwo powstaje w wyniku wytr cania si
na drodze chemicznej lub koagulacji koloidów takich substancji jak krzemionka, w glany, siarczany,
uwodnione zwi zki elaza oraz minerały ilaste i inne.
rodzaj spoiwa cechy diagnostyczne
ilaste charakterystyczny ziemisty zapach
tlenki i wodorotlenki
nadaj skale czerwon barw
elaza
burzy z HCl pozostawiaj c osad, charakterystyczny ziemisty
margliste
zapach
kalcytowe burzy z HCl
w glanowe
dolomitowe burzy z HCl po sproszkowaniu
glaukonitowe nadaje skale zielon barw
krzemionkowe nadaje skale du twardo ć
Skały grubookruchowe
W przypadku skał okruchowych inaczej stosowane s poj cia struktur i tekstur. Wyró nia si cechy
teksturalne i strukturalne osadu.
Skały okruchowe zawieraj ce powy ej 50% materiału frakcji psefitowej okre la si jako
grubookruchowe.
Do cech teksturalnych zalicza si własno ci pojedynczych ziaren osadu:
Kryteria i podział ziaren szkieletu ziarnowego skał grubookruchowych
" wielko ć ziaren (frakcja)
" kształt ziaren i kulisto ć (diagram Zingga, skala Chabakowa)
Podział ze wzgl du na obtoczenie zieren szkieletu ziarnowego
" upakowanie i orientacja ziaren (stosunek matriks do szkieletu ziarnowego)
obtoczone ostrokraw dziste
otoczaki brekcja, gruz
Do cech strukturalnych zalicza si struktury powstałe:
" podczas gromadzenia si osadu (warstwowania) Kryteria i podział skał grubookruchowych
" w trakcie procesu diagenezy
41 42
43 44
Podział ze wzgl du na spoisto ć
lu ne spojone
wir zlepieniec
Skały drobnookruchowe
Do tej grupy zalicza si skały, w których zdecydowanie przewa aj składniki detrytyczne o wielko ci
poni ej 0,063 mm nie b d ce minerałami ilastymi. Skały te reprezentowane s przez muły
Podział ze wzgl du na charakter petrograficzny ziaren szkieletu ziarnowego
(niezdiagenezowane) oraz mułowce (zdiagenezowane). Pod wzgl dem składu skały te przypominaj
skały sredniookruchowe. Z tego wzgl du mo na w ród skał drobnookruchowych wyró nić (oczywi cie
ziarna szkieletu ziarnowego maj jednakowy charakter ziarna szkieletu ziarnowego maj ró ny charakter
petrograficzny petrograficzny nie makroskopowo!) muły kwarcowe, arkozowe i lityczne.
oligomiktyczne polimiktyczne
Szczególne miejsce w ród skał okruchowych zajmuje less. Jest to osad eoliczny o wielko ci ziaren
odpowiadaj cej frakcji pelitowej. Skała ta wykazuje zwykle ółte zabarwienie i "burzy" z HCl.
Głównymi składnikami lessu s kwarc i skale (60-7-%), w glany (10-30%) oraz minerały ilaste
Podział ze wzgl du na stosunek matriks do szkieletu ziarnowego
Skały bardzodrobnookruchowe (ilaste)
niewielka zawarto ć matriks dzi ki czemu ziarna podwy szona zawarto ć matriks co sprawia, e ziarna
szkieletu ziarnowego stykaj si ze sob szkieletu ziarnowego nie stykaj si ze sob
Głównymi składnikami skał ilastych s minerały ilaste. Z punktu widzenia petrografii skał ilastych
ortozlepie ce parazlepie će
najwa niejsze znaczenie maja przedstawiciele nast puj cych grup:
" kaolinitu
" montmoryllonitu
" chlorytów
" hydromik
Skały redniookruchowe
Podział ze wzgl du na genez
produkty wietrzenia produkty transportu i
Skały okruchowe zawieraj ce powy ej 50% materiału frakcji psamitowej okre la si jako
skały rezydualne (regolity)
podmorskiego (bentonity) sedymentacji
reniookruchowe.
powstaj w wyniku powstaj w wyniku
Kryteria i podział skał reniookruchowych
intensywnego wietrzenia i przeobra enia tufów transportowane przez rzeki s
zawieraj odporne na wietrzenie wulkanicznych, głównym ich deponowane w ich dolnym biegu
składniki skał macierzystych składnikiem jest montmoryllonit
Podział ze wzgl du na zawarto ć matriks
arenity waki
do 15% matriks 15-75% matriks
Podział ze wzgl du na stopie diagenezy
Podział skał okruchowych przeprowadza si w oparciu o trzy podstawowe ich składniki oraz w oparciu
muł mułowiec
o stosunek ilo ciowy matriks do szkieletu ziarnowego. Podstawowe składniki skał okruchowych to:
argilit
ił iłowiec
" kwarc (monokrystaliczny) --- post p diagenezy --->
" skalenie (alkaliczne oraz plagioklazy)
" składniki lityczne (łyszczyki, kwarc polikrystaliczny, fragmenty skał itp.)
kwarc<95%
m kwarc>95%
skalenie>składniki składniki
lityczne lityczne>skalenie
Skały w glanowe
Matriks Arenity
<15%
Skały w glanowe s rozumiane jako skały zbudowane w ponad 50% z w glanów. Znaczenie maja tu
kwarcowe arkozowe lityczne
w glany wapnia i magnezu tworz ce nast puj ce minerały:
43 44
45 46
" kalcyt CaCO3
o nieco wi kszej rednicy ziaren (10m ).
" dolomit CaMgCO3
terminem tym okre la si kryształy w glany wapnia o rednicy
przekraczaj cej 10m . Wypełniaj one zwykle puste przestrzenie
sparyt m
Podział skał w glanowych ze wzgl du na skład chemiczny
pomi dzy składnikami allochemicznymi i pełni funkcj cementu.
Sparyt powstaje wył cznie na drodze chemicznej.
kalcyt CaCO3 m dolomit CaMgCO3
odmiany po rednie
wapie dolomit
(wapie dolomityczny, dolomit
kalcytowy)
Klasyfikacja wapieni ze wzgl du na składniki
wapienie
m mikryt + sparyt
Nowoczesna klasyfikacja skał w glanowych uwzgl dnia przede wszystkim obok ich składu przede
mikrytowe
wszystkim cechy ich wewn trznej budowy oraz rodzaj i genez ziaren w glanowych.
organodetrytyczne fragmenty szkieletów organizmów + mikryt + sparyt
oolitowe ooidy + mikryt + sparyt
wapienie
Klasyfikacja skał w glanowych
ziarniste
gruzełkowe pellty + mikryt + sparyt
składniki pierwotne
detrytyczne klasty (intra- i litoklasty) + mikryt + sparyt
s to fragmenty skał i minerałów pochodz ce z erozji z l du
specyficzna forma wapienna wytworzona przez organizmy ywe
otaczaj cego basen sedymentacyjny. W szczególnym wypadku mog
litoklasty
biolityty m zachowane w pozycji przy yciowej (wapienie rafowe, wapienie
to być wył cznie okruchy wapieni lub dolomitów. Oprócz tego
glonowe, stromatolity)
litoklastami s ziarna kwarcu, skaleni, fragmenty skał itp.
martwica wapienna, nacieki jaskiniowe, ewaporaty wapienne,
s to fragmenty osadów w glanowych zwykle słabo skonsolidowanych,
chemiczne m
nawary wapienne
które tu po osadzeniu zostały rozdrobnione i zdeponowane w innym
intraklasty
miejscu (zwykle niezbyt odległym) w obr bie tego samego zbiornika
sedymentacyjnego.
W przyrodzie rozpowszechnione s skały wykazuj ce charakter przej ciowy mi dzy skałami
w glanowymi a skałami ilastymi i krzemionkowymi.
s to owalne lub kuliste agregaty składaj ce si z w glanowej cz ci
zewn trznej wykazuj cej charakterystyczn tekstur koncentryczn lub
radialn oraz detrytycznego j dra. Typowe ooidy osi gaj wielko ć do
W glanowe skały przej ciowe
2 mm. Formy wi ksze powstałe w miejscu wypływu gor cych ródeł
zbudowane s z w glanu wapnia (zwykle kalcytu oraz ró nych minerałów ilastych. W
ooidy lub w jaskiniach okre la si jako pizoidy. J drami ooidów s
margle
składniki
zmiennych ilo ciach wyst puj w marglach zwykle składniki detrytyczne (głównie kwarc)
ró norodne ziarna detrytyczne lub twarde fragmenty organizmów.
allochemiczne
Powstaj one najprawdopodobniej w wyniku chemicznego wytr cania s skałami w glanowymi wzbogaconymi w rozproszon skrytokrystaliczn krzemionk . Gdy
si w glanów na j drze (pełni cym rol zarodka krystalizacyjnego) w opoki zawieraj du ilo ć igieł g bek oraz krzemionkowych szkieletów innych organizmów
rodowisku wodnym, płytkim i ruchliwym. (radiolarii, okrzemek) nazywa si je gezami wapiennymi.
s zaokr glonymi, owalnymi lub eliptycznymi agregatami
drobnokrystalicznego w glanu pozbawionymi zazwyczaj wewn trznej Diageneza skał w glanowych
pellety tekstury. Tworz si one głównie na drodze organicznej jako Najwa niejsze z procesów diagenetycznych zachodz cych w skałach w glanowych to:
ekskrementy organizmów ywych (tzw. grudki kałowe). Cz ć pelletów
mo e reprezentować glony wapienne.
" cementacja
" mikrytyzacja
wa n rol skałotwórcz odgrywaj organizmy wytwarzaj ce twarde
" przekrystalizowanie
w glanowe szkielety. Spektakularnego przykładu dostarczaj
elementy
" powstanie dolomitu
organizmy yj ce kolonijnie np. korale, mszywioły lub niektóre gatunki
szkieletowe
" tworzenie si stylolitów oraz konkrecji
glonów. Istotne znaczenie maj równie muszle mał y,
ramienionogów, szkielety g bek czy otwornic.
jest to mikrokrystaliczny osad w glanowy składaj cy si z kryształów o
wielko ci nie przekraczaj cej 4m. Najprawdopodobniej mikryt jest
utworem poligenicznym i mo e powstać:
Skały krzemionkowe
" na drodze precipitacji z roztworu wodnego
mikryt m
" poprzez mechaniczn i biologiczn abrazj wi kszych cz stek
Jako skały krzemionkowe uznaje si utwory osadowe, w których ponad połow składu stanowi nie
w glanowych
detrytyczne minerały grupy SiO2.
" w wyniku działalno ci mikoorganizmów
Minerały grupy SiO2 powstaj w wyniku chemicznego wytr cania si krzemionki z roztworów wodnych
W wyniku przekrystalizowania mikryt przechodzi w w tzw. mikrosparyt
poprzez nagromadzenie krzemionki organicznej lub jako wtórne produkty przeobra e
45 46
47 48
diagenetycznych oraz wietrzenia. Opoka lekka - jest to rezydualny produkt wietrzenia chemicznego (odwapnienia) opoki czyli skały
w glanowej zawieraj cej rozproszon krzemionk . Jest to skała o jasnej barwie, czasami z brunatnym
odcieniem, silnie porowata, tworz ca warstwy lub nieregularne formy.
Poza krzemionk w tego typu skałach obecne s równie : detrytyczny kwarc, minerały ilaste,
substancja w glowa oraz w glany i fosforany.
Gezy - makroskopowo zbli one s wygl dem do piaskowców lub mułowców, lecz zwykle s silniej
porowate.
Systematyka genetyczna skał krzemionkowych
Martwice krzemionkowe - to skały jasne, porowate, tworz ce si najcz ciej w w miejscu wypływu
SÅ‚abo i
ciepłych wód juwenilnych na powierzchni .
umiarkowanie Silnie utwardzone,
Typ genetyczny Grupa organizmów utwardzone, o zbite, o znikomej
wysokiej porowato ci
porowato ci
okrzemka ziemia okrzemkowa diatomit Kaustobiolity
Skały biogeniczne
zwykle o budowie
radiolarie ziemia radiolarytowa radiolaryt
warstwowej Kopalne paliwa stałe
g bki (igły) porowaty spongiolit spongiolit
martwica (nawara)
Do kopalnych paliw stałych zalicza si torfy, w gle brunatne, w gle kamienne i antracyty. Głównymi
krzemionkowa, gejzeryt,
składnikami tych skał s uw glone szcz tki ro lin a w zale no ci od rodzaju tych szcz tków wyró nia
Skały chemiczne m m
skała krzemionkowa
si :
jeziorna (limnokwarcyt)
rogowiec budowa warstwowa
Skały o ró norodnej " kopalne paliwa humusowe, powstaj ce w procesie torfienia szcz tków ro lin l dowych
porcelanit
genezie " kopalne paliwa sapropelowe, powstaj ce w wyniku gnicia flory i fauny morskiej
czert budowa bulasta
" liptobiolity, powstaj ce z najbardziej odpornych na działanie bakterii i utlenianie resztek
skały powstaj ce przez
ro linnych np. bursztyn.
opoka lekka (ziemia
przeobra enie w strefie m m
okrzemkowa)
hipergenicznej
Przeobra eniu szcz tków ro linnych w kaustobiolity towarzyszy zmiana składu chemicznego,
manifestuj ca si przede wszystkim wzrostem zawarto ci pierwiastka C. Wyró nia si trzy stadia
uw glenia:
" powstanie torfu lub sapropelu
Podział ze wzgl du na barw skały
" tworzenie si w gli brunatnych humusowych lub sapropelowych
czarna czerwona
" tworzenie si w gli kamiennych i antracytów humusowych lub sapropelowych
lidyt jaspis
Opis wa niejszych kopalnych paliw stałych
" torf - barwa brunatna, silnie porowaty, lekki, obecna jest du a ilo ć łatwo rozpoznawalnych
resztek ro linnych;
Podział ze wzgl du na form wyst powania
" w giel brunatny - barwa najcz ciej brunatna, czasami czarna, rysa brunatna, masywny;
skały krzemnionkowe, które powstaj w trakcie diagenezy powstaj w trakcie diagenezy ju
" w giel kamienny - barwa czarna, rysa czarna, cz ste naloty minerałów siarczkowych.
tworz warstwy (pierwotnie ju po osadzeniu skały, tworz po osadzeniu skały, tworz
osadowe) konkrecje o ostrych zarysach konkrecje o nieostrych zarysach
Kopalne paliwa płynne
rogowce krzemienie czerty
Głównym przedstawicielem kopalnych paliw płynnych jest ropa naftowa. Jest to mieszanina
w glowodorów ciekłych , stałych i gazowych. Te ostatnie tworzyć mog samodzielne nagromadzenia
Opis wybranych skał krzemionkowych
zwane gazem ziemnym. Podczas migracji w skorupie ziemskiej ropa naftowa ulega niekiedy naturalnej
filtracji oraz dyferencjacji krystalizacyjnej. Produktem tych procesów jest m.in. ozokeryt (wosk
Diatomity - to skały o jasnej barwie zbudowane z organicznego opalu, z którego okrzemki tworz
ziemny). W strefie hipergenicznej ropa naftowa ulega wietrzeniu i odgazowaniu, w wyniku czego
swoje szkielety. Jest to skała silnie porowata, mi kka, o ziemistym wygl dzie.
powstaj asfalty.
Radiolaryty - wykazuj ciemniejsze zabarwienie od diatomitów, s zbite a rozkruszone daj
A
upki palne - s utworami po rednimi mi dzy ilasto-marglistymi lub ilasto-mułówcowymi a
ostrokraw dziste odłamki o muszlowym przełamie. Skały te zbudowane s z drobnokrystalicznych
kaustobiolitami. Wyró nia si łupki palne w glowe, bitumiczne i ropne.
agregatów chalcedonu, mi dzy którymi rozproszona jest do ć obfita substancja ilasto- elazisto-
w glista. Głównym budulcem tych skał s szkielety radiolarii. Cz sto radiolaryty współwyst puj z
osadami w glanowymi (je eli powstaj na gł boko ci mniejszej ni poziom kompensacyjnej
w glanów; dzisiaj na gł boko ci 4000 m) i dlatego mog one zawierać w swym składzie w glan
wapnia.
47 48
49 50
Skały alitowe
Siarka "osadowa" (powstaje jako produkt redukcji
siarka rodzima + kalcyt gips i minerały ilaste
gipsu)
S to w rzeczywisto ci kopalne zwietrzeliny i powstaj w wyniku wietrzenia polegaj cego na rozkładzie
krzemianów. Dzi ki temu nast puje zwi kszenie zawarto ci minerałów odpornych na wietrzenie
chemiczne oraz trudno rozpuszczalnych wodorotlenków glinu. Proces ten rozwija si w warunkach
klimatu tropikalnego i okre lany jest jako lateryzacja, a powstaj ca zwietrzelina jako laterytowa.
Boksyty - głównymi ich składnikami s zwi zki glinu
" gibbsyt Al[OH]3
" bemit Al[OH]3
" diaspor AlOOH
S to skały o zabarwieniu zmiennym od białego przez czerwone do brunatnego.
Terra rosa - to utwór alitowy, rezydualny, barwy czerwonej lub brunatnej wypełniaj cy kieszeni
krasowe. Powstaje w wyniku chemicznego wietrzenia minerałów ilastych i innych zawartych w
wapieniach.
Skały gipsowo-solne
Głównymi składnikami skał gipsowo-solnych (ewaporatów) s odznaczaj ce si dobra
rozpuszczalno ci minerały solne (głównie siarczany i chlorki metali alkalicznychi metali ziem
alkalicznych). Kolejno ć precypitacji (sedymentacji) minerałów solnych jest odwrotna od ich
rozpuszczalno ci. Sedymentacje typowych utworów chemicznych rozpoczynaj siarczany wapnia, po
czym wytr ca si chlorek sodu i jako ostatnie chlorki potasu i magnezu.
Siarczany wapnia
" anhydryt CaSO4
" gips CaSO4*2H2O
Inne siarczany
" kizeryt MgSO4*H2O
" polihalit K2SO4*MgSO4*2CaSO4*2H2O
" kainit KCl*MgSO4*3H2O
Chlorki Na, K i Mg
" halit NaCl
" sylwin KCl
" karnalit KCl*MgCl2*6H2O
" bischofit MgCl2*6H2O
Ewaporaty (skały gipsowo-solne)
gips (niekiedy przezroczysty selenit) + minerały
Gips
ilaste, kalcyt, anhydryt
Alabaster skrytokrystaliczny gips
Anhydryt anhydryt + gips, minerały ilaste i kalcyt
Sól kamienna halit + anhydryt, kizeryt, polihalit i minerały ilaste
chlorki i siarczany potasu i magnezu (najcz ciej:
Sole potasowo-magnezowe
sylwin, karnalit i kizeryt)
49 50