Skały ilaste definiujemy zespołem cech minerałów ilastych, takich jak skład chemiczny, budowa warstwowo-wstęgowa (z tetraedrów i oktaedrów – metal, tlen i grupa OH). Połączenia mogą tworzyć zestawy 1:1, 1:2, 1:2:1 (uporządkowane), potem nieuporządkowanie regularnie i nieregularnie. Kolejną cechą jest zmiana struktury w zależności od cech fizykochemicznych środowiska. Opisano przeobrażenia kaololinitu w illit i montmoryllonitu w chloryt. Te rzeczy są mocno ropoznawane i stosowane w wielu dziedzinach. Są np. tak zwane sita molekularne w rafineriach ropy naftowej i innch. Wykorzystuje je się do odseparowania jednej grupy węglowodorów od innej. W stanie wilgotnym minerały ilaste są plastyczne. To jest wykorzystywane przy produkcji ceramiki. Kolejną cechą jest drobnoziarnistość ale są przypadki gdy mogą mieć wielkość przekraczającą kilka mm. Grupa kaolinitu, illitu i montmoryllonitu mają największe znaczenie wśród minerałów ilastych.

Jeśli chodzi o skały oprócz minerałów ilastych mmamy substancję węglanową, ziarna kwarcu i skaleni. Szczególną cechą jest że niekiedy może dochodzić do nagromadzenia bituminów, a co ważniejsze, ponieważ są typowe dla środowisk niskoenergetycznych (dna oceanów) – pewien udział mogą mieć pyly kosmiczne, efekty globalne działalności wulkanicznej (wybuch Kratakau, chmura pyłu okrążyła planetę dwa lub trzykrotnie). Element wulkaniczny i kosmiczny trzeba więc uwzględnić.

Cechą charakterystyczną każdej skały jest struktura i tekstura. Struktura jest bardzo drobnoziarnista. Jeśli chodzi o tekstury mogłoby się wydawać że są chaotyczne, ale pod mikroskopem scanningowym dają się zauważyć dwa ciekawe typy tekstur. Pierwsza to tekstura „plastra miodu”, a wieć tworzą sieć blaszek pomiędzy którymi są pory. Porowatość jest jednak tak mała że nie wystarczy do przepuszczenia pyłów lub gazów. Jest to porowatość nieefektywna. Drugi typ tekstury to tekstura „domku z kart”. Niektóre blaszki mamy równolegle, a między nimi skośno wertykalne.

Jeśli piasek czy żwir ulega kompakcji mamy do czynienia z reorientacją ziaren. Taka tekstura zmierza zatem do tego by uzyskiwać jak największe uporządkowanie całości (ryc. 1). W wyniku nacisku pionowego dochodzi zatem do przekształcenia struktury.

W … badacz Odom zaproponował utworzenie tak zwanego indeksu tekstualnego (nazywanego indeksem Odoma). Indeks ten to stosunek płaszczyzn 001 prostopadłych do warstwowania do sumy refleksów rentgenograficznych prostopadłych do warstwowania 001 + równoległych do warstwowania 001. Jeżeli zawiera się on między 0,1-0,1 bardzo dobry., 0,1-0,2 dobry, 0,2-0,3 – umiarkowanie dobry, 0,3 – 0,4 zły, 0,4-0,5 – im indeks jest lepszy tym lepsze uporządkowanie i oddzielność (foliacja). Foliacja to po polsku oddzielność liściasta. To jest bardzo dobry wskaźnik dla oceny stopnia reakcji skały na obciążenie.

Zwraca się uwagę na uporządkowanie minerałów ilastych w glinach i iłach czwartorzędowych. To uporządkowanie widoczne pod mikroskopem optycznym może bowiem świadczyć o tym, że dana seria została obciążona lądolodem, który nasuwał się na teren naszego kraju. Im wyższe uporządkowanie tym większe prawdopodobieństwo że osad doznal obciążenia lodowcem. Te osady bardzo różnią się jeżeli chodzi o wiek. W osadach najmłodszych nie znajdziemy uporządkowanie bo one powstały w wyniku ustępowani lądolodu. Nie ma tam bowiem już siły sprawczej, która powodowałaby gniecenie minerałów ilastych. Te rzeczy bardzo ładnie ujawniają się przy badaniach mikroskopowych. Jest to jeden ze wskaźników ilości zlodowaceń w odległych od siebie odkrywkach. W tej samej można się posłużyć stratygrafią. Można też przejrzeć spektra pyłków roślinnych i minerałów ciężkich. Ten zespół pozwala odróżnić osady różnych zlodowaceń.

Jeśli chodzi o środowiska sedymentacji osadów ilastych wyróżniamy rezydualne (na miejscu) i takie które są deponowane w różnych środowiskach sedymentacyjnych. Takim środowiskiem typowym dla minerałów ilastych jest niskoenergetyczne środowisko wodne (duże rozległe jeziora i w szczególności rozległe obszary den morskich głębokich i den oceanicznych). Nietypowym środowiskiem, które dotąd rzadko omawialiśmy, jest środowisko glacjalne, gdzie dochodzi do rozdrobnienia materiału skalnego w lodzie lodowcowym, które wywołane jest przemieszczaniem lądolodu i w tym ciele lodowym dochodzi do takiego rozpadu minerałow krzemianowych że tworza się te ilaste i one mogą być deponowane w oczkach jeziornych, któ®e dobrze rejestrują zmiany klimatyczne (iły warwowe). To są przepięknie warstwy minerałów ilastych alternujących – laminy jasne to laminy z okresów ocieplenia a ciemne z okresów ochłodzenia. To może być jednak za proste tłumaczenie. Badacze przy pomocy mikroskopów elektronowych ujawnili podrzędną laminację która każe wskazywać że chodzi tu o większe cykle niż cykl roczny lato – zima.

Teraz przejdziemy do skał ilastych i ich systematyki. Tak jak powiedzieliśmy na ostatnim wykładzie, podstawą klasyfikacji skał ilastych jest obecność dominującego minerału ilastego. Wyróżniamy skały zasobne w :

• Kaolinit

• Montmoryllonit

• Illit

Grupa zasobna w kaolinit dzieli się na:

• Kaoliny

• Iły kaolinitowe

• Gleby kopalne

• Tonsteiny

Kaoliny powstają na miejscu wietrzenia – zasobne w kaolinit zwietrzeliny rezydualne. Profil takich zwietrzelin rezydualnych jest jeśli chodzi o dojrzałość takiego osadu jest odwrotny niż profil osadu re deponowanego (powstałego w trakcie sedymentacji). W trakcie sedymentacji najlepiej dojrzały osad jest w spągu. W osadzie, który jest zwietrzeliną rezydualną, w części spągowej jest wiele fragmentów skały wietrzejącej, a w górnej części obserwujemy czyste minerały ilaste.

Iły kaolinitowe to pochodna rozmywania utworów kaolinowych. Wyobraźmy sobie sytuację, że w pobliżu kaolinu jest zagłębienie, do którego transportowane są części zwietrzeliny kaolinitowe. Iły te to czysty kaolinit zgromadzony w zagłębieniu wypełnionym wodą (ryc. 2). Są najcenniejsze dla przemysłu.

Płyny roślinne mają specyficzne pH rzędu 4,5 – 5,5. Środowisko to pozwala na tworzenie się z koloidów kaolinitu. Tworzy się cała warstewka kaolinitu, która daje glebę kopalną. W profilach czwarto i trzeciorzędowych takie gleby kopalne bardzo często spotykamy. Równeiż w karbońskich utworach. Określenei gleby kopalne pochodzi z górnictwa (niem. Wurzelboden).

Tomstein to nazwa która także pochodzi z niemieckiego i w dokładnym tłumaczeniu to skała ilasta. Ale to charakterystyczna skała ilasta. Towarzyszy ona zespołom pokładów węglowych. Te tonsteiny są przeobrażonymi utworami o charakterze tufów wulkanicznych, ale przeobrażonymi w pH około 5, np. w torfowisku. I w tej chwili mamy sekwencje takie że występują cieńsze lub grubsze pokłady węglowe, a w ich otoczeniu znajdujemy cieniutkie kilkucentymetrowe warstewki czystego kaolinitu. Stowarzyszenie tych warstewek z pokładami węgla, sprawia że mają bardzo duże znaczenie dla korelacji poziomów węglowych w zagłębiach węglowych. Na górnym Śoląsku wyróżnia się około 240 pokładów węglowych, to obszarów , 7-8 powiatów, 12 tys. km². Trudno korelować ze sobą poziomy węglowe w obliczu licznych uskoków na tym terenie. Skład węgla zmienia się także w obrębie jednego pokładu. Bardzo pomocne są zatem wkładki tufitowe – jest ich 41 to są wkładki tonsteinowe i to znakomity sposób na korelowanie poziomów węglowych. Kopalnia w Bełchatowie też ma takie wkładki. W 1982 znaleziono je i myślano że to kreda jeziorna. Po bliższych badaniach okazało się że to nagromadzenie kaolinitu i analizując póżniej cały profil można było wyodrębnić co najmniej cztery poziomy tonsteinowe (T₁, T₂, T₃, T₄). Służą one do lokalizacji poziomów węglowych. Okazało się że są to efekty działalności wulkanicznej w miocenie, 17 mln lat temu, w obszarze obecnego Siedmiogrodu na terenie Rumunii. Ujawniono allanity o ortyty – minerały cieżkie akcesoryczne typowe dla działalności wulkanicznej. Odpowiadał on składowi z Rumunii, a więc chmura popiołu wulkanicznego pojawiła się na terenie Polski. Znaleziono to potem w Koninie, Adamowie itd. Przeobrażenie w kaolinit było umożliwienie przez odczyn wywołany niskim pH pośród pokładow węgla. Te tufy miały szerokie znaczenie regionalne, bo tufy opadają w różnych miejscach.

Druga grupa to skały zasobne w montmoryllonit. To bardzo ciekawe minerały. Pierwszym przykładem są tak zwane bentonity. Nazwa skały pochodzi od fortu Benton w Kanadzie, znanego z literatury, z książki Winetttou Karola Maya. Ta skała charakteryzowała się tym że odbarwia błękit metylowy. To jest jeden z barwników organicznych używanych do znakowania płynów (trudny do zatarcia). Ta zdolność jest wynikiem dużej zdolności absorpcyjnej. Monmoryllonit jest znakomitym sorbentem z uwagi na sita molekularne. Jest bardzo poszukiwanym materiałem dla segregacji róznego typu materiałów – płynów, również gazów. Obok plastyczności oznacza się właśnie tymi zdolnościami absorpcyjnymi. Po raz pierwszy odkryto to przy forcie Benton w Kanadzie. Współwystępują inne minerały.

Drugim typem jest ił montmoryllonitowy, który jest dość rozpowszechniony na dnach oceanów, szczególnie tam gdzie dochodziło do reakcji skał wulkanicznych, czy osadów piroklastycznych z woda morską. Jest to wynik halmyrolizy.

Trzecią grupę stanowią skały zasobne w illit – to najpowszechniej występujące osady ilaste w sedymentacji lądowej i morskiej, które mają już długą historię. Jeśli iły montmoryllonitowe i kaolinitowe nie wskazują na długą historię to minerały zasobne w illit ulegały wielocyklicznemu procesowi wietrzenia i depozycji. Są szczególnie istotne w strefach o niskim potencjale erozyjnym. Są to np. obszary zimne Azji. Wietrzenie tam następuje bardzo wolno i nie są odprowadzane produkty wietrzenia. W Lenie dominuje illit. W Gangesie zasobny jest osad w kaolinit bo wietrzenie jest szybkie. Pracę na ten temat wykonał kiedyś Ronow, o dystrybucji w oceanach tych trzech minerałów ilastych, czyli w Północnym jest dużo illitu.

Ostatnią grupą, jest grupa skał zasobnych w inne osady ilaste. Przede wszystkim będą to skały ilaste silnie bitumiczne, a więc zawierające dużo substancji organicznej (od 5 do 15%). Cechują się ciemną barwą. Często są określane również nazwą czarne łupki. W sekwencjach sylurskich są np. łupki graptolitowe. Inny ważny poziom to dolny Karbon – np. łupki ałunowe, a więc bogate również w siarczany. W genezie utworów ałunowych odgrywają dużą rolę bakterie beztlenowe. Inne to łupki radiolariowe, bogate w głębokomorskie organizmy – radiolarie. W sekwencjach głęboko oceanicznych wyróznia się utwory zasoben w części szkieletowe z węglanu wapnia (np. muły otwornicowe) a w głębszych są krzemionkowe, bo węglan wapnia zostaje rozpuszczony. Tempo sedymentacji łupków otwornicowych jest co najmniej 10 – krotnie wyższe niż radiolariowych.

Kolejne są osady ilaste zasobne w glin. Mają one zazwyczaj znacznie powyżej 20% Al. Warto o nich pamiętać, bo są również surowcem wyjściowym do uzyskiwania glinu – aluminium. Pamiętać należy że dobrą metodę opracował prof. Grzymek. Jest to znana metoda Grzymka. Wobec niedostatku typowych rud glinu jakimi są boksyty, w Polsce produkuje się glin z osadów ilastych, np. branych z kopalni węgla w Turoszowie, gdzie na granicy utworów trzeciorzędowych i prekambryjskich utworzyła się strefa po wietrzeniu granitów, po uzdatnieniu są wykorzystywane w hucie aluminium w Koninie. Dotyczy to przeobrażeń diagenetycznych w oadzie ilisactym

Kaolinit przechodzi w illit, montmoryllonit w chloryt. Dalej powstają w wyższych stopniach przeobrażeń autogeniczne wykształcenia skaleni (proces odwrotny do wietrzenia). Dalej pojawiają się zeolity. Nie jest możliwe rozpoznaniae cementu od składników pierwotnych. Mamy tutaj do czynienia z tak zwaną autocementacją. Oczywiście nie można wykluczyć cementów węglanowych, siarczanowych czy NaCl. Takie przypadki są w utworach cechsztyńskich, co wynika z alternacji osadów siarczanowych i ilastych. Są to zatem przypadki szczególne. Zubry to duże kryształy soli tkwiących w skale ilastej. Już w obrębie materiału ilastego krystalizuje z roztworów sól.

Przejdziemy teraz do trzeciej grupy skał osadowych (ryc. 4). Jest też grupa z pogranicza ilastych i węglanowych to margle. Jest to grupa ogólnie nazywana węglanami. Już pod koniec lat 50 – tych ukazują się podręczniki dotyczące skał węglanowych. Pierwszy autorstaw Erica Flugla. Jest to metodologiczny podręcznik „Mikrofaziale Untersuchungs for Kalken). Jest też wersja angielska tego podręcznika. Tuż przed śmiercią ukazalo się drugie wydanie. Drugi – Carbonate Faciec in Geological History, w którym omawia najważniejsze typy skal węglanowych, w którym omawia najważniejsze typy skał węglanowych ale także w ujęciu stratygraficznym.

W przyrodzie istnieje wiele minerałów węglanowych. Znaczenie skałotwórcze mają węglany wapnia i węglany magnezu. Wśród nich możemy wymienić kilka o znaczeniu szczególnym. CaCO₃ może tworzyć aragonit, kalcyt (wysokomagnezowy (Mg-kalcyt) i kalcyt niskomagnezowy (kalcyt)). Dalej CaCO₃ i MgCO_{3 tworzą dolomit o} wzorze CaMg(CO₃)₂. MgCO₃ to magnezyt. Jest też znana nieuporządkowana forma dolomitu to protodolomitu. Zarówno aragonit jak i kalcyt wysokomagnezowy jak i protodolomit są minerałami niestabilnymi. W ostatecznym rozrachunku skały węglanowe to takie, które zawierają wiecej niż 50% sumy dolomitu i kalcytu. Magnezyt bowiem nie jest bardzo skałotwórczy.

Kiedyś przełomowy był rok 1959 a potem 1962. Wtedy w Texasie miały miejse dwie międzynarodowe konferencje, na których uzgodniono współczesną klasyfikację skał węglanowych. Wymieniano tam skały organiczne pochodzenia detrytycznego, organicznego i chemicznego – czyli krystalizację, precypitację z roztworu wody morskiej. Są to kryteria genetyczne. Właśnie w roku 1959, a następnie w 1962 ukazałay się dwie prace Roberta Folka – wybitny sedymentolog pochodzenia czeskiego, z obywatelstwem amerykańskim. Przedstawił dwie do dziś obowiązujące zasady opisu skał węglanowych. To jest tak jak mówiliśmy o granulacji. Wiele osób przedstawiało różne i należy się na kogoś powołać. Przy skałach węglanowych powołujemy się na Folka.

Wyróżnił on grupy składników skał węglanowych, bez podziału na Ca i Mg:

• Allochemiczne (Allochemy)

• Ortochemy

Allochemiczne to takie składniki które są obce dla środowiska depozycj, a ortochemiczne to wytwory środowiska w którym zostały zdeponowane.

Wśród allochemicznych folk wyróżnił:

• Litoklasty – ziarna starszych skał węglanowych, które po zlityfikowaniu podległay procesowi wietrzenia, następnie erozji i dostały się do basenu sedymentacyjnego.

• Intraklasty – przeciwieństwo litoklastów. To fragmenty osadów węglanowych powstałych w obrębie basenu sedymentacyjnego w którym uległy one rozdrobnieniu i re depozycji. Zasadnicza produkcja węglanu wapnia ma miejsce w przypowierzchniowych warstwach wody. Gromadzenie się na głębokości większej to wynik przemieszczenia w kolumnie wody.

• Ooidy – owalne powstające na drodze chemicznej (!) najczęściej wykazujące budowę koncentryczną i niekiedy koncentryczno-radialną cząstki węglanowe składające się z jądra i tak zwanego cortexu. Ta budowa koncentryczna jest zawsze ale zaciera się z czasem

• Pellety (grudki) – drobne skupienia drobnokrystalicznego węglanu wapnia które nie mają wyraźnie zarysowanej granicy, mimo że różnią się trochę od otoczenia. Mogą powstać w krystalizacji z roztworu, fragmenty działalności organizmów. Flogel podaje 16 sposobów ich powstania. Rozmiar nie przekracza 0,15 mm. Na ogół bez wewnętrznej tekstury, chyba że odchody organizmów.

• Składniki organiczne – części twarde i struktury powstałe dzięki działalności organizmów – np. glonów.

Ortochemy są wytworami środowiska. To jest mikryt – drobnokrystaliczny węglan wapnia. Drugi to sparyt – wyrażnie krystaliczny. W tym mikrycie widać że składa się z wielu kryształów. Sparyt bezbarwny pod mikroskopem, a mikryt żółto brunatnawy. Najczęściej Sparty to już sprawa przeobrażeń diagenetycznych. Jeszcze lepiej nazwać to składniki szkieletowe.