• „Sedimentary Rock” – podręcznik papieża sedymentologów, J.F. Pettijohn’a, 1949, na początku był to skrypt. Ponowiono w roku 1957. Wywarł on ogromny wpływ na rozwój sedymentologii i petrografii skał osadowych.

• W 1952-3 podręcznik rosyjskiego petrologa Ruchina.

• Maria Turnau Morawska – „Petrografia skał osadowych”, 1954, wychowanica szkoły lwowskiej. Był to pierwszy podręcznik skał osadowych w Polsce. W dużym stopniu oparta jest na podręczniku Ruchina.

• „Sedimente und Sedimentgesteine”, red. Fuschbauer, Miller, Engelhart. Książka nawiązuje do Pettijohn’a, niemniej jednak zasadnicza jej część dotyczy petrografii.

• Najbardziej aktualny jest podręcznik Kazimierza Łydki „Petrologia skał osadowych”. Napisał go w 1985 roku. Był wychowankiem Smulikowskiego i Turnau – Morawskiej z UW.

• Ponadto ukazało się w ostatnich 30 latach kilka innych skryptów.

Skały osadowe powstają na powierzchni albo w pobliżu powierzchni Ziemi. Są zatem najbardziej dostępne człowiekowi. Skały magmowe i krystaliczne występują sporadycznie a osadowe można znaleźć prawie w każdym miejscu.

Skąd się biorą skały osadowe? Zakładamy że pierwszymi utworami w naszej planecie były bowiem skały magmowe, plutoniczne i wylewne. Skały osadowe są wynikiem wietrzenia produktów procesów magmowych. Wietrzenie to pewne przeobrażenia, którym podlegają skały. Każdy minerał i każda skała jest trwała w tych warunkach, w których powstała. My nie dysponujemy czasem który pozwalałby na obserwacje zjawisk w czasie geologicznym. Proces wietrzenia trwa bardzo długo. Stąd wydaje nam się, że minerały i skały są niezniszczalne. W wyniku procesów które nazywamy wietrzeniem dochodzi do przeobrażeń, można powiedzieć też degradacji (w odróżnieniu do agradacji) dochodzi do tworzenia się skał osadowych.

Czynnikami wietrzenia są:

• Rozpuszczanie

• Dezintegracja (nie tyle czynnik co skutek)

• Spękanie

• Utlenianie, bardzo powszechny proces

Generalnie rzecz biorąc możemy wyróżnić czynniki fizyczne (woda, wiatr, zmiany temperatury, zamróz – zwiększanie objętości wody w postaci lodu, lodowce) i chemiczne (utlenianie, hydroliza, uwodnienie, dehydratacja). Przeprowadzono szereg badań na temat głębokości do których rozwija się wietrzenie. Może sięgać do setek, a nawet tysięcy metrów. Zależy od regionu i lokalizacji. Nas interesują przede wszystkim produkty wietrzenia, jako procesu degradacji. Produktami wietrzenia mogą być elementy stałe lub elementy stanowiące roztwór. Gdybyśmy mieli bardziej szczegółowo te elementy określić to będą to ziarna, zawiesina i roztwór jonowy. W tej bowiem formie produkty wietrzenia są transportowane. By wietrzenie mogło postępować niezbędne jest by jego produkty zostały odtransportowane. Jeżeli zrobimy przekrój litosfery możemy sobie wyobrazić że w górnej części będą skały zupełnie rozdrobnione, potem częściowo rozdrobnione, a jeszcze niżej lita skała. By wietrzenie mogło rozwijać się w głąb niezbędne jest usunięcie nadkładu.

Transport odbywa się poprzez różne formy (toczenie, saltację, rozproszenie w zawiesinie – niekiedy nazywamy je roztworami nierzeczywistymi, czyli koloidalne stany, rozproszenie jako związki jonowe po zaistniałej dysocjacji). Transport jest zatem niezbędny dla rozwoju wietrzenia.
Medium transportującym może być woda, wiatr, lodowiec, powierzchniowe ruchy masowe. Po stoku mogą zsuwać się produkty wietrzenia. Od tego jaki w jaki sposób produkty wietrzenia są odtransportowane zależy w dużym stopniu rodzaj skały osadowej która powstaje.

Jeżeli narysujemy trójkąt. W narożach możemy umieścić ziarna, zawiesiny i jony. Dzielimy trójkąt na trzy pola. Transport w formie ziaren daje skały okruchowe, w formie zawiesiny daje skały ilaste, a w formie jonowej skały chemiczne i organogeniczne.

O typie skały decyduje zatem rodzaj wietrzenia, forma transportu i medium które transportuje.

Mamy zatem trzy grupy skał które mają bezpośredni związek z procesami wietrzenia i transportu. Tutaj zaczyna się już podział skał osadowych na te trzy podstawowe grupy. Przy sedymentacji tych różnych grup skał osadowych, może dojść do zjawiska, które określamy jako dyferencjacja sedymentacyjna. To znaczy że poza wyjątkowymi sytuacjami, możemy założyć że jeśli osad jest transportowany jako ziarna, że najpierw wytrącane są z niego składniki najcięższe a więc prawdopodobnie największe (jeśli nie liczyć minerałów ciężkich), a później coraz to drobniejsze. Wyobraźmy sobie rzekę. W górnym biegu osadzają się większe składniki, potem coraz mniejsze, a na końcu zawiesina. Na samym końcu mogą zostać deponowane jony, ale jest to szczególny typ.

Dyferencjacje sedymentacyjną obserwujemy również w skałach chemicznych i organogenicznych. Jest związana z cyklami ewaporatowymi. Tu zasadniczą rolę odgrywa współczynnik rozpuszczalności. W spągu będą wapienie złożone z węglanów, następną formację będą stanowiły bardziej rozpuszczalne siarczany (gipsy, anhydryty), w samym stropie chlorki, chlorki i siarczany , generalnie o charakterze soli. Różnicowanie się osadu jest zatem możliwe do zaobserwowania wśród wszystkich typów skał osadowych.

W ten sposób powiedzieliśmy sobie o tym w jaki sposób i jakimi prawami sterowana jest sedymentacja czy też powstawanie skał osadowych. Wyróżnimy zatem trzy grupy skał o szczególnych właściwościach. Dla każdej z tej grupy skał należy utworzyć inne systemy klasyfikacyjne.

Oprócz dyferencjacji sedymentacyjnej istotne znaczenie maja tak zwane facje geochemiczne środowiska sedymentacji. Byłoby za mało gdybyśmy powiedzieli tylko że rodzaj transportu ma decydujący wpływ. Wpływają na powstawanie skał także cechy środowiska w którym skała się osadza. Najkrótsza definicja facji to wytwór środowiska. W każdym środowisku mogą istnieć inne warunki i w końcowym efekcie te warunki będą odgrywały dużą rolę dla osadu. Z tego punktu widzenia wyróżnia się te facje geochemiczne. W środowisku morskim to są te najbardziej rozległe istotne dla sedymentacji która się odbywa na Ziemi środowiska:

• Pierwsza to facja siarkowodorowa, która charakteryzuje się zasobnością w H₂S. Dzięki temu typowymi minerałami dla tej facji są siarczki. Przyjęto że szczególne znaczenie będzie miało to z jakimi anionami wiązane są kationy żelaza. W facji siarkowodorowej mamy FeS₂. Jest to piryt i markasyt.

• Drugą facją jest facja syderytowa, która cechuje się obfitością CO₂, która powoduje że jon żelaza jest wiązany do FeCO₃ czyli syderyt.

• Trzecia facja to facja szamozytowa. Ta facja cechuje się obfitości rozpuszczonego SiO₂. Powstaje minerał zwany szamozytem – chloryt żelazawo – żelazowy.

• Czwarta to facja glaukonitowa, która charakteryzuje się dużą zasobnością P₂O₅. Powstaje glaukonit – to jeden z minerałów ilastych o bardzo specyficznej budowie z dużą zawartości P₂O₅.

• Ostatnią facją jest facja tlenowa. Mamy nadmiar tlenu. Żelazo jest wówczas wiązane w tlenki i wodorotlenki żelaza: Fe(OH)₂, Fe₂O₃ - hematyt i inne jeszcze związki.

Gdybyśmy rozpatrywali basen morski, najpłycej jest facja tlenowa, następnie typowa dla szelfu facja glaukonitowa, kolejna byłaby facja szamozytowa, następnie syderytowa, a na samym końcu facja siarkowodorowa. Ta facja siarkowodorowa może sięgać aż do dużych głębokości. Facja syderytowa we współczesnych morzach i oceanach rozwija się do głębokości maksymalnej 3000-3200 m. Poniżej tej głębi kompensacyjnej węglanu wapnia, zostaje on rozpuszczony.

W środowisku lądowym mamy do czynienia z kilkoma facjami, które najogólniej rzecz biorąc mają charakter facji tlenowej albo facji węglowej. Wśród tlenowych można wymienić laterytową, orsztynową itd. W przeciętnym jeziorze może być to uzewnętrznione.

Zatem na to z jakimi skałami mamy do czynienia wpływa rodzaj wietrzenia, formę i medium transportu i z drugiej strony cechy geochemiczne środowiska depozycji.

Rozprzestrzenienie skał osadowych było w różny sposób oceniane. W 1955 roku Poldeveart określił że na naszej planecie jest około 6,3 x 10⁸ km³ skał osadowych. Ronow w 1969 ocenił że jest 9  x 10⁸ km³ skał. Jeszcze ktoś przed nimi obliczył że było to 13 x 10⁸.

Pierwszą grupę stanowią skały okruchowe. To te, które osadzone zostały w wyniku transportu w stanie stałym. Tymi elementami, które transportowane są w stanie stałym są ziarna minerałów i skał pochodzących ze skał magmowych, metamorficznych i starszych skał osadowych. Najpierw zajmiemy się składnikami pierwotnymi – to te które współtworzą osad od momentu jego zdeponowania. Tworzą one tak zwany szkielet ziarnowy. Te ziarna tworzą szkielet ziarnowy, do którego mogą należeć również fragmenty organiczne które zostały zdeponowane równocześnie z depozycją ziaren skał. Możemy powiedzieć że są to zazwyczaj elementy allogeniczne, a więc takie które pochodzą spoza basenu sedymentacyjnego, aczkolwiek nie można pominąć tych elementów które pochodzą z tego samego basenu sedymentacyjnego (autogenicznych). Przykładem może być destrukcja skłonu kontynentalnego. Te transportowane w stanie stałym ziarna mogą być uzupełnione o elementy organiczne, które rozwijają się w basenie sedymentacyjnym. Drugim składnikiem pierwotnym jest tak zwany matrix. Inaczej można by to określić opisowo jako masa wypełniająca. Otóż jeśli masa wypełniająca to dajmy temu rodzajnik żeński. Masa ta powstaje i wchodzi w skład równocześnie ze składnikami szkieletu ziarnowego. Jest to sprzeczne z dyferencjacją sedymentacyjną, która miała prowadzić do segregacji w wyniku siły ciężkości. Są jednak sytuacje takie które moglibyśmy nazwać katastrofalnymi czy innymi kiedy prąd o silnej energii, środowisko o dużej sile transportującej nagle traci tę dużą energię. Mamy np. rzekę, która wpływa gwałtownie do dużego akwenu. W tym momencie siłą gwałtownie się rozładowuje. Jednocześnie wypadają z osadu duże fragmenty i drobna zawiesina. Także wybrzeża morskie, gdzie wały morskie oddzielają szelfy od centralnej części basenu i są przerywane przez prądy, mogą być miejscem tego typu zdarzeń. Te utwory nazywane są w sedymentologii turbidytami, tempestytami itd. Matrix nie tworzy wtedy szkieletu ziarnowego, ale wypełnia wolne przestrzenie w jego obrębie. Niekiedy usiłuje się postawić jakąś granicę wielkości dla matrix. Jest to działalność za daleko idąca. To co uważamy za matrix zależy od wielkości ziaren i stopnia wysortowania ziaren.

Na użytek naszego wykładu, za matrix uważamy tę część składników które są mniejsze o jeden rząd wielkości od składników dominujących. To jest pewien rodzaj zabiegu formalnego, ale żeby zrozumieć istotę matrix dobrze taką granicę sobie postawić. Są to elementy osadu które nie stanowią o jego jakości, a wypełniają przestrzenie międzyziarnowe. Może się też zdarzyć że zlityfikowana skała ulegnie procesom kataklastycznym – zdeformowaniu , rozproszeniu. Może się wtedy zdarzyć że szkielet ziarnowy upodobni się do matrix, wtedy można ją nazwać pseudomatrix. Matrix występuje sporadycznie, w szczególnych przypadkach, gdy dochodzi do zjawisk gwałtownych.

Szkielet ziarnowy może mieć różny typ. Jeden to taki gdy składniki szkieletu nie stykają się ze sobą. Są między nimi wolne przestrzenie. Ten typ to mud-support. W innym typie mamy wyraźne składniki szkieletu ziarnowego. Ten typ będziemy nazywali budową grain-supprot.

Drugą grupą składników są takie których nie możemy określić wtórnymi, lepsza nazwa to niebędące pierwotnymi. Pierwszym z tych składników jest spoiwo. Czasami mówimy że jest to cement. Jest jeszcze stare, ładne, polskie określenie lepiszcze. Są to składniki które wchodzą w skład osadu już po depozycji składników pierwotnych. Cement koncentruje się w wolnych przestrzeniach między składnikami szkieletu ziarnowego. Może być różnego typu.

Druga grupa niebędących pierwotnymi to pseudomorfozy – na miejscu jednych składników powstają inne. Może np. zostać rozpuszczony składnik organiczny i w tym miejscu wykrystalizuje nowy minerał, np. element krzemionkowy.

Trzecia to nowe inne wykształcenia mineralne.

Taka będzie zasadnicza budowa skały okruchowej. Te dwie grupy składników. Mogą występować w różnych proporcjach.

Omówimy teraz składniki szkieletu ziarnowego. To przede wszystkim fragmenty minerałów i skał przetransportowane z miejsca gdzie następowało wietrzenie do miejsca gdzie odbywa się depozycja. Ten transport może mieć różny charakter, różne media mogą być jego sprawcami. Od medium zależy również wygląd i kształt tego ziarna transportowanego. Będą to składniki odporne na czynniki wietrzenia. Wśród nich dominuje kwarc. Nie dochodzi żadna dysocjacja, rozpad itd. W skałach magmowych liczne są też skalenie a więc i w osadowych będą liczne. Będą liczne fragmenty skał nie rozdzielonych na poszczególne minerały. To co znajdziemy w skałach magmowych możemy z grubsza znaleźć w skałach osadowych.

Matrix, jako że pochodzi z tej samej wietrzejącej skały wyjściowej ma podobny skład do szkieletu. A więc pierwotne składniki skał okruchowych wyraźnie nawiązują do budowy skały z której pochodzą. Skała osadowa znajdująca się obok magmowej ma prawdopodobnie podobny skład chemiczny, gdyż pochodzą z niej składniki alimentacyjne.

Spoiwa natomiast są typowe dla środowisk depozycyjnych. Mają z nimi ścisły związek. Nie jest łatwo w mikroskopie bardzo precyzyjnie określić z jakimi mamy spoiwami do czynienia albo powiedzieć że jest to na pewno spoiwo. Tu trzeba jednak pewnego zastanowienia się i wnikliwej oceny. Często matrix i spoiwo mogą być mineralogicznie bardzo zbliżone do siebie.

W jaki sposób powstaje spoiwo? Tylko dzięki temu że dany osad po swojej depozycji chociaż na chwilę (dziesiątki lat) zostanie nasączony wodą. Lepiszcze powstaje w wyniku procesów czysto chemicznych lub koagulacji zawiesiny. Ziarno otoczone koncentryczną obwódką węglanową to wiadomo że jest to spoiwo. Koagulacja prowadzi do otulenia obwódką złożoną z minerałów ilastych możemy przypuszczać że otulina ziarna jest spoiwem i powstała już po jego zdeponowaniu. Niezbędną w historii danego osadu jest to aby przynajmniej na jakiś czas został on nasączony wodą czy pogrążony w środowisku wodnym. Na przykład na pustyniach wystarczą gwałtowne deszcze nasączające osad wodą. Woda deszczowa jest pozbawiona soli mineralnych. Woda wnikając w osad rozpuszcza łatwo rozpuszczalne składniki. Odparowując zostawia wokół ziarenek te łatwo rozpuszczalne składniki w postaci cementu. To woda jest medium która dostarcza w formie jonów lub koloidów składniki które tworzą później spoiwo. Spoiwo nie jest często jednorodne pod względem chemicznych, bo środowisko może się zmienić, węglany, siarczany, koagulacja iłów, wodorotlenki żelaza. Co więcej możemy wyróżniać różne sukcesje tego spoiwa i na podstawie tego spoiwa możemy określać sukcesję środowiska w basenie sedymentacyjnym. Bituminy mogą gromadzić się w wolnych przestrzeniach międzyziarnowych przede wszystkim. Wolne przestrzenie są wypełnione albo są wolne. Co więcej te wolne przestrzenie pod wpływem wielu czynników mogą się zmieniać. Np. jeżeli w wolnej przestrzeni jest kalcyt a przejdzie potem w dolomit, który ma 13% mniejszą objętość. Powstaną wtedy zatem wolne przestrzenie. Dolomityzacja sprzyja zatem powstawaniu bituminów. Cechy te mogą mieć zatem bardzo istotne znaczenie dla powstawania surowców naturalnych.

Bardzo często rozpuszczone organizmy także tworzą przestrzeń dla gromadzenia się bituminów. Sama petrologia to nie tylko nauka czy dyscyplina geologii wyjaśniająca powstanie skały, ale dostarcza ona również informacji związanych z kopalinami użytecznymi. Rozwój wydobycia węglowodorów spowodował rozwój badań nad skałami osadowymi. Rozwój badań nad skałami magmowymi wynikał natomiast z koncentracji wokół nich rudy metali.

Szkielety ziarnowe często zawierają składniki skał krzemionkowych i magmowych, niż ilastych itd.
Pewną grupę ich składników mogą tworzyć minerały ciężkie, czy akcesoryczne. Zwykle ich koncentracja nie przekracza jednego procenta. Są jednak niezwykle ważne dla wyjaśnienia pochodzenia osadów. Są to np. cyrkon, turmalin, apatyt. Bardzo charakterystyczne są ich proporcje. W granicie turmalinowym ze Strzegomia występuje trzy razy więcej turmalinu niż w Karkonoskim, w Karkonoskim natomiast jest więcej cyrkonu. Są one odporne, więc mogą dać wskazówki o pochodzeniu.