Skały węglanowe
Skały węglanowe otwierają grupę skał pochodzenia chemicznego i organogenicznego. Są najpopularniejszymi skałami tego typu stanowiąc 99% tych skał.
W przyrodzie istnieje wiele związków węglanowych. Znaczenie skałotwórcze mają jednak przede wszystkim węglany wapnia (CaCO3) i węglany magnezu (MgCO3). Związki te tworzą wiele minerałów. CaCO3 może tworzyć aragonit, kalcyt (wysokomagnezowy - Mg-kalcyt i kalcyt niskomagnezowy - kalcyt). Łącząc się CaCO3 i MgCO3 tworzą dolomit (CaMg(CO3)2). Czysty MgCO3 to tzw. magnezyt. Dolomit może tworzyć także nieuporządkowaną formę - protodolomit. Zarówno aragonit, kalcyt wysokomagnezowy jak i protodolomit są minerałami niestabilnymi.
Za skały węglanowe uznamy te w których sumaryczna zawartość dolomitu i kalcytu przekracza 50%. Magnezyt nie jest minerałem który często buduje jakiekolwiek skały, zatem nie uwzględniamy go w sumie węglanów.
Budowa
Skały węglanowe są specyficznymi utworami i mogą tworzyć nagromadzenia, które powstają w wyniku procesów mechanicznych (sedymentacja materiału), na drodze wzrostu organizmów (kolonie glonowe, koralowcowe) lub też w wyniku procesów chemicznych (wytrącania z roztworu rzeczywistego.
W zależności od sposobu powstawania, skały węglanowe mogą wykazywać różnorodną budowę. Mogą być zbudowane podobnie jak osady detrytyczne – z ziaren i spoiwa. Mogą także posiadać cechy, uzyskane w wyniku działalności organizmów, wreszcie mogą tworzyć osady charakterystyczne dla sedymentacji w wyniku działalności procesów chemicznych – kryształy automorficzne, współwystępowanie z osadami solnymi.
Różnorodność w budowie skał węglanowych sprawia, że możemy określić kilka typów struktur, charakterystycznych dla skał węglanowych. Pierwsza z nich (nie obserwowalna w skałach okruchowych), to wypukłe struktury na powierzchniach warstw np. kłębki, matki glonowe, otwornicowe, mszywiołowe. Przypowierzchniowa warstwa osadów jest zazwyczaj obficie zbioturbowana. Prowadzi to do zatarcia pierwotnych struktur.
Inne formy tworzone są przez kanały powstałe w wyniku żerowania organizmów – często prostopadle rozwijające się w osadzie. W wielu przypadkach są one wypełniane wtórnie mułem, który organizm wydala.
Skały węglanowe w swojej strukturze mogą zawierać wtórnie wypełnione grubokrystalicznym kalcytem struktury nazywane stromataxis. Mają one rozmiary od kilku do kilkunastu centymetrów. Są to dobre wskaźniki wskazujące strop i spąg warstwy. Górna ich część jest najczęściej ząbkowana w stosunku do części dolnej. Stromataxis powstają w wyniku rozpadu części miękkich organizmu. Zagrzebane po śmierci organizmy w wyniku procesów gnilnych wydzielają sporo agresywnych gazów rozpuszczających skałę w górnej części próżni. W następnej fazie dochodzi do wypełniania pustki grubokrystalicznym kalcytem. Inną strukturą ułatwiająca rozpoznanie pierwotnego ułożenia warstw są tzw. struktury geopetalne. Fragmenty organiczne np. skorupka małża zostaje do pewnego poziomu wypełniona drobnym mułem wapiennym w dolnej jej części, w drugiej części – powyżej krystalizuje kalcyt.
Wyróżniamy jeszcze jedną grupę struktur - struktury twardego dna (ang. hardground structures). Pozwalają one nam analizować okres gdy nie dochodziło do sedymentacji a główny udział miała erozja. Analizując przebieg sedymentacji na podstawie rdzenia wiertniczego, możemy znaleźć warstwy odporniejsze na wietrzenie. Dla skał wapiennych są to właśnie struktury twardego dna. Przerwa w sedymentacji została wykorzystana przez organizmy. Skoro nie była przysypywana osadem organizmy tworzyły liczne kanaliki – bioturbacje. Były tak liczne, że górna część osadu została zmieniona i scementowana poprzez ich działalność, co doprowadziło do utwardzenia osadu. Ponadto na tym osadzie zaczęły się osadzać drobne konkrecje manganowo – żelazowe.
Środowiska depozycji
Skały węglanowe powstają przede wszystkim w dwóch środowiskach: morskim płytkowodnym i głębokowodnym (pamiętać należy jednakże że poniżej CCD węglanów nie ma) oraz lądowym.
Ważnym czynnikiem wpływającym na wielkość sedymentacji węglanów jest strefa klimatyczna..
Płytkomorskie osadzanie się węglanów zachodzi przede wszystkim w strefie eulitoralnej. Zazwyczaj strefa ta rozwija się do głębokości ok. 20 m pod lustrem wody. Najlepiej znanym typem sedymentacji płytkomorskiej są rafy kopalne. Powstają one w wyniku sedymentacji rafowej.
Rafa to struktura wypukła zdolna do przeciwstawienia się niszczącej działalności fal, zbudowana z organizmów kolonijnych. Rozwija się zazwyczaj na wyniesieniu podmorskim. Bardzo często wyniesienie to jest utworzone przez skałę krystaliczną. Do sedymentacji rafowej dochodzi w ściśle określonych warunkach: temperaturze wody ok. 20oC, wysokim zasoleniu (w granicach 35‰), w strefach międzyzwrotnikowych oraz w obszarach o niskim dopływie materiału terygenicznego. Rozróżniamy trzy typy raf:
Przybrzeżne - zwykle małe,
Barierowe - mogą mieć kilkaset kilometrów. Dzielą one basen sedymentacyjny na strefę jądra (10% objętości rafy), strefę przedrafową (20%) i zarafową (70%)
Atole - tworzą się na wyniesieniach podmorskich, na których „zakotwiczyć” mogą korale. Wraz z podnoszeniem sie zwierciadła wód oceanicznych i te korale wzrastają w wyniku czego tworzy się owalna struktura z charakterystyczną laguną w środku. Atol tak długo jest aktywny jak długo nadąża za podnoszeniem się oceanu światowego.
Do sedymentacji płytkomorskiej dochodzić może także w strefie sublitoralnej sięgającej od 20 do 200 metrów głębokości, a więc do skłonu kontynentalnego. W sedymentacji zasadnicze znaczenie ma osad drobnoziarnisty cienkoskorupowy (podobnie jak w lagunach). W tej strefie w osadzie będą tworzyć się bardzo dobrze widoczne warstwy.
Druga grupa środowisk morskich to środowiska głębiej wodne. Zaliczyć do nich możemy osady powstające między głębokością 200 m a głębokością CCD (od 2700 do 3000 m). Wapienie powstałe w tym środowisku charakteryzują się dużą ilością materiału planktonicznego, który opada na dno dodatkowo osad planktoniczny miesza się z osadem nanoszonym z części szelfowej. Przyjmuje się, że krystalizacja węglanowa zachodzi do głębokości 100 m. Poniżej tej granicy tworzą się ciemne, ilaste, wapienie typu alpejskiego.
Wapienie mogą powstawać także w środowiskach lądowych. Węglany osadzone w środowisku jeziornym, tworzące skałę nazywamy wapieniami jeziornymi. W strefach subpolarnych w których zjawiska glacjalne są bardzo powszechne, a węglany zawarte są w glinach zwałowych powstają trawertyny. Skały te mogą powstawać także tam gdzie jeziora są silnie zarośnięte a cząsteczki wapnia osadzają się na roślinności porastającej torfowisko. Trawertyny mogą powstawać także w drobnych strumykach i oczkach wodnych powstałych w wyniku działalności rzek (wymywania węglanu wapnia) przepływających przez obszary krasu węglanowego. Specyficzną odmianą trawertynu jest martwica wapienna, znajdowana w okolicach gorących źródeł.
Utwory wapienne nie są związane tylko z sedymentacją wodną. Niektóre skały wapienne mogą powstawać w wyniku przeobrażeń diagenetycznych – są to tak zwane caliche. Tworzą się one na lądzie w wyniku przenikania wód opadowych przez utwory piaszczyste z elementami węglanowymi. Wody te rozpuszczają składniki węglanowe i następnie odparowują. Odparowując zostawiają na powierzchni warstwę CaCO3. Inną formą są sebki spotykane w strefie śródziemnomorskiej. Powstają na drodze podsiąkania wód oceanicznych w brzeg i następnie odparowania.
Klasyfikacja
Jedną z najpopularniejszych klasyfikacji skał węglanowych opracował w roku 1959 i przedstawił, wybitny sedymentolog pochodzenia czeskiego Robert Folk. Podstawą tej klasyfikacji jest rozpoznanie i przyporządkowanie składników do konkretnej grupy. Grupy te to: składniki allo- i ortochemiczne.
Składniki allochemiczne (allochemy) to składniki pochodzące spoza środowiska sedymentacji ale tworzące szkielet skały węglanowej. Wśród allochemów wyróżnia się:
Litoklasty – ziarna starszych skał węglanowych, które po zlityfikowaniu podlegały procesowi wietrzenia, następnie erozji i dostały się do basenu sedymentacyjnego. Litoklasty są podstawą do traktowania skały węglanowej jako okruchowej. Skały średniookruchowe nazywamy arenitami. Stąd skały węglanowe ze średni okruchowymi litoklastami nazywamy kalkarenitami czyli piaskami i piaskowcami wapiennymi. Jeśli litoklasty tworzone są przez drobniejszą frakcję nazywamy je kalksillitami. Węglanowa frakcja żwirowa jest określana kalkrudytami.
Intraklasty – fragmenty osadów węglanowych powstałych w obrębie basenu sedymentacyjnego w którym uległy one rozdrobnieniu i redepozycji. Są to zatem nieco starsze fragmenty osadu, od tego w którym się znajdują. Osad węglanowy w trakcie depozycji jest plastyczny zatem nie będzie tworzył ostrokrawędzistych form lecz owalne, czasami silnie wydłużony. Co więcej intraklast, jako że jest fragmentem wcześniej osadzonego materiału może posiadać cechy skały – być zbudowany z drobniejszych fragmentów które także dają się oznaczyć. Niekiedy wspomniana plastyczność powoduje wygięcie wydłużonych skupień, do czego zazwyczaj dochodzi w trakcie transportu. Intraklasty są bardzo zróżnicowane wielkościowo -od pelitu do żwiru. Są one także wskaźnikiem środowiskowym – powstają w środowisku o wysokiej energii.
Ooidy – owalne powstające na drodze chemicznej składniki, posiadające najczęściej budowę koncentryczną i radialną. Odznaczają się obecnością jądra koncentracji, którym może być wiele różnorodnych obiektów – fragment starszej skały węglanowej, ziarno kwarcu, odgazowana banieczka powietrza czy składnik organiczny. Wokół tego jądra na drodze chemicznej wytrącają się kolejne pierścienie, zbudowane z węglanu wapnia co daje efekt budowy koncentrycznej. Ooidy mają zazwyczaj nieprzekraczają 2 mm średnicy co związane jest ze sposobem ich powstawania. Po to by drobina mogła być obrastane skorupą wapienną, utwór musi być nieustannie podbijany i zmieniać swoje położenie. Dlatego ooidy powstają silnie energetycznych środowiskach np. w strefie falowania. Ze względu na dużą energie środowiska, ooidy nie mogą być większe niż 2 mm, bo wtedy niszczenie przeważa nad wzrostem. Terminem pokrewnym do ooidów są pizoidy (perły jaskiniowe). Różnica polega na położeniu jądra i sposobu narastania kolejnych warstw. Jądro w pizoidach jest rozłożone asymetrycznie a wokół niego tworzą się elipsoidalne pierścienie.
Onkoidy – okrągłe lub prawie okrągłe utwory węglanowe powstające w wyniku osadzania się węglanu wapnia wokół jąder koncentracji (np. kwarc). na porastających to jądro glonach. Jądro to jest zdecydowanie większe niż u ooidów. Wzrost onkoidów zależny jest bezpośrednio od warunków naświetlenia. Kolejne przyrosty tworzyć się będą tylko od strony naświetlonej. Onkoidy mogą mieć różną wielkość, od milimetra do nawet kilku centymetrów. Onkoidy powstają w środowiskach niskoenergetycznych i tylko od czasu do czasu podlegaą gwałtowniejszym przemieszczeniom, np. w wyniku działalności silnego prądu.
Pellety – drobne skupienia drobnokrystalicznego węglanu wapnia, które nie mają wyraźnie zarysowanej granicy, mimo że różnią się trochę od otoczenia. Ich rozmiar zazwyczaj nie przekracza 0,15 mm. Na ogół nie posiadają wewnętrznej tekstury. Mogą one powstawać w różny sposób np. mogą powstać poprzez drążenie przez skałotocza starszych fragmentów węglanowych i wypełnienie ich w późniejszym okresie mułem węglanowym. Pelety reprezentują środowiska o niskiej energii, gdyż w środowisku wysokoenergetycznym zostałyby wymyte.
Składniki organiczne – części twarde i struktury powstałe dzięki działalności organizmów – Do tej grupy zaliczamy szkielety organizmów (wewnętrzne i zewnętrzne) np. głowonogów, małży, otwornic, oraz utwory powstające w wyniku życiowej działalności organizmów jakimi są: kolonie koralowe, mszywiołowe czy glonowe. Specyficznymi formami są tzw. maty glonowe. Ogromne połacie dna morskiego porastają glony. Nie mają one szkieletu, lecz ich metabolizm pozwala im wzrastać w ciągu dnia. W nocy natomiast proces wzrastania wygasa, a wytworzona w trakcie wzrostu delikatna galaretowata substancja ma zdolność wyłapywania z wody drobnych fragmentów min. węglanu wapnia i zlepiania ich. W wyniku takiego procesu powstają laminy. Maty takie nazywamy stromatolitami. Maty glonowe są bardzo powszechne w wapiennych osadach prekambryjskich.
Składniki ortochemiczne - wytwory środowiska w którym zostały zdeponowane. Cement skał węglanowych.
Mikryt – drobnokrystaliczny węglan wapnia. Pod mikroskopem wykazuję żółto brunatną barwę
Sparyt – wyraźnie krystaliczny, bezbarwny pod mikroskopem.
Na tej podstawie Folk stworzył klasyfikację, przedstawiającą się:
Drugą ważną klasyfikacją została zaproponowana przez Dunhama w 1962. Oparta jest ona na stosunkach ilościowych ortochemów do allochemów, oraz na sposobach kontaktów międzyziarnowych.
Klasyfikację chemiczną zaproponował z kolei Chillingar. Na podstawie stosunku molowego Ca do Mg wyróżnił on:
Dolomit magnezowy o stosunku 1:1,5
Dolomit: 1,5-1,7
Dolomit słabo wapienny: 1,7-2
Dolomit wapienny: 2 -3,5
Wapień silnie dolomityczny: 3,5-16
Wapień dolomityczny: 16 -60
Wapień słabo dolomityczny: 60-105
Wapień kalcytowy: ponad 105
Diageneza skał węglanowych
Pierwszym i najpowszechniejszym procesem diagenetycznym jest cementacja. Jako że węglany to osady chemiczne proces zespajania następuje bardzo intensywnie i zaczyna się już w momencie depozycji. Środowisko depozycyjne przesycone jest węglanem wapnia, zatem szybko się on wytrąca tworząc spoiwo. Wyróżniane są dwa typy cementu. Pierwszy tzw. cement obrastający (cement A). tworzy się wokół ziaren typu węglanowego. Innym z cementów węglanowych jest cement krystaliczny powstający w przestrzeniach międzyporowych w wyniku krystalizacji z wód porowych.
Także skład mineralny cementów jest zmienny. Cementy mogą być przede wszystkim aragonitowe, niekiedy powstają cementy z wysoko magnezowego kalcytu oraz stosunkowo rzadko - kalcytowe.
Rodzaj cementu z punktu widzenia mineralogicznego oraz chemicznego są bardzo ważnymi wskaźnikami środowiska, w którym dochodziło do sedymentacji czy diagenezy. Na podstawie analizy cementów, można odczytać nawet subtelne zmiany w energii czy innych parametrów środowiska.
Cementacja ma także istotne znaczenie z punktu widzenia surowcowego. Skały węglanowe są często kolektorami węglowodorów. Doświadczeni petrografowie mogą bez specjalnego wysiłku określić czy jest to skała która może być kolektorem węglowodorów czy raczej nie. Różne warunki diagenezy powodują, że skały się różnicują.
Innym procesem diagenetycznym jest mikrytyzacja. Jest to szczególny sposób powstawania mikrytu. Składnikami węglanów są często fragmenty innych organizmów. W skałach węglanowych żerują skałotocza, które tworzą kanaliki. Skałotocza drążąc kanaliki pozostawiają w nich resztki
pokarmu, bądź nieprzydatne im elementy. W ten sposób tworzy się warstewka mikrytu. Po zaniknięciu organizmu pozostaje po nim ślad który nazywamy śladem mikrytowym. Proces ten nazywamy envelope micritization.
Z diagenezą wiąże się także przekrystalizowanie. Jest to przechodzenie składników niestabilnych w stabilne. Węglan wapnia, który wykrystalizował jako aragonit czy Mg – kalcyt, będzie starał się przekrystalizować w kalcyt, gdyż to właśnie on jest stabilną formą w warunkach powierzchniowych. Niestabilne formy niekiedy mogą przetrwać, ale jest to sytuacja rzadka. Podobnie jest z opalem i chalcedonem, które z czasem przechodzą w kwarc.
Przekrystalizowaniem możemy również nazwać przejście mikrytu w mikrosparyt, a z czasem w sparyt.
Rekrystalizacja w skałach węglanowych jest niemal tak powszechna jak w osadach krzemionkowych.
Kolejnym procesem diagenetycznym jest dolomityzacja czyli powstawanie dolomitów. Jest to proces złożony i trudny do opisania. Główną ideą tego procesu jest przejście kalcytu i aragonitu w dolomit. Kalcyt zbudowany jest z naprzemianległych warstewek Ca i CO3. Proces dolomityzacji polega na zastąpieniu co drugiej warstewki kationowej (wapniowowej) magnezową. Warto zauważyć że takie selektywne zastępowanie warstewek, w świetle krystalochemii jest procesem bardzo trudnym do wyobrażenia.
Przejście aragonitu w dolomit jest związane ze zmniejszeniem objętości o 13% a kalcytu w dolomit o 8%.
Dolomityzacja jest procesem powszechnym. Uważa się, że im starsze serie skał węglanowych tym więcej jest w nich dolomitów.
Dolomity powstają najczęściej właśnie w wyniku procesów dolomityzacji. Istnieje jednakże pogląd, stanowiący, że dolomity mogą bezpośrednio wytrącać się z wody morskiej. Zrobiono eksperymenty, mające na celu sztuczne stworzenie dolomitu. Jest to możliwe ale w warunkach, które są trudno osiągalne w naturalnych warunkach – temperaturze 42-43 °C i zasoleniu rzędu 40 promili. Wydaje się zatem, że tak duże ilości dolomitu mogły powstać tylko w wyniku dolomityzacji.
Istnieje też proces odwrotny – dedolomityzacja czy rekalcytyzacja. Taka skała zwiększa swoją objętość i kruszy się. Do zjawiska tego dochodzi gdy do utworzonych dolomitów dostaną się wody słodkie.
Z diagenezą związane jest także powstawanie wapieni gruzłowych. Wapienie gruzłowe to utwory w których znajdujemy fragmenty skał węglanowych w postaci owalnych wydłużonych form, które tworzą warstwowe nagromadzenia rozdzielone substancją zasobną w minerały ilaste, związki żelaza itd.
Istnieją dwie skrajne koncepcje dotyczące mechaniki powstawania takich wapieni. Pierwszą z nich przedstawił Hallam, który uznał że gruzły to są wykształcenia diagenetyczne, powstające w wyniku koncentracji substancji węglanowej rozproszonej pierwotnie w warstwie. Źródłem tej koncentracji może być np. obumarły organizm. Teoria ta mówi zatem, że gruzły albo konkrecje są nowo wykształconymi formami powstającymi w czasie diagenezy. Druga teoria, przeciwstawna, mówi że wapienie gruzłowe pierwotnie były warstwami węglanowymi, w których po jakimś czasie utworzyły się przerwy w których powstają gruzły. Do tego rodzaju powstawania gruzłów może dochodzić poniżej granicy CCD.