SKAŁY OSADOWE

W powstawaniu utworów osadowych współuczestniczą następujące procesy:

1. Wietrzenie utworów starszych - zachodzi na powierzchni i w przy powierzchni części skorupy ziemskiej, wyjątkowo do głęb. 200 m. i więcej. Proces wietrzenia polega na niszczącym działaniu na skały czynników fizycznych (rozpad skał) oraz chemicznych (rozkład minerałów). Łączne działanie czynników wietrzenia prowadzi do utworzenia się zwietrzeliny.

2. Erozja (działanie mechaniczne, polegające na odrywaniu od podłoża, przenoszeniu i osadzaniu materiału skalnego na innym miejscu. Materiały zwietrzałe mogą być transportowane różnymi środkami transportu.

3. Sedymentacja - proces nagromadzania przetransportowanego, przemieszczenia materiałów skalnych oraz szczątków organicznych w lądowych, bądź morskich basenach sedymentacyjnych wskutek zmniejszenia się nośności czynników transportujących lub w wyniku procesów chemicznych oraz biochemicznych.

4. Diageneza - zespół procesów prowadzących do konsolidacji, czyli utwardzania luźnego osadu, deponowanego w zbiornikach sedymentacyjnych. Ciśnienie i temperatura, w których przebiega diageneza, są zbliżone do tych w jakich zostały nagromadzone osady.

Najważniejsze procesy diagenetyczne: cementacja osadów, ich rekrystalizacja, rozpuszczanie składników osadu i powstanie minerałów autogenicznych, procesy metasomatyczne oraz tworzenie konkrecji.

Cementacja zachodzi wśród osadów okruchowych (piasek, żwir). Polega na twardnieniu i przekrystalizowaniu koloidów, znajdujących się między ziarnami luźnego osadu, doprawadzającymi do jego spojenia w litą skalę. Szczeg. rodzaj cement. jest specyfikacja osadów (zawiesiny koloidalne - opal - chalcedon).

Rekrystalizacja składników (w utworach pochodzenia chemicznego i biochemicznego w skałach ilastych). Przejście substancji bezpostaciowych w krystaliczne, np. żel krzemionkowo-chalcedon-kwarc, zwiększenie wymiarów ziarn oraz stopnia ich idiomorfizmu. Wskutek tego procesu, zaciera się struktura organiczna osadów. Niektóre minerały autogeniczne powstają w trakcie sedymentacji, inne - we wczesnych stadiach diagenezy, duża ilość - w osadach już skonsolidowanych.

Metamorfizm - podczas diagenezy osadów polega na wymianie składników między miner. zawart. w osadzie, a otaczającymi wodami w których rozpuszczane są substancje. Wymiana składników może zachodzić też między różnymi częściami skały, w których krążą roztwory. Do najważniejszych procesów: dolomityzacja wapieni, sylifikacja utworów węglanowych, kalcytyzacja skał krzemionki, sederytyzacja skał węglanowych i innych żelazistych, pirytyzacja, lub limonityzacja organiczna szczególnie wapieni.

Konkrecje - tworzą się w wyniku koncentracji i stopniowego narastania mater., dookoła pewnego ośrodka lub szcz. organicznych. (przyczyną - zmiana środowiska fizykochemicznego). Rozmiary od kilku mm do kilku metrów. W osadach ilastych - konketnie kalcytowe, pirytowe, markasytowe, sferosyderytowe, w lessach - kukiełki lessowe (z kalcytu), w wapieniach zwłaszcza kredowe - konkretnie krzemionkowe (krzemienie, czorty). Procesom diagenetycznym zawdzięcza.. większość skał osadowych, swoją zwięzłość i wytrzymałość mechaniczną.

Nie wszystkie skały osadowe powstają w wyniku działalności wszystkich etapów.

Powstanie skał osadowych związane z działalnością procesów fizykochemicznych, panujących na powierzchni litosfery. Do czynników odgrywających decydującą rolę w tych procesach należą:

1. zmiany temperatur w granicach od 80 do + 85^oC,

2. zmienność opadów atmosferycznych, od ilości pr. rów. zeru do paru tys. mm rocznie,

3. stosunek parowania do ilości opadów,

4. stężenie jonów wodorowych, które mieści się w granicach od pH 4 do pH 9,

5. 
   
   potencjał redukcyjno-oksydacyjny, którego zmiany uwidaczniają się najbardziej w charakterze osadów zawierających minerały z zawartością (Fe⁺² Fe³⁺ ).

6. Udział organizmów żywych (rośl. zwierz., mikroorganizmy) tworzące zespoły na powierzchni lądów oraz w wodach

Przeciętny skład mineralny skał osadowych

Składniki Zaw. w % wag.

Kwarc 30 %

Skalenie 9

Miki i hydromiki 21

Kaolinit i zw. pokrewne 12

Montmorillonity 5

Chloryt 2

Kalcyt 6

Dolomit 2,5

Skały osadowe w zależności od składu mineralnego, który jest podstawą klasyfikacji można podzielić na 3 grupy:

1. Skały okruchowe (klastyczne) - dominuje mat. pochodzenia z mechanicznego rozkruszania skał macierzystych. Przeważają składniki allogeniczne. Klasyfikacja opiera się głównie na określonej wielkości skałach i charakterze ich powierzchni.

2. Skały ilaste o genezie zbliżonej do skał okruchowych, zasobne w minerały ilaste i wodorotl. Al., materiał allogeniczny i autogeniczny.

3. Skały pochodzenia chemicznego i organicznego - przeważaja materiały autogeniczne powstające w wyniku procesów chemicznych lub biochemicznych.

Klasyfikacja (wg. A. Bolewskiego i W. Parachoniaka)

Klasa I. Skały okruchowe (w podziale uwzględniono wielkość ziarn). Do grupy tej należą również utwory piroklasyczne - można je traktować jako przejściowe między sk. magm. i typ. sk. osadow.

Klasa II. Skały ilaste (pelity).

Typy genetyczne skał ilastych.

Odmiany petrograficzne skał ilastych: skały ilaste zasobne w kaolinit (kaolinity), iły kaolinitowe, łupki ogniotrwałe.

Skały ilaste zasobne w illit (iły illitowe).

Skały ilaste zasobne w montmorillonit (bentonity, iły bentonitowe, iły montmorillonitowe) między skałami okruchowymi i skałami pochodzenia chemicznego lub organicznego.

Klasa III. Skały pochodzenia chemicznego i organicznego (podzielono wg. składnika przeważającego w wyniku analizy chemicznej).

Skały krzemionkowe(martw. krzemion., kwarcyty słodkow., ziemia okrzemk., diatomity, krzemieniowe, lidyty, rogowce itd.).

Skały alitowe (lateryty, teora, rossa, boksyty).

Skały żelaziste (żelaziaki brunatne - linolity, skały syderytowe).

Skały węglanowe (wapienie pochodzenia chemicznego, pochodzenia organicznego, dolomity).

Skały gipsowe i solne (ewaporyty).

Skały fosforanowe.

Kopalne paliwa stałe (torf, węgle brunatne, węgle kamienne).

Kopalne paliwa płynne (ropa naftowa, łupki palne).

Skały metalonośne.

KLASA I.

Skały okruchowe

Utwory piroklastyczne - produkty orupcji wulkanicznej, które zakrzepły w atmosferze, a następnie zostały osadzone na lądzie lub w środowisku wodnym. Powstają wskutek wyrzucania przez wulkany lawy porozdzielanej na strzępy o różnej wielkości, od dużych bloków i bomb wulkanicznych po drobny pył. Bloki i bomby wulkaniczne o wielkości od 50 mm do metrów sześciennych, lapille odpowiadające żwirowi, piasek wulkaniczny (2,0 - 0,1 mm) i pył (popiół) wulkaniczny - najdrobniejsza frakcja, wyrzucana niekiedy na wysokość ponad 50 km i przenoszona przez wiatry na dużą odległość. Skały piroklastyczne cechują się obecnością szkliwa magmowego i mineralnego tworzące się w wysokich temperaturach, np. sanidynu.

Skały grubookruchowe

Okruchy, których wielkość przekracza 80 mm - głazy, kamienie. W praktyce stosuje się określenia:

Żwir bardzo gruby 80 - 40 mm Brekcje wulkaniczne, lodowcowe,

morskie, śródformacyjne

żwir gruby 40 - 20 mm Zlepieńce rzeczne i morskie

żwir średni 20 - 19 mm

żwir drobny 10 - 2 mm

Skały średniokruchowe

Piaski klasyfikuje się na podstawie ich struktury, środow. sedyment. i składu mineralnego :

1. struktura : piaski grubo- i drobno-ziarniste, równo- i różnoziarniste, o ziarn. ostrokrawędz., obtoczonych, itp.

2. środowisko sedymentacji piaski wydmowe, plażowe, rzeczne, lodowcowe, morskie.

3. Skład mineralny : piaski kwarcowe, arkozowe, szarogłazowe.

Najbardziej rozpowszechnione są piaski kwarcowe, w których zawartość kwarcu dochodzi do 80 - 90 %.

Barwa piasków zależy od zawartości związków Fe, glaukonitu oraz czasami od nierozłożonych skaleni. Piaski glaukonitowe są zielone, piaski żelaziste - mają barwę żółtą, brunatną, czerwoną, a także ciemnoszarą.

Piaski arkozowe są różowe lub białawe.

Piaski o dużej koncentracji minerałów ciężkich - złoża cyrkonu, rutylu, granatów, turmalinu.

W piaskowcach kwarcowych - najlepiej obliczone i wysortowane ziarna, co pozwoli wnioskować o charakterze środowiska sedyment. (morskie, eoliczne). Jest to spowodowane prawie monominer. składem tych osadów, w których przeważa kwarc - miner. odporny na czynniki wietrzenia i nie ulegaj. zniszczeniu podczas transportu. Najbardziej zwięzłe odmiany mają spoiwo krzemionkowe lub chalcedonowe, bardzo kruche są piaskowce opalowe, a najmniej, o spoiwie ilastym. Pośrednie miejsce zajmują piaskowce żelaziste, wapienne oraz dolomitowe.

Piaskowce arkozowe - są ubogie w spoiwo, słabo zwięzłe, kruche o słabej wytrzymałości mechanicznej, ziarna słabo obtoczone, źle wysortowane.

Szarogłazy - wśród skał średniookruchowych, są one najsilniej scementowane i zdiagnozowane (ziarna ostrokrawędziaste, półobtoczone, źle wysortowane). Jeśli tekstura jest równoległa - łupki piaszczyste ( równoległ. płaszczyzn. ławic - koncentruje się miki.

Piaskowce - związane ze ser. osadów. środ. kontynet. zwłaszcza rzeczn. i pustynn. oraz z utworów morskich o charakterze przybrzeżnym i płytkowodnym.

Skały drobnookruchowe

Lessy tworzą ławice o miąższości od kilku do kilkudziesięciu m, często pionowo pękające. Podstawowym minerałem jest kwarc zajmujący 40 - 50 % objętości skały, obecne są również minerały ilaste 30 - 40 %, kalcyt 10 - 15 %, wodorotlenki Fe przeważnie rozproszone. Lessy są warstwowane, związane z osadami plejstoceńskimi. Obecnie tworzą się w centralnej Azji. Genezy lessów nie należy wiązać z obszarami pustynno-stepowymi.

Mułowce - zblizone do piaskowców, różnią się od nich dużą zawartością miner. ilast. i obecnością Fe. Zasadniczą różnicą między nimi - mniejsza wielkość zairn mułowców (0,01 - 0,10 mm), przeważnie ostrokrawędziaste i dobrze wysortowane pod względem skł. mineral.

Tekstura równ. lub bezładna.

Łupki ilasto-mułkowe (duża il. miner. ilast.)

Mułowce są silniej scementowane.

Barwa - biaława, zielona, ciemna.

Klasa II. Skały ilaste

W odniesieniu do większości osadów ilastych stosuje się nazwy : glina, glinka, ił, iłowiec, co nie zawsze jest poprawne, gdyż istnieją trudności w odgraniczeniu różnych odmian skał ilastych.

Skały ilaste - powstają w strefie wietrzenia sialicznego osadów bogatych w glinokrzem., głównie skaleni i łyszczyków. Skały ilaste zawierające zwykle mieszaniny minerałów ilastych (krzemiany pakietowe), w zależności od środowiska sedyment. w którym powstały. Stałość wartości fizykochemicznych podczas sedymentacji osadów i ich diagenezy - ważny czynnik warunkuje prosty i jednorodny skład mineralny.

Z obserwacji współczesnych zjawisk geologicznych wiadomo, że strefa objęta procesami wietrzenia, transportu i sedymentacji cechuje się dużą zmiennością warunków powstawania skał ilastych, które wykazują przeważnie złożony skład mineralny. W skałach ilastych oprócz głównych składników pojawiają się łyszczyki, chloryty, ziarna kwarcu i skaleni, minerały ciężkie, związki Fe i węglany. Rozmiary cząstek mineralnych 0,01 - 0,00001 mm. Rezydualne, osady jezior słodkowodnych.

Wśród glin pochodzenia lodowcowego wydziela się 2 odmiany :

Gliny zwałowe (morenowe) - utwory osadzone przez topniejący lodowiec. Cechą charakterystyczną jest złe wysortowanie mater., tekst. bezładna. Oprócz miner. ilast., utwory te zawierają dużo okruchów, głazów i bloków skalnych.

Gliny zastoiskowe (iły warwowe, warwy, iły wstęgowe) - osady tworzące się w jeziorach (zastoiskach) powstają w pobliżu brzegu ustępujących lodowców. Zbudowane z najdrobniejszych materiałów ilastych i mułków, pochodzące z moren i materiałów przeniesionych przez lodowce. Są wykształcone w postaci na przemian jasnych i ciemnych warstewek o grubości kilku mm.

Znane w Polsce z utworów plejstoceńskich, w kraj. polarn. występ. w osad. współczesn.

Skały ilaste pochodzenia morskiego.

Charakterystyczne składniki: illit i sfosforyzowane szczątki fauny, np. ramienionogów. Barwa ciemna lub szaroniebieska. Tworzą się w zagłębieniach dna morskiego. W środ. redukc. Współcześnie - muły błękitne.

Skały pochodzenia lagunowego (z illitu), towarzyszą skałom solnym.

(Odm. petrogr. skał ilastych).

Skały ilaste bag. w kaolinit - powstają w wyniku przeobrażenia chemicznego skaleni (proces kaolinizacji), wietrzenia glinokrzem. i krzemionow.

Do powstawania kaolinitów - niezbędne jest środowisko kwaśne.

Kaoliny - osady rezydalne, tworzą się na miejsc wskutek przeobrażeń skał magmowych (granitoidów), metamorficznych (gnejsów) lub osadowych (arkoz). W typowych kaolinach, zawartość kaolinitu, najczęściej w granicach 20-30 %, ponadto: kwarc, łyszczyki jasne.

Barwa jasna, szarawa, zielonawa, niebieskawa, żółtawa. W ręku rozsypują się, w wodzie rozmakają się.

Występują cżęsto w pobliżu złóż węgli kamiennych i brunatnych. Osiągają miąższość do kilkudziesięciu m.

Iły kaolinitowe - słodkowodne skały osadowe, tworzą się w jeziorach w wyniku sedymentacji kaolinitu. Towarz. węgl. brunatn. i kamienn. W karbonie produktywn. - iły kaolinitowe plastyczne (łupki lub łup ilasty), tworzą strop, spąg lub przerosty w pokładach węgla kamiennego. Podstawowy składnik : kaolinit, o zaw. pow. 80 % wag.

Nieplastyczna odmiana iłów kaolinitowych, zawier. duże ilości ziarn kwarcu - chude gliny kaolinitowe i piaskowce kaolinitowe.

Barwa iłów - biała. Dom. subst. organicz. zabarw. na szaro, niebieskawo lub prawie na czarno, związki Fe na żółto, brunatno lub czerwono. Tworzą gniazda, socz. i pokł. o miąższ. do 40 m.

Łupki ogniotrwałe - cechują się dużą zwięzłością i twardością, barwa jasna (kaolinit wykształcony w postaci charakterystycznych zrostów robak.)

Skały ilaste bagienne w montmerillonity - tworzą pokłady, przerosty i gniazda wśród skał osadowych, np. wapieni. Stanowią produkty przeobrażeniu szkliwa magmowego, zawart. w tufach i tufitach.

Przełam muszlowy, połysk wosk. Są kruche, w wodzie silnie pęcznieją, rozsypują się.

Podstawowe minerały bentonitów : montmerylonit, któremu towarzyszy kaolinit, illit, resztki mat. pirokl, sonidyn, kw. węglany i minerały ciężkie.

Klasa III :

Skały węglanowe

Schemat klasyfik. (wg. Wiszniakowa 1959)

CaCO₃ KALCYT CaCO₃. MgCO₃ DOLOMIT

Zaw. w % wag.

Wapń 100-95 0,0 - 5,00

Wapień dolomitowy 95 - 75 5 - 25,00

Wapień dolomityczny 75 - 50 25 - 50,00

Dolomit wapienny 50 - 25 50 - 75,00

Dolomit wapnisty 25 - 5 75 - 95,00

Dolomit 5 - 0 95 - 100,00

WIETRZENIE

Skały na powierzchni Ziemi są poddane oddziaływaniu powietrza, wody i Słońca. Działanie to ma charakter zarówno fizyczny, jak i chemiczny. Czynniki fizyczne na ogół działają wcześniej od chemicznych i ułatwiają akcję czynników chemicznych. Działalność czynników fizycznych powoduje rozpad skał i minerałów, działanie czynników chemicznych prowadzi do ich rozkładu.

Niszczące działanie fizyczne i chemiczne - wietrzenie.

Odbywa się ono na powierzchni skorupy ziemskiej oraz w przypowierzchni, zwykle bardzo cienkiej strefie wietrzenia. Głębokość strefy wietrzenia wynosi zaledwie kilka do kilkudziesięciu m. i zazwyczaj kończy się na zwierciadle wód podziemnych, utworzonych przez gromadzenie się wody opadowej atmosferycznej w skałach.

Wietrzenie przeobraża składniki mineralne skał na nowe związki chemiczne. Część tych związków zostaje rozpuszczona i odprowadzona w roztworach. Część pozostaje na miejscu jako residunom - zwietrzelina.

Wietrzenie odgrywa doniosłą rolę w krążeniu pierwiastków w przyrodzie. Przy procesach wietrzenia K, Na, Ca, Mg, P, Fe i inne pierwiastki są wyzwolone ze skał ogniowych i przenoszone do roztworu. Część ich jest znoszona do mórz, część zaś zarówno na lądzie, jak i w morzu zostaje wyzyskana przez życie organiczne.

Wietrzenie fizyczne (mechaniczne)

Główne czynniki fizyczne powodujące wietrzenie skał są: insolacja i związane z nią zmiany temperatury, działanie mrozu oraz mechaniczne działanie organizmów.

Insolacja i zmiana temperatur

Skały skorupy ziemskiej składają się z ziarn należących do jednego lub najczęściej do wielu minerałów. Pod wpływem zmian temperatur ziarna mineralne na przemian rozszerzają się i kurczą.

Pow. skalna ogrzewa się 1,5 do 2,5 raza silniej niż powietrza. Np. na pustyni Kara-kum mierzono temperaturę gruntu 64^oC, a 2 m. nad powierzchnią, temperatura powietrza wynosiła 33,5^oC. Na Saharze w południe różnica temperatur gruntu i powietrza wynosi 20^oC. Skały spoiste bardziej ulegają wpływom termicznym niż skały luźne. Dobowe zmiany temperatur sięgaja do ½ m., ale ogólnie w ciągu roku zaznacz. się do głębokości 20 m. Ogrzewanie i oziębianie skał zależy od ich ciepła właściw. i od przewodnictwa cieplnego.

Współczynniki rozszerzalności cieplnej minerałów są nieduże, dla różnych minerałów - różne. Na ogół minerały ciemne, więcej pochłaniając ciepła, rozszerzają się i kurczą więcej, w porównaniu z minerałami jaśniejszymi. Ziarna miner. w skale są najczęściej różnie zorientowane, wskutek czego rozszerzanie się i kurczenie jest w skale nie zorientowane kierunkowo. Wytwarza to w skale naprężenia, prowadzące do powstania sieci drobnych spękań.

Wskutek różnic we współcz. rozszerzaln. miner., po dłuższym działaniu zmian temperatur, skała rozluźnia się i rozpada na poszczególne ziarna. Jest to rozpad ziarnisty - decyntegracja granularna.

Skały i minerały są złymi przewodnikami ciepła. W skład uwarstwionych lub łyskowych ciepło płynie szybciej w kierunku równoległym do uwarstwienia a niżeli ⊥ do niego.

Ogrzana powierzch. część skały rozszerza się, zanim wewn. ogrzała się, wskutek czego między ob. częściami tworzą się naprężenia, które z biegiem czasu wywołują pęknięcia. Powierzchnie tych pęknięć są mniej więcej równoległe do powierzchni skały, w związku z tym skała oddz. się płytowo lub jeśli powierzchnia jest zaokrąglona - skorupowo. Przy ochłodzeniu, część powierzchni skały już odskorupiona ochładza się i kurczy szybciej niż część wewnętrzna. Przez skurczenie - pęka promieniście. Skała rozpada się na powierzchni skorupy oddzielające się tangencjalnie i radialnie od reszty skały. Proces eksfoliacji - łuszczenia. Powoduje on rozpad skały na płyty i bloki - rozpad blokowy (dezynntegracja blokowa).

Procesy te najsilniej rozwinięte są w obszarach, w których wahania temper. dnia i nocy są duże, a więc w obszarach stepowych, pustynnych i w wysokich górach. W krajach tropikalnych - dodatkowy czynnik - gwałtowne burze z opadami. Na pustyniach nieduże okruchy skalne, leżące na powierzchni, pękają pod wpływem nagrzewania i oziębiania.

Aby nastąpił rozpad skał i minerałów - zmiany temper. przypuszczalnie muszą trwać przez bardzo długi czas.

Działanie mrozu

Większe znaczenie niż insolacja - ma woda zamarzająca szczelin i porach skał.

Porowatość skał waha się od ułamka % do 40 - 50 %. Woda przy zamarzaniu powieksza swą objętość o ok. 9 %. Najw. gęstość (najmn. objętość) osiąga w temp. + 4^oC.

Rozsadzające działanie zamarzającej wody - zamróz.

Działanie mrozu rozciąga się na strefę umiarkowaną i polarną oraz na obszary wysokich gór. Wpływ mrozu sięga w naszym klimacie od 1 do 1,5 m. w głąb, w krajach polarnych do 7 m. Zamarzając i powiększając objętość w porach i w szczelinach wywiera woda duże ciśnienie (ok. 100 kG/cm² - 10 MPa).

Z plejstocenu - pochodzą nagromadzenia bloków skalnych i rumoszu występ. w wielu miejscach Europie Środkowej, w Polsce np. w Górach Świętokrzyskich. Wietrzenie wokół lodowców --wietrzenie peryglacjalne.

Kryoturbacje (zaburzenia wywołane tworzeniem się lodu w gruncie, kryos - lód). Szczególne działanie zamrozu występuje w obszarach, w których grunt jest stale zamarznięty nieraz do znacznej głębokości, a tylko w czasie lata taje do głębokości max. kilku metrów.

Zjawisko istnienia stale zamarzniętego gruntu - wieczna marzłość. Występ. w krajach polarnych, szczególnie na Syberii, Alasce, wyspach arktycznych i w Kanadzie. Na północnej półkuli średnia roczna izoterma powietrza - 2 ^oC wyznacza jej południowy zasięg. Rozwinięta jest głównie w obszarach o długich i mroźnych zimach i niewielkich opadach śnieżnych. Stale zamarznięty grunt sięga do znacznej głębokości, na Alasce nad średn. Yukonem 120 m., na Spitsbergenie 230 m., w Jakucku 600 m., we Wschodn. Syberii 1000 m.

1

---