ŚRODOWISKO GŁĘBOKOMORSKIE
FLISZ – zespół skał terygenicznych cechujący się wielokrotną cyklicznością.
Skała terygeniczna – skała osadowa, której składniki są pochodzenia lądowego i zostały przeniesione poza obszar tworzenia (są allochtoniczne). Skała terygeniczna może się tworzyć na lądzie (na pustyni, w rzece, jeziorze) lub w morzu, przeważnie skały terygeniczne powstają w morzach, gdyż tam są większe szanse na ich zachowanie.
Klasyczny cykl (tzw. SEKWENCJA BOUMY) rozpoczyna zlepieniec, powyżej leży piaskowiec, następnie mułowiec, a najwyżej w profilu iłowiec. Flisz powstaje na skutek schodzenia po stoku kontynentalnym podwodnych prądów zawiesinowych i osuwisk i segregowania grawitacyjnego ziarn w czasie tego transportu. Prawie zawsze flisz tworzył się w głębokim basenie morskim, u podnóża stoku kontynentalnego, ale znane są też sekwencje fliszowe w głębokich jeziorach.
Skamieniałości fliszowe należą do rzadkości i są reprezentowane przede wszystkim przez mikrofaunę (np. otwornice) i bardzo liczne miejscami skamieniałości śladowe.
W skład skał fliszowych mogą wchodzić:
Rodzaje fliszu ze względu na oddalenie od obszaru źródłowego materiału detrytycznego wyróżniamy:
flisz bliski (proksymalny)
flisz daleki (dystalny)
Ze względu na skład petrograficzny wyróżniamy:
flisz normalny
flisz daleki piaszczysty
flisz dziki
TURBIDYTY – osady spływów grawitacyjnych, czyli prądów zawiesinowych, powstające najczęściej w czasie osuwisk podmorskich i charakteryzujące się, między innymi, występowaniem uziarnienia frakcjonalnego, przewarstwione z osadami drobnoziarnistymi (np. pelagicznymi lub hemipelagicznymi). Turbidyty przeważnie wchodzą w skład osadów fliszowych.
Modelem facjalnym turbidytu jest sekwencja Boumy. Osady turbidytowe są wiązane ze środowiskiem stożków podmorskich z lokalizowanych u podnóża skłonów kontynentalnych. Turbidyty są bardzo trudne do odróżnienia od konturytów.
typowe dla turbidytów następstwo struktur sedymentacyjnych to: uziarnienie frakcjonalne - laminacja pozioma - warstwowanie skośne (zmarszczkowe).
FLUKSOTURBIDYTY - grube warstwy źle wysortowanego piaszczysto-żwirowego materiału, powstałe wskutek podmorskiego grawitacyjnego spływu materiału o dużej gęstości.
ŚRODOWISKO SKAŁ WĘGLANOWYCH
Osadowe skały węglanowe to rodzaj skał o pochodzeniu chemicznym lub biochemicznym zbudowane z kalcytu, aragonitu, dolomitu lub syderytu. Skały węglanowe obejmują głównie wapienie (zbudowane z węglanu wapnia), dolomity (zbudowane z węglanu magnezu) i przejściowe rodzaje skał (wapienie dolomityczne, dolomity wapienne). Margle to skały węglanowe o znacznej zawartości minerałów ilastych.
Kopalne skały wapienie są zbudowane z kalcytu (trzeciorzędowe i starsze), natomiast współczesne wapienie zawierają głównie aragonit, który jest ostatecznie przekształcany w kalcyt. Wapienie mogą być zbudowane z
klastów (fragmentów szkieletów organizmów, ooidów, peloidów),
mikrytu (czyli mułu wapiennego) oraz
sparytu (kryształów kalcytu o większej średnicy).
Większość skał węglanowych należy do skał krasowiejących (należą do nich szczególnie często występującewapienie, rzadziej występujące dolomity). W przypadku węglanów ma miejsce szereg reakcji chemicznych, dla zaistnienia których konieczne jest występowanie rozpuszczonego w wodzieCO2, a duże znaczenie mają warunki temperaturowe i ciśnieniowe.
Większość węglanów jest deponowana w obrębie platformy węglanowej, poniżej strefy pływów na głębokości nie większej niż 30 m. Strefa ta jest określana jako fabryka węglanowa. Część materiału jest transportowana w postaci okruchowej z tej strefy do głębszych części basenu oraz w stronę wybrzeża. Szelf węglanowy dzielony jest na: wewnętrzny (przybrzeżne wody z plażą i równią pływową), środkowy (pomiędzy strefą pływową a krawędzią szelfu) i zewnętrzny, czyli wąską strefę stoku poniżej krawędzi, obejmującą jedynie dobudowaną platformę węglanową (nie obejmuje całego skłonu szelfu, jak w przypadku klastycznego szelfu).
Walker wyróżnił dziewięć facji węglanowych (wyliczając od brzegu): ewaporatową (sabkha), przybrzeżną z równią pływową, szelfu z otwartą cyrkulacją (z rafami i lagunami), krawędzi platformowej, nadbudowy organicznej (zewnętrzny szelf ze stromym skłonem sięgającym maksymalnie do głębokości 20 m), zewnętrznego skłonu (poniżej głębokości 20 m z sedymentacją okruchów węglanowych), krawędzi głębokiego szelfu, szelfu otwartego morza, basenu (z depozycją mułową).
WAPIEŃ – skała osadowa (chemogeniczna lub organogeniczna) zbudowana głównie z węglanu wapnia, przede wszystkim w postaci kalcytu. Powstają z luźnego osadu wapiennego, który w wyniku różnych procesów ulega lityfikacji. Najbardziej istotnym z tych procesów jest proces cementacji. Wapienie powstają głównie w środowisku morskim (wody morskie są nasycone węglanem wapnia sięgając 80 g/m3).
Klasyfikacja, oparta na wielkości składników ziarnistych, dzieli wapienie następująco:
kalcyrudyty – przeciętna wielkość składników wynosi powyżej 2 mm
kalkarenity – przeciętna wielkość składników wynosi 2-0,1 mm
kalcylutyty – przeciętna wielkość składników wynosi poniżej 0,1
ŚRODOWISKO DELTOWE (MODEL DELTY)
Osady, naniesione przez rzeki, sięgają nieraz wielkiej grubości. Szybkość, z jaką delty posuwają się w głąb morza, zależy nie tyle od ilości osadu, niesionego przez rzekę, ile od wyżej wyliczonych warunków tworzenia się delt. Materiał dostarczany przez rzekę jest często wynoszony w głąb morza przez prądy morskie (np. pływowe, powrotne itd.).
schowana – rzeka wpada do zatoki, gdzie tworzy stożek nasypowy wyrównujący przebieg linii brzegowej np. Wisła
wysunięta – rzeka wpada bezpośrednio do morza
łukowa – np. Nil
palczasta – np. Missisipi
klinowa – np. Niger
W górnej części delty, materiał osadowy jest głównie wleczony przez prąd rzeki i tworzy pokrywę o architekturze przypominającej stożek napływowy. Frontalna część delty zazwyczaj ostro przechodzi w stromo nachylony podwodny stok. Ostre przejście może być jednak także rozmyte przez falowanie i pływy tworzące strefę przejściową. Po stoku następuje lawinowe osuwanie się przyniesionego osadu, który ma charakter spływów grawitacyjnych (kolizyjnych, kohezyjnych, densytów), a także transport w postaci podwodnych osuwisk. W ten sposób tworzone są warstwy o nachyleniu sięgającym nawet ponad 25 stopni. Wysokość stoku zależy od lokalnej głębokości basenu i może sięgać nawet 600 metrów. U podnóża stoku tworzą się połogie warstwy osadów drobniejszych frakcji transportowanych w zawieszeniu.
Ogólnie w obrębie całej struktury obserwuje się wzrost średnicy materiału osadowego ku górze, z najgrubszą frakcją wleczoną przez nurt rzeki, znacznie drobniejszą osadzaną na stokach i najdrobniejszą u podnóża stoku. Poszczególne warstwy osadzane przez spływy po stokach charakteryzują się jednak normalnym frakcjonalnym uziarnieniem.
W kontekście zmian poziomu bazy, delta typu Gilberta tworzona jest w wyniku progradacji w ramach ciągów systemowych związanych z regresją morską, czyli faz: wysokiego stanu, opadania i niskiego stanu. "Młode" delty często nie mają rozwiniętej górnej, napływowej części wynurzonej ponad poziom morza, zwłaszcza przy stromo nachylonym wybrzeżu (np. wybrzeże fiordowe).
ŚRODOWISKO EWAPORATÓW, CYKLOTEM SOLNY
Ewaporatowy system depozycyjny - to taki, w którym depozycja następuje poprzez strącanie węglanów i soli w wyniku odparowywania wód o charakterze solanek lub odparowywania zasolonych wód porowych z płytkich osadów (tzw. ewaporaty kapilarne).
Kontynentalne systemy ewaporatowe są związane ze środowiskami zasolonych podmokłych obszarów, sebhy (czyli okresowo wysychających jezior i lagun). Współczesnym przykładem jest wybrzeże Zatoki Perskiej na Półwyspie Arabskim. W zapisie kopalnym tego typu ewaporaty zazwyczaj występują w obrębie transgresywnego ciągu systemowego, na obszarze pomiędzy lądem a strefą rafową/barierą.
Jednak osady ewaporatowe o największym rozprzestrzenieniu i miąższości (tzw. mega-ewaporaty) powstawały w intrakratonicznych basenach morskich oddzielonych od oceanu światowego poprzez barierę (np. rafy, wyspy barierowe). Tego typu baseny są wynikiem ich izolacji przez procesy tektoniczne, w której pozostają przez większy okres czasu, a dopływ słonych wód ma charakter okresowy.
Depozycja następuje w fazach opadania poziomu morza i jego niskiego stanu, co prowadzi do powstawania platform gipsowych ma brzegach basenów oraz strącania lamin gipsu w obrębie całego basenu. W centralnej części basenu okresowe zakwity alg mogą prowadzić do nagromadzenia materii organicznej, która z powodu wysokiej koncentracji soli w części dennej może zostać zachowana. Dalsze odparowywanie prowadzi do powstawania przy dnie zbiornika roztworów o stężeniu umożliwiającym strącanie soli kamiennej a w przypadkach, gdy koncentracja roztworu osiągnie skrajny poziom także soli potasowej i magnezowej.
Jednocześnie jedynie nieznaczny wzrost poziomu bazy (rzędu kilku metrów) może wywołać dopływ znacznych ilości świeżej wody i w trakcie wczesnej transgresji ponowną depozycję warstw gipsu (anhydryt stropowy). Gdy basen zostaje całkowicie wypełniony świeżą wodą, rozpoczęcie nowego cyklu może być zaznaczone przez depozycję węglanową. Podobne warunki także panują w oceanicznych basenach ryftowych (np. mioceńskie ewaporaty w basenie Morza Czerwonego).
Współcześnie tego typu warunki nie są spotykane, choć pewnym ich przybliżeniem może być słone jezioro MacLeod o powierzchni 200 km2, które znajduje się 15 km w głąb lądu od zachodniego wybrzeża Australii. Każdego roku ok. 400 mln m3 wody wpływa do niego przez trzeciorzędowe wapienie z oceanu Indyjskiego, co nie przewyższa prędkości ewaporacji. W zapisie kopalnym przykładem jest basen permski na terenie Europy Centralnej i Morza Północnego o długości 1,5 tys. km, w którym zdeponowane zostały ewaporaty cechsztynu. Kolejnymi przykładami są basen przedgórza Karpat z mioceńskimi ewaporatami oraz basen moskiewski z osadami dewonu.
Z powodu możliwych warstw o wysokiej zawartości materii organicznej (TOC do 15%) i niskiej przepuszczalności warstw solnych, która stanowią dobrą skałę uszczelniającą, ewaporaty są często związane z ważnymi złożami węglowodorów.
EWAPORATY - skały osadowe z grupy skał chemicznych, powstałe przez wytrącenie się i osadzenie związków mineralnych na skutek odparowania, czyli ewaporacji wód morskich (z płytkich lagun i zatok) lub słonych jezior.
Należą do nich:
sole kamienne i potasowe
złoża gipsowe i anhydrytowe
sole potasowo - magnezowe
CYKLOTEMY są to powtarzające się zespoły osadów świadczące o cyklicznej stopniowej zmianie warunków powstawania osadu. Cyklotemami są, między innymi, sekwencje ewaporatowe, osady węglonośne, sekwencje transgresywno-regresywne oraz osady fliszowe.
Prawidłowo rozwinięta seria ewaporatów powinna być zapoczątkowana gipsem lub anhydrytem, a kończyć się solami potasu i magnezu - jest to tzw. CYKLOTEM SOLNY.
CYKLOTEM SOLNY - pojedynczy zespół osadów solnych, osadzający się w jednym cyklu odparowania zbiornika solnego; w c.s. warstwa soli trudno rozpuszczalnych osadza się w dolnej części, przy spodzie, a łatwo rozpuszczalnych - w najwyższej części.
Nie zawsze jednak dochodzi do skrystalizowania soli potasu i magnezu i dlatego często spotyka się niepełne cyklotemy solne. Znane są również przypadki, np. w cechsztynie niemieckim i polskim, tworzenie się kilku cyklotemów solnych w bezpośrednim następstwie.
ŚRODOWISKO EOLICZNE
Eoliczny system depozycyjny - to taki, w którym materiał osadowy został zdeponowany przez wiatr.
Piaszczyste osady środowiska eolicznego związane są z migracją riplemarków, małych i dużych wydm eolicznych i draas (większych form złożonych z wydm). Materiał pylasty może być transportowany w formie eolicznych prądów zawiesinowych (burze pylaste) i tworzy masywne, pozbawione struktur pokrywy lessowe. Deflacyjne powierzchnie erozyjne są zaznaczone przez bruk rezydualny, misy i rynny deflacyjne, wielograńce i ostańce.
Materiał frakcji piaszczystej jest dobrze wysortowany i obtoczony z dużym udziałem zmatowiałych ziarn kwarcowych (ze względu na ich wytrzymałość). Transport ziarn piasku po dowietrznej stronie riplemarków zdominowany jest przez saltację z kolizyjnym wybijaniem kolejnych ziarn znajdujących się w spoczynku. Większe ziarna dzięki uderzaniu w nie przez mniejsze ziarna są przesuwane w formie toczenia lub pełzania. W obrębie riplemarków w wyniku wybijania drobniejszych frakcji, najgrubsze ziarna gromadzą się na ich grzbietach, co tworzy odwrócone uziarnienie frakcjonalne.
Osady wydmowe związane są ze strukturami przekątnego warstwowania klinowego. Skośne nachylenie lamin powstaje w wyniku spływów kolizyjnych ziarn piasku po zawietrznej stronie wydm. Natomiast klinowy układ sekwencji warstw i lamin to wynik nakładania się na siebie struktur związanych z migracją kolejnych wydm. W obrębie poszczególnych przekątnych lamin/warstw częste jest odwrócone uziarnienie gradacyjne, wynik spływów kolizyjnych po zawietrznym stoku wydmy (o wysokości co najmniej 30 cm).
Ze względu na obecność tlenków żelaza (najczęściej pełniących rolę spoiwa, skały o pochodzeniu eolicznym mają często kolor czerwony. Osady eoliczne są ważnym wskaźnikiem paleoklimatycznym (suchy, gorący klimat). Ze względu na ich wysortowanie, tworzą one skały o wysokiej porowatości i dobrych właściwościach zbiornikowych dla złóż węglowodorów. Także ze względu na ich dobre wysortowanie i dobre obtoczenie osady wydmowe są trudne do zagęszczenia i charakteryzują się obniżonym kątem tarcia wewnętrznego, a więc także obniżoną wytrzymałością na ścinanie.
ŚRODOWISKO RZECZNE
Rzeczne lub fluwialne systemy depozycyjne - to systemy, w których materiał osadowy został zdeponowany przez wodę w okrębie koryta rzecznego lub na równi powodziowej. Rzeki mogą mieć meandrujący, roztokowy lub anastomozujący (rzeki o wielu równoległych korytach) styl depozycyjny. Czynniki decydujące o charakterze rzeki:
ilość transportowanego przez wodę materiału osadowego w porównaniu z energią środowiska
łatwość z jaką brzegi mogą być erodowane,
nachylenie profilu rzeki,
częstotliwość i intensywność zmian przepływu.
Wraz z biegiem rzeka może zmieniać swój charakter - górny odcinek ma charakter roztokowy, a dolny odcinek jest meandrujący. Także średnica transportowanego materiału maleje w dół biegu rzeki. Zawartość materiału osadowego niesionego przez wodę wynosi poniżej 5%. Charakter przepływu (reżim) jest zależny od prędkości przepływu i głębokości koryta rzecznego, co jest wyrażane przez liczbę Froude'a. Liczba definiuje warunki dla przepływu laminarnego, przejściowego (krytycznego) lub turbulentnego. Rodzaj przepływu jest określany za pomocą liczby Reynoldsa (odpowiednio >500, 500 do 2000 i >2000).
Erozja i depozycja są kontrolowane przez profil równowagi rzeki, który może być przyjęty jako jej poziom bazy. Profil równowagi rzeki, przy jej ujściu łączy się z poziomem bazy wybrzeża morskiego. Depozycja w dolnym odcinku rzeki (około 20 km) jest kontrolowana przez zmiany względnego poziomu morza. Górny odcinek rzeki jest zaś głównie kontrolowany przez procesy tektoniczne, przepływ i ilość transportowanego materiału osadowego. Zmiany poziomu bazy mają wpływ na proporcję zachowanych w zapisie stratygraficznym osadów korytowych do osadów pozakorytowych. Rzeczne formy depozycyjne zostały podzielone według ich skali (przestrzennej i czasowej) przez Jacksona na makroformy, mezoformy i mikroformy.
W okresach normalnego stanu rzeki, materiał osadowy jest transportowany i deponowany w obrębie koryta, natomiast w czasie wezbrań także w obrębie równi powodziowych. W większej skali na geometrię sieci rzecznych ma wpływ struktura podłoża skalnego tworząc takie wzory jak układ równoległy, prostokątny (związane z siecią uskoków), radialny, kolisty (np. związany z wulkanami) lub dendrytowy.