SKAŁY PIROKLASTYCZNE

Skały przejściowe: sk. magmowe sk. osadowe

Wulkanizm, zwłaszcza zaznaczający się gwałtownymi erupcjami, dostarcza produktów szybko ochłodzonych, nagle zakrzepłych w zetknięciu z chłodną atmosferą. Są to produkty różnej wielkości, wyrzucane nieraz na dużą odległość bądź przenoszone na drodze transportu (rzeczny, eoliczny) do zbiornika sedymentacyjnego (lądowy, morski). Są to również produkty sublimacji resztek pomagmowych (utwory ekshalatowe, np. salmiak rodzimy NH₄Cl). Wśród ekshalacji wulkanicznych wyróżnia się (produkty gazowe):

• fumarole (200-800^oC) związane z czynnymi wulkanami; zawierają H₂O, CO₂, F, Cl, H, N, H₂S, SO₄, HCl, HF, NaCl, KCl, SiF₄ itp.;

• silfatary (<200^oC) – H₂O, H₂S, CO₂ (złoża siarki rodzimej);

• mofety (chłodne), głównie CO₂.

Efektem nagromadzenia materiału eruptywnego są skały piroklastyczne. Cechuje je obecność szkliwa wulkanicznego, minerałów wysokotemperatu-rowych (np. sanidyn), fragmentów starszych skał wyrzucanych z krateru oraz minerałów allo- i autigenicznych osadzanych równocześnie z materiałem piroklastycznym (np. minerały ilaste). Z czasem część szkliwa ulega odszkleniu (dewitryfikacji). W zależności od wielkości okruchów:

TUF

Materiał osadzony w środowisku lądowym, zazwyczaj w niedalekiej odległo-ści od krateru (głównie bomby, lapille. Są to skały zwykle porowate, o tek-sturze bezładnej, strukturze analogicznej do skał magmowych wylewnych. Według F.J.Pettijohna i in. (1972) wyróżnia się:

• t. litoklastyczne (przewaga okruchów skał), tzw. litotuf;

• t. witroklastyczne (przewaga szkliwa), tzw. witrotuf;

• t. krystaloklastyczne (przewaga składnika/ów mineralnego), tzw. krystalotuf.

Tuf bywa też określany nazwą skały, z którą genetycznie jest związany, np. tuf andezytowy, bazaltowy, ryolitowy itp., lub nazwą minerału będącego składnikiem głównym, np. t. anortytowy, t. leucytowy itp.

Występowanie: Filipowice k. Krzeszowic, ok. Wałbrzycha i Nowej Rudy.

TUFIT

Skała piroklastyczna powstała w środowisku wodnym. Struktura hipokrystaliczna, tekstura bezładna, fragmentami porowata. Zawiera materiał piroklastyczny, materiał terygeniczny (głównie pył, do 50% obj.) i spoiwo, tj. popiół wulkaniczny, minerały ilaste, minerały SiO₂, związki Fe itp. Szkliwo wulkaniczne jest zwykle szkliste, słabo wykrystalizowane. Skały te są często warstwowane (warstwowanie charakterystyczne dla wód płynących), stąd są bardziej podobne do skał osadowych. Ze względu na środowisko, mogą też zawierać fragmenty organizmów morskich (fauna, flora).

Tworzą cienkie wkładki a niekiedy nawet grube pokłady w obrębie osadów (wapiennych, ilastych), m.in. ok. Buska i Chmielnika (Góry Świętokrzyskie).

Opis skał:

1/ Tuf z Filipowic

struktura hipokrystaliczna, tekstura zbita, bezładna;

tło skały stanowi zdewitryfikowane szkliwo wulkaniczne (przeobrażone w minerały ilaste), w obrębie którego występują liczne pseudomorfozy kaolinitowe po skaleniach (zachowane relikty skaleni) oraz kwarc pirogeniczny, zopacytyzowane blaszki biotytu, litoklasty oraz skupienia minerałów wtórnych (węglany). Jest to tuf krystalo-litoklastyczny.

2/ Tufit (Jeziórko)

struktura hipokrystaliczna, miejscami szklista, tekstura zbita, fragmentami lekko porowata;

tło skały stanowi substancja ilasta (spoiwo), w której obecne są okruchy (zdewitryfikowanego) szkliwa wulkanicznego, ziarna kwarcu (terygeniczny, pirogeniczny), sporadycznie tabliczki skaleni, blaszki mik, glaukonit, rozkruszone fragmenty organizmów morskich, rozproszony pigment związków Fe (zbrunatnienie tła).

SKAŁY KLASTYCZNE (OKRUCHOWE)

Są to skały powstałe wskutek nagromadzenia na drodze transportu (rzeczny, morski, eoliczny) składników (allogenicznych) bądź fragmentów skał starszych (magmowe, osadowe, metamorficzne) w basenie sedymentacyj-nym oraz minerałów powstałych w strefie hipergenicznej lub obecnych in situ (autigeniczne) w tym basenie, szczątków organicznych, związków Fe, Ti, Mn itp. Skały te mogą zawierać też minerały ciężkie (gęstość > 3 g/cm³) np. piryt.

Skały te zbudowane są z dwóch elementów: szkieletu ziarnistego i spoiwa.

W zależności od wielkości okruchów wyróżnia się skały:

• gruboziarniste (psefity, > 2 mm) – gruzy, żwiry/ brekcje, zlepieńce;

• średnio- (psamity, 2-0,1 mm) – piaski/piaskowce, arkozy, szarogłazy;

• drobno- (aleuryty, 0,1-0,01 mm) – mułki (lessy)/mułowce (m. ilaste);

(pelity, < 0,01) – iły/iłowce

W zależności od ilości spoiwa:

• s. podstawowe (tzw. bazalne);

• s. porowe;

• s. kontaktowe (stykowe, największe upakowanie ziarn).

W zależności od charakteru mineralnego spoiwa wyróżnia się:

• matrix, tj. s. wypełniające (masa wypełniająca) – drobnoziarniste s. okruchowe pochodzenia terygenicznego lub wietrzeniowego, najczęściej ilasto-krzemionkowe (frakcja < 0,06 mm);

• cement, tj. spoiwo chemiczne (węglanowe, siarczanowe, żelaziste itp.);

może się tworzyć w procesach syn- (równocześnie z sedymentacją osadu) dia- ((w trakcie sedymentacji lityfikacji osadu) i epigenetycznych (po lityfikacji osadu); też jako c. regeneracyjny (diageneza osadu) w formie obwódek regeneracyjnych wokół starszego minerału (np. kwarc).

W zależności od uziarnienia wyróżnia się:

- mikryt (b. drobny, poch. organicznego i/lub chemicznego;

<0,04 mm (wg R.L.Falka)

• sparyt (>0,04 mm), poch. organicznego i/lub chemicznego.

Piaskowce :

ARKOZA – zaw. 25-100% obj. skaleni; też Q, okruchy skał, miki + spoiwo.

Tworzą się z rozpadu mechanicznego granitoidów lub gnejsów i są związane z postorogenicznym stadium rozwoju geosynklin.

SZAROGŁAZ – zaw. 25-100% obj. okruchów skał; też Q, skalenie, miki, chloryty, minerały ilaste+ spoiwo.

Charakterystyka elementu ziarnistego i spoiwa skał okruchowych (piaskowce, zlepieńce) – proponowany kanon:

1/ Skład mineralny (planimetria; minerały ciężkie) – trójkąty klasyfikacyjne;

2/ Uziarnienie, tj. pomiar największego (d_max) i najczęstszego (d_mf) ziarna Q;

3/ Wysortowanie, tj. d_max:d_mf (mm) oraz ocena wizualna;

4/ Kształt i obtoczenie ziarn – ocena wizualna;

5/ Spoiwo (zawartość s. typu matrix i/lub cementu);

6/ Mikrostruktury sedymentacyjne (ewentualne);

7/ Nazwa skały (piaskowce - patrz klasyfikacja Pettijohna-Pottera-Sievera, 1972).

Opis skał:

1/ Arenit kwarcowy o spoiwie mieszanym (ilasto-węglanowe)

skała okruchowa zbudowana z elementu ziarnistego (>95% obj. Q) i spoiwa (<15% obj.). Ziarna kwarcu są dobrze wysortowane, na ogół słabo obtoczone. Nieliczne skalenie, minerały ciężkie (piryt, cyrkon) i pojedyncze litoklasty. Spoiwo typu podstawowo-porowego, zbudowane z minerałów ilastych i węglanowych.

2/ Waka arkozowo-lityczna

skała okruchowa zbudowana z elementu ziarnistego (>95% obj. skalenie+okruchy skał) i spoiwa typu matrix (15-50% obj.). Szkielet ziarnowy jest słabo wysortowany i słabo obtoczony (ostrokrawędzisty), co jest typowe dla wak. Przeważają skalenie (plagioklazy, K-skalenie) i litoklasty (głównie s. magmowe i osadowe); podrzędnie ziarna kwarcu, silnie zmienione miki. Spoiwo porowo-kontaktowe typu matrix (ilaste).

SKAŁY KLASTYCZNE (OKRUCHOWE) c.d.

Skały frakcji aleurytowej i pelitowej

SKAŁY ILASTE

Powstały wskutek wietrzenia skał macierzystych (magmowych, osadowych, metamorficznych) praktycznie bez transportu (tzw. rezydualne) lub jako pro-dukty działalności wód hydrotermalnych w połączeniu z transportem i sedymentacją. Tworzą się zarówno w środowisku lądowym jak i morskim, przy odpowiednim pH środowiska i chemizmie. Ten ostatni parametr decyduje o wielkości ziarna (im częstsze zmiany tym osad bardziej drobnoziarnisty) oraz strukturach sedymentacyjnych. Cechą tych skał jest zdolność przebudowy struktury minerałów przy zmianie warunków fizycznych i chemicznych środowiska.

Składnikami podstawowymi tych skał są minerały ilaste – krzemiany i gli-nokrzemiany Al,Mg,Fe o strukturze warstwowej (pakietowej) powstające w strefie wietrzenia sialitowego, a także minerały grupy SiO₂ (kwarc, chalcedon, opal), minerały detrytyczne (miki, skalenie), węglany, związki Fe,Ti, substancja organiczna, składniki piroklastyczne itd. (>50% frakcji pelitowej).

Do minerałów ilastych należą przedstawiciele grupy:

• kaolinitu;

• illitu;

• montmorillonitu;

• glaukonit;

• chloryty.

Minerały te cechuje zmienność strukturalna i niestabilność składu chemicznego (zmiany dobowe i sezonowe środowiska, np. temperatura, wilgotność itp. prowadzą do powstania skał o strukturach mieszanych, np. illit-montmorillonit), wysoki stopień dyspersji (rozdrobnienia) z czym wiążą się cechy jak: plastyczność, aktywność powierzchniowa, sorpcja itp.

Bardzo skomplikowane metody badawcze: rentgenografia (XRD), termiczna analiza różnicowa (DTA), mikroskop elektronowy skaningowy (SEM).

Struktury i tekstury skał ilastych związane są z ich genezą. W skałach rezydualnych (produkty wietrzenia, kaolinizacji np. granitów, gnejsów, arkoz) zachowane są cechy skały wyjściowej. Większe zmiany zachodzą w przypadku skał wylewnych lub piroklastycznych (tufów, tufitów), gdy szkliwo zostaje za-stąpione przez minerały ilaste i zachowały się jedynie ślady pierwotnych tekstur. W przypadku skał ilastych powstałych w wyniku sedymentacji mechanicznej lub chemicznej na typ struktury silnie wpływa np. obecność ziarn detrytycznych, szczątków organicznych, charakter i kształt minerałów autigenicznych i in.

Wyróżnia się struktury:

• pelitowa – w przypadku skał zasobnych w minerały ilaste;

• fytopelitowa – w przypadku skał zasobnych w szczątki organiczne;

• porfiroblastowa – jako wynik rekrystalizacji autogenicznej;

• reliktowa – ze śladami struktur pierwotnych;

tekstury:

• bezładna; uporządkowana (rytmiczna, mikrorytmiczna itd.);

• zbita (najczęściej).

Dokonuje się podziału skał ilastych na zasobne w:

• kaolinit: kaoliny, iły kaolinitowe, tonsteiny (tzw. łupki ogniotrwałe);

• illit: iły illitowe;

• montmorillonit: bentonity, iły bentonitowe, iły montmorillonitowe.

Tonsteiny – łupki ogniotrwałe – powstają w wyniku przeobrażenia tufów i/lub tufitów w środowisku kwaśnym (pH ok. 5) typu torfowisk, bagnisk. Często notowane są w obrębie węgli brunatnych i kamiennych. Wykazują poziome rozprzestrzenienie (kilkudziesięciocentymetrowe wkładki) – doskonałe poziomy korelacyjne.

Dzielą się na:

- krupowe (oczkowe) (spłaszczone sferycznie) – tworzy je mikrokrystaliczny kaolinit (pierwotny), będący efektem przeobrażenia głównie szkliwa wulkanicznego piroklastycznych także składników piroklastycznych; w skale widoczne są ponadto ziarna kwarcu, relikty skaleni, składniki piroklastyczne (szkliwo), substancja organiczna, apatyt.

- pseudomorfozowe (wtórne) – pomikowe (niekiedy relikty mik), formy robakowate; w skale widoczne przeobrażone szkliwo, skalenie (sanidyn), kwarc, silnie uwęglona substancja organiczna (1N – brunatna, NX – czarne nieregularne formy).

Bentonit – odpowiednik tonsteinów, powstaje z przeobrażenia tufów i sufitów w środowisku lekko alkalicznym (pH 7-9); takie pH zapewnia podmorskie wietrzenie (tworzy się montmorillonit).

Less (less właściwy) - to węglanowy utwór średniopylasty, żółtawo-szary, miąższości co najmniej 2-3 m (nawet do kilkuset m), zdolny do osiadania pod wpływem nawodnienia lub dodatkowego obciążenia. W stanie suchym wykazuje skłonność do spękania i tworzenia pionowych obrywisk, które zanikają w miarę wzrostu wilgotności i nasycenia wodą osadu. Dominuje frakcja pyłów średnich (0,05-0,01 mm) wyselekcjonowana i deponowana głównie na drodze eolicznej (klimat suchy; w obszarach wilgotniejszych utwór taki nie wyodrębnia się spośród innych piaszczysto-gliniastych produktów denudacji i akumulacji).

Utwory lessopodobne odznaczają się znacznym zróżnicowaniem uziarnienia, z przewagą pyłów różnoziarnistych (na frakcję 0,05-0,01 mm charakterystyczną dla „lessowego” transportu eolicznego przypadka ok. 20-30%). Są to skały mało porowate, węglanowe lub bezwęglanowe, zwykle nie wykazują zdolności do osiadania pod wpływem nawodnienia. Miąższość ograniczona do kilku metrów, słaba zdolność do spękania pionowego i tworzenia obrywisk. Ograniczony wpływ czynnika eolicznego, głównie wietrzeniowy, zróżnicowane warunki klimatyczne.

Argility – silnie zdiagenezowane, nieplastyczne, pelitowe, masywne lub warst-wowane skały, zawierające oprócz minerałów ilastych także wodorotlenki glinu.

SKAŁY ALITOWE

Powstały wskutek wietrzenia laterytowego (rozpad krzemianowych minerałów glinu, tj. hydrargillitu, diasporu, boehmitu). Wyróżnia się:

• lateryty – znaczne nagromadzenie wodorotlenków Fe;

• terra rosa – okruchy wapienne; to reziduum na wapieniach i dolomitach

• boksyty (wodorotlenki Al+ minerały ilaste + kwarc).

Boksyty – skały o dużym znaczeniu gospodarczym (niemal wyłączny surowiec do otrzymywania aluminium; zastosowanie w produkcji materiałów ściernych, wysokoogniotrwałych, cementów, które odznaczają się wysokimi parametrami wytrzymałościowymi).

Ze względu na genezę wyróżnia się boksyty:

• rezydualne – laterytowe (in situ), powstają w strefie wietrzenia alitowego w klimacie tropikalnym i subtropikalnym;

• osadowe – w brzeżnych strefach mórz i jezior z materiału pochodzącego z erozji kontynentalnych produktów wietrzenia alitowego (klimat tropikalny i subtropikalny);

• krasowe – tworzą się wśród skał węglanowych (głównie wapieni), które zawierają minerały ilaste; wypełniaja kotły, kieszenie i kominy krasowe (podobnie jak terra rosa);

• okruchowe – (tzw. brekcja boksytowa) w wyniku rozkruszenia starszych skał zasobnych w wodorotlenki glinu;

• posiarczanowe – w strefie wietrzenia siarczków Fe (pirytu, markasytu) siarczany glinu wodorotlenki glinu (hydroliza).

Głównymi składnikami boksytów są minerały glinu, którym towarzyszą: kwarc, minerały ilaste (kaolinit, haloizyt i in.), związki Fe (hematyt, goethyt, syderyt), Ti, fosforany i in. Skały te są białe, szare, ale też czerwonawe, brunatnawe. Gdy zawierają więcej hydrargillitu są miękkie, luźne, słabo spojone, a odmiany dia-sporowe są twardsze, nie rozmakają w wodzie i nie są plastyczne. Boksyty nie-kiedy mają tekstury warstwowe, zbite, oolitowe, kawerniste.

W Polsce większych nagromadzeń boksytów brak. W strefie wietrzenia złoża pirytu w Rudkach k. Nowej Słupi (G. Świętokrzyskie) występują gniazda bok-sytów posiarczanowych (do 1 m). Są to boksyty hydrargillitowe.

SKAŁY KRZEMIONKOWE

Utwory osadowe chemiczne/biochemiczne, złożone głównie z min. krzemionko-wych (kwarc/chalcedon/opal/crystobalit), podrzędnie z ilastych, pyłu kwarcowe-go, fragmentów fauny, wodorotlenków Fe, czasem glaukonitu. Należą do nich:

- chalcedonity;

- kwarcyty słodkowodne (tzn. osadowe, w odróżnieniu od kwarcytów meta-morficznych) zbudowane głównie z minerałów grupy SiO₂ i scemen-towane pyłem kwarcowym; zastosowanie w przemyśle materiałów ogniotrwałych i w budownictwie drogowym;

- krzemienie - skrytokrystaliczne skały tworzące konkrecje w utworach węglanowych, zbudowane z opalu i chalcedonu lub z chalcedonu i kwarcu. Tekstura masywna, struktura afanitowa lub drobnokrystaliczna. Barwa szara, brunatna, czarna (domieszki hematytu, goethytu, pirytu, substancji węglistej). Ceniony materiał ścierny;

- czerty - chemiczna lub biochemiczna skała o strukturze afanitowej, złożona głównie z chalcedonu i kwarcu; tworzy warstwy i soczewki w utworach węglanowych. W odróżnieniu od krzemieni i rogowców, czerty przenikają się ze skałami otaczającymi, stąd ich granice są słabo widoczne. Przy obecności szczątków organicznych wyróżnia się np.: cz. okrzemkowy (podobny do diatomitu) czy też cz. spongiolitowy (igły gąbek);

- rogowce - tekstura masywna, bezładna lub równoległa, struktura afanitowa lub drobnokrystaliczna; złożone z chalcedonu i autogenicznego kwarcu; tworzy warstwy w osadach klastycznych lub ilastych (łupki ilaste, piaskowce);

- diatomity - skała pochodzenia organicznego; tekstura porowata, struktura biomorficzna (głównie złożona z bioklastów); budują ją głównie szczątki okrzemek, ale też radiolarii, gąbek oraz ziarna kwarcu i min. ilaste;

- gezy - pochodzenia organicznego; tekstura porowata; zawierają fragmenty gąbek, radiolarii, też kwarc detrytyczny, minerały ilaste (m.in. glaukonit), węglany, fosforany (np. apatyt);

- jaspisy – pochodzenia biochemicznego; tekstura bezładna lub wstęgowa; struktura kryptokrystaliczna; złożone głównie z autogenicznego kwarcu i chalcedonu; barwa zależna od domieszek (czerwona, zielona itp.); często współwystępują ze złożami rud Fe; niekiedy zawierają szczątki radiolarii, gąbek, okrzemek; tworzą soczewy lub pokłady, niekiedy znaczniejszych rozmiarów;

- lidyty - pochodzenia organicznego; barwa czarna lub ciemnoszara, zwięzła, skryto- lub drobnokrystaliczna; złożona głównie z chalcedonu, podrzędnie kwarcu, minerałów ilastych, substancji węglistej; niekiedy obecne bioklasty;

- opoka lekka - (zw. odwapnioną), w przeciwieństwie do opoki zaliczonej do skał węglanowych, w której obfituje autogeniczna krzemionka pochodze-nia organicznego a także liczne szczątki fauny – opoka lekka stanowi rezydualną odmianę opoki, z której w wyniku wietrzenia został wyługo-wany kalcyt; skała silnie porowata, zbudowana głownie z opalu i chalce-donu, które tworzą szkielet krzemionkowy; tworzy warstwy lub wydłużone soczewki;

- radiolaryty;

- spongiolity;

- diatomity (ziemia okrzemkowa);

- martwica krzemionkowa - pochodzenia chemicznego (przez analogię do m. wapiennej); powstaje przez wytrącanie krzemionki z wód źródlanych (gorących lub zimnych) pod wpływem gwałtownego spadu ciśnienia
i temperatury; zwykle porowata, gąbczasta, często obecne szczątki flory lub fauny oraz minerały terygeniczne;

- nawary krzemionkowe - pochodzenia chemicznego (tzw. zendra); odmia-na martwicy, osadzana wokół gorących źródeł (może być też n. wapienna, aragonitowa lub kalcytowa); złożona głównie z opalu i chalcedonu;
w szczególnym przypadku gejzeryt;

- łupki krzemionkowe (odmiana lidytu z wyraźną łupkowatością, tzn. po-dzielnością płasko-równoległą, wzdłuż której dzieli się na cienkie płytki); skała zaliczana do ogniw pośrednich w kierunku skał metamorficznych.

SKAŁY WĘGLANOWE

Skały złożone głównie z minerałów węglanowych, tj. kalcytu wapienie i/lub dolomitu dolomity. Chemizm tych skał określa się za pomocą tzw. stopnia wapnistości (dolomityczności). Tworzą się w warunkach lądowych i morskich. Do tych pierwszych zalicza się strąty typowo chemiczne, jak np. martwica wapienna, trawertyn (źródleniec), różniący się od typowej martwicy wyższą zwięzłością i teksturą smużystą.

Skały węglanowe to utwory głównie pochodzenia morskiego, chemiczne lub biochemiczne. Istotnymi czynnikami są: temperatura, zasolenie, obecność prądów wstępujących dostarczających pokarm, naświetlenie, rodzaj podłoża
i ruchliwość wód itd. W porównaniu do terygenicznych osadów klastycznych, utwory te cechuje duża podatność na procesy diagenetyczne (gł. chemiczne). Diageneza tych osadów obejmuje: kompakcję, rozpuszczanie, cementację, rekrystalizację itd. Do głównych ich składników należą:

- bioklasty - ogólna nazwa elementów szkieletowych roślinnych i zwie-rzęcych (np. otwornice, gąbki, korale, ślimaki), podlegające transportowi (szczególnym przykładem nagromadzenia bioklastów są muszlowce); często wykazują różny stopień zniszczenia, są gęsto upakowane, chaotycznie rozmieszczone w osadzie; od rodzaju i ilości tych bioklastów wśród wapieni organogenicznych wyróżnia się np. w. krynoidowe;

- intraklasty - (wg R.L.Folka, 1959) fragmenty osadu, który uległ erozji i re-depozycji w obrębie tego samego basenu; są to okruchy (rodzaj „brekcji”) różnej wielkości, kształtu i obtoczenia w zależności od intensywności procesów abrazji. Wśród nich obecne są niekiedy fragmenty starszych skał węglanowych (spoza danego basenu) – to tzw. ekstra-klasty (niektórzy łączą intra- i ekstraklasty w jedną nazwę litoklasty);

- ooidy - ziarna o kształcie mniej lub bardziej kulistym, których zewnętrzna część jest zbudowana z koncentrycznych powłok (lamin) otulających detrytyczne jądro. Powłoki te określa się nazwą korteks (łac. kora). Wielkość ooidów nie przekracza 2 mm średnicy (większe to pizoidy);

- peloidy - ziarna różnego pochodzenia, zbudowane z krypto- lub mikrokry-stalicznej substancji węglanowej; należą tu m.in. grudki kałowe (zbudowane z kalcytu, fosforanów i minerałów ilastych), grudki groniaste (ziarna agrega-cyjne połączone, o zróżnicowanej genezie);

- muł węglanowy - powstał w wyniku abrazji elementów szkieletowych lub też został uwolniony po rozkładzie tkanki organicznej organizmów morskich. Głównym składnikiem jest aragonit, któremu towarzyszy wysoko- lub nisko-magnezowy kalcyt;

- cement - chemiczne spoiwo skał np. węglanowych, siarczanowych, krze-mionkowych; w zależności od frakcji wyróżnia się mikryt i sparyt; w sk. węglanowych procesy cementacji polegają na krystalizacji CaCO₃ w próżniach pierwotnych i wtórnych. mikryt - to zarówno określenie najdrobniejszego materiału węglanowego (struktura) jak i samej skały (nazwa – inaczej mikrokrystaliczny wapień, średnica kryształów kalcytu <0,04 mm). Jest to strąt chemiczny lub biochemicz-ny; sparyt - ziarna o średnicy większej od mikrytu.

Stromatolity –wapienie wykazujące mniej lub bardziej płaską laminację. Ich początkiem była tzw. mata glonowa, którą tworzyły nitkowate i kokkoidalne sinice (cyjanobakterie) z zielenicami i okrzemkami.

Onkolity – rodzaj struktur stromatolitowych; formy nie przytwierdzone do podłoża, swobodnie przemieszczane i toczone po dnie. Mają budowę lamino-waną, przy czym powłoki są nieregularne, porozrywane. Jądro stanowią luźne okruchy skalne lub elementy szkieletowe spoczywające na dnie bądź też fragmenty stromatolitów wyrwane z podłoża.

DOLOMITY

Utwory węglanowe zawierające >50% dolomitu CaMg(CO₃)₂. Zagadnienie dolomitów pierwotnych sprowadza się do pytania: czy jest możliwa spon-taniczna nukleacja CaMg(CO₃)₂ z roztworów wodnych w warunkach normalnego ciśnienia i temperatury? Czy mamy tylko do czynienia z dolomitem wczesnodiagenetycznym – czyli pierwotnym strątem węglanu wapnia ulega-jącym dolomityzacji prawie równocześnie z depozycją lub też tuż po niej.

Wysoki stosunek Mg/Ca to główny czynnik dolomityzacji. Okazuje się, że długotrwałe zaleganie osadu wapiennego i przesączające się przez niego solanki sprzyjają inicjacji procesu zastępowania Ca przez Mg w strukturze kalcytu.

OSADY WĘGLANOWE SŁODKOWODNE

Holoceńskie utwory wapienne, tzw. kreda jeziorna i gytia – są najprawdo-podobniej osadami słodkowodnymi; to osady samopoziomujące.

Kreda jeziorna zawiera >80% CaCO₃ oraz do 40% H₂O

a gytia 40-80% CaCO₃ i >40% H₂O.

W skałach tych obecne są też minerały poboczne: tj. tlenki i siarczki Fe, framboidalny piryt, kwarc (tylko alogeniczny), może tez występować gips oraz dużo bioklastów (fito- lub zooklasty).

SKAŁY PRZEJŚCIOWE

S. węglanowe – s. ilaste margle

S. węglanowe – s. krzemionkowe opoki, gezy

S. węglanowe – s. okruchowe węglanowe skały piaszczyste

SKAŁY METAMORFICZNE (PRZEOBRAŻONE)

Powstają w głębi skorupy ziemskiej w wyniku oddziaływania na starsze skały (magmowe, osadowe) wysokiej temperatury i ciśnienia oraz czynników chemicznych i mechanicznych. Przebudowa skały pierwotnej odbywa się zasadniczo w układzie zamkniętym, w stanie stałym lub tylko niewielka ilość składników ulega przetopieniu, w wyniku czego pojawia się większa ilość krzemianowej fazy ciekłej ultrametamorfizm (stan pośredni między metamorfizmem a magmatyzmem).

W zależności od typu skały wyjściowej wyróżnia się:

• orto- (np. łupek) – gdy protolitem była skała magmowa;

• para- (np. łupek) – gdy protolitem była skała osadowa.

W zależności od udziału (lub przewagi) danego czynnika wyróżnia się:

• m. termiczny (kontaktowy) – temperatura;

• m. dyslokacyjny – ciśnienie kierunkowe (stress)+deformacje, spękania;

• m. kataklazowy – deformacje mechaniczne (tzw. kataklaza brekcje);

• m. zderzeniowy – nagły, krótkotrwały wzrost ciśnienia i temperatury;

• m. regresywny (wsteczny, tzw. diaftoreza) – działanie słabszych czynników metamorfizujących;

• m. złożony (polimetamorfizm) – kilka cykli metamorficznych.

W zależności od zasięgu oddziaływania czynników przeobrażeń wydziela się:

• m. lokalny (np. kontaktowy, zderzeniowy);

• m. regionalny – na dużym obszarze, przy udziale wszystkich czynników metamorfizujących.

Produkty w/w przeobrażeń zależą od składu mineralnego i chemicznego skały wyjściowej.

Dla skał monomineralnych (np. wapienie, arenity kwarcowe o spoiwie kwarcowym) zmiany ograniczają się do powstania jedynie odmian polimorficznych danego składnika, trwałych w zakresie zmienionych temperatur i ciśnień. Ograniczony chemizm skały wyjściowej stwarza więc ograniczone możliwości przebudowy fazowej jej składników. Powstają np. marmury kalcytowe (lub dolomitowe), kwarcyty.

Dla skał polimineralnych produkty metamorfizmu zależą ściśle od wielkości temperatur i ciśnień. Wydziela się strefy metamorfizmu:

• epi - (najpłytsza) – duże ciśnienie kierunkowe (stress), niskie ciśnienie hydrostatyczne, stosunkowo niska temperatura; towarzyszy częściowa kataklaza i przesunięcia translacyjne w obrębie struktur minerałów (bliźniaki translacyjne np. w marmurach);

• mezo (pośrednia) – silny stress, duże ciśnienie hydrostatyczne, wyższa temperatura; następuje rekrystalizacja składników i większe ich upakowanie gęstościowe (tworzą się np. granaty);

• kata (najgłębsza) – duże ciśnienie hydrostatyczne i wysoka temperatura aż do powstania faz ciekłych (oddziaływanie stressu nieznaczne).

Składniki skał metamorficznych mają dwojakie pochodzenie, część z nich pochodzi ze skał wyjściowych a część tworzy się w nowych warunkach T-P.

Kwarc – zachowuje się bez zmian (opal, chalcedon kwarc);

K-skalenie (głównie mikroklin) – struktura uporządkowana;

Plagioklazy (ogniwa bogate w Na – albit, oligoklaz na ogół bez zmian, pozostałe – proces albityzacji);

Miki serycyt (drobnołuseczkowa odmiana muskowitu);

Amfibole – aktynolit, tremolit, glaukofan;

Pirokseny – omfacyt z szeregu jadeitu, optycznie podobny do diopsydu.

Minerały poboczne i akcesoryczne jak: hematyt, spinele, piryt, granaty, turmalin – na ogół bez zmian;

Węglany – syderyt i dolomit trwałe tylko w epi, w głębszych tylko kalcyt;

Fosforany – apatyt;

Siarczany i chlorki – nie zachowują się.

Do minerałów typomorficznych należą:

• dysten Al₂O[SiO₄]

• sillimanit Al[AlSiO₅]

• staurolit 2FeO^.AlO(OH)^.4(Al₂[O^.SiO₄]);

• talk Mg₃[(OH)₂Si₄O₁₀]

• minerały grupy serpentynu; epidotu, chlorytu.

STRUKTURY I TEKSTURY

Są to skały w pełni krystaliczne; kryształy tzw. blasty, stąd struktury blastyczne lub krystaloblastyczne.

Gdy blasty są: równej wielkości – s. homeoblastyczna; różnej – s. hetero- lub porfiro-.

Gdy blasty mają pokrój zbliżony do izometrycznego – s. granoblastyczna, płytkowy, tabliczkowy – s. lepido-; wydłużony (słupki, pręciki) – nemato-.

Gdy blasty wykazują idiomorfizm – idioblasty, a gdy są wykształcone nieprawidłowo – kseno-.

Wyróżnia się też s. poikiloblastyczne, czy reliktowe.

Tekstury: bezładne, kierunkowe (stress). Kierunkowe dzielą się na: linijne (liniowe ułożenie blastów o pokrojach wydłużonych) i płaskie (tzw. foliacja), a te dzielą się na: laminację, t. soczewkowe (formy nieciągłe), łupkowe (przewaga minerałów blaszkowych), gnejsowe (przewaga blastów skaleni).