Skały dzielimy na :

• Okruchowe (detrytyczne)

• Organiczne

• Chemiczne

Geneza skał osadowych- skały osadowe powstają na powierzchni ziemi w wyniku:

• Wietrzenia wcześniej powstałych skał

• Erozji

• Transportu erodowanego materiału

• Depozycji (sedymentacji ) osadu w określonym środowisku sedymentacyjnym

• Kompakcji

• Diagenezy (lityfikacji)

Pojęcia dotyczące skał okruchowych:

Skały występują w formie luźnej lub zwięzłej. W obrębie takiej skały wyróżniamy szkielet ziarnowy, zbudowany z fragmentów skał i minerałów, które przed lityfikacją stanowiły luźny osad. Woda migrująca przestrzeniami porowymi ma określone pH uzależnione od gleby przez którą ta woda przenika. Bardzo często pH jest kwaśne. Diageneza polega na rozpuszczaniu substancji w środowisku kwaśnym, a potem jej lityfikację w środowisku zasadowym. Powstanie spoiwo (węglanowe, krzemionkowe, żelazowe). Masa wypełniająca to matriks (rodzaj żeński). Jest to przykład procesu lityfikacji, gdy woda spływa w dół.

Podobny mechanizm mamy, gdy woda podsiąka do góry i paruje. Wówczas sole strącają się na powierzchni ziaren. Wówczas występuje cementacja na skutek ewaporacji.

Bezpostaciowa początkowo forma (np. opal) może rekrystalizować (chalcedon, potem kwarc). Minerałami, które mogą krystalizować i tworzyć tzw. spoiwa regeneracyjne są spoiwa krzemionkowe (kwarc z obwódką kwarcu). Często kontury poszczególnych ziaren tworzą w przekroju kontury wieloboków. Oprócz kwarcu są też inne minerały neogeniczne, np. skalenie, związki żelaza, węglany (caliche, dolomit).

Współcześnie zazwyczaj to co nazywamy strukturą w skale magmowej, nazywamy teksturą w skale osadowej.

Cechy teksturalne:

• Frakcja (psefitowa, psamitowa (sand), aleurytowa (silt), pelitowa (Clay)

• Wysortowanie inaczej stopień selekcji- jest jednym ze wskaźników środowiska depozycji osadu, jak też środka jego transportu. Złe wysortowanie jest typowe dla środowiska glacjalnego, w którym środkiem transportu był lodowiec (osad morenowy). Bardzo dobre wysortowanie jest typowe dla środowiska eolicznego.

• Stopień obtoczenia jest bezpośrednio uzależniony od długości transportu (angular, subangular, subrounded, rounded).

• Dojrzałość składu mineralnego osadu- rozumiemy przez nią proporcję minerałów nieodpornych na wietrzenie w stosunku do minerałów odpornych na wietrzenie. Jeżeli osad zawiera składniki odporne i nieodporne mówimy, że osad jest niedojrzały. Jeśli są głównie składniki odporne na wietrzenie (kwarc + minerały ciężkie), mówimy że osad jest dojrzały. Jeżeli osad jest niedojrzały, oznacza że czas od jego powstania do depozycji był krótki (szarogłazy). Piaskowce kwarcowe są przykładem osadu dojrzałego (mature). Osad niedojrzały bywa charakterystyczny dla stożków napływowy (alluvial fan).

Morfologia ziaren:

Oglądamy ją za pomocą mikroskopu elektronowego. Jesteśmy w stanie odróżnić ziarna, które przeszły transport eoliczny od ziaren związanych ze środowiskiem fluwialnym lub morskim. Ziarna pochodzenia eolicznego przy bardzo dużym powiększeniu mają nierówną falistą powierzchnię. Z kolei ziarna, które znajdowały się przez długi okres w wodzie są zazwyczaj gładkie. Gładkość ta jest związana z faktem rozpuszczania w wodzie. Problemem jest, że zazwyczaj ziarna przechodzą oba etapy. Trudno określić sekwencję (potrzeba sporej biegłości)

Struktury sedymentacyjne:

W zależności od prędkości i energii środka transportującego osad, powstają różne formy osadu, różniące się budową wewnętrzną, to znaczy wielkością składników i ich ułożeniem. Pojedyncza warstewka osadu jednorodna i niewykazująca wewnątrz śladów warstwowania to tak zwana lamina. Każda lamina jest zapisem jakiegoś epizodu (zdarzenia), któru miało miejsce w przeszłości (np. jednokrotne obsunięcie się osadu po skłonie wydmy, pojedynczy opad materiału piroklastycznego). Jeżeli mamy do czynienia z grupą lamin występujących w określonym porządku geometrycznym to mówimy o tak zwanym zestawie lamin. Laminacja widoczna w skale potocznie określana jest mianem warstwowania. Warstwa to termin, który nie ma precyzyjnej definicji. Zestaw lamin możemy nazwać warstwą. Grubsze warstwy posiadające cechy wyróżniające je od innych warstw określane są mianem ławicy. Warstwy mogą wykazywać uziarnienie jednorodne lub laminowane.

Szerokość słupka w profilu sedymentologicznym mówi nam o wielkości ziaren. Ławice mogą mieć różne człony w zależności od struktury.

Zróżnicowanie wielkości składników widoczne w profilu od frakcji grubszej w spągu do frakcji drobniejszej w stropie określane jest jako uziarnienie frakcjonalne. Uziarnienie frakcjonalne stanowi zazwyczaj następstwo prądów zawiesinowych czyli podwodnych spływów błotnych. Najintensywniejsze są one na skłonie kontynentalnym. Tempo opadania składników jest uzależnione od wielkości ziaren. Grubsze osady opadają szybciej od drobniejszych. Spływ błotny (lawina osadu pod wodą) daje nam warstwę osadu od grubego po osad najdrobniejszy. Osad bliski stoku (proksymalny) charakteryzuje się grubszą frakcją osadu (kamienie-iłowiec), szczególnie w spągu. Osad daleki stoku (dystalny) zawiera generalnie drobniejszą frakcję (piaskowiec-iłowiec). Spływy takie odbywają się bardzo często. Ławice zbudowane z warstw o uziarnieniu frakcjonalnym nazywamy fliszem. Przykładem fliszu jest flisz Karpacki. Oznacza to, że Karpat powstały w wyniku sfałdowania osadów morskich. W okolicach Niemczy mamy flisz osadów węglanowych.

Formy osadu

Gradziński, „Zarys sedymentologii”,

W zależności od prędkości i energii wody na dnie powstają różne nierówności określane mianem form dna (Gradziński). Będą powstawac różne zmarszczki na dnie. Formy te zmieniają się w zależności od energii oraz od średnicy ziaren.

1. W warunkach bardzo małego przepływu, gdzie woda jest niemal stojąca, deponowany osad tworzy równoległą w przekroju laminację.

2. Gdy natężenie transportu jest małe, a opór istniejących na dnie nierówności duży (tak zwany dolny reżim przepływu) erodowane są zbocza podprądowe wszelkich nierówności morfologicznych. W tym samym czasie na zboczach zaprądowych (jakby w cieniu) odbywa się depozycja osadu. W ten sposób powstają ripplemarki prądowe, w których stok zaprądowy jest bardziej stromy. Ruch większych otoczaków polega na ich staczaniu do zagłębień, powstających bezpośrednio za nimi wskutek zawirowań prowadzących do wymywania dna. Wraz ze wzrostem energii powstają większe ripplemarki, aż w końcu fale piaskowe.

3. Gdy natężenie transportu jest duże, a opór form dna mały (górny reżim przepływu) wówczas ziarna przemieszczają się w sposób ciągły. Dno staje się płaskie. Przy dalszym wzroście przepływu mogą powstać tak zwane antydiuny, przemieszczające się bądź w kierunku prądu bądź pod prąd. Wielkość takich antydiun może dojść nawet do dwóch metrów. Laminacja jest taka jak kierunek przesuwania się antydiun.

Typ form dna zależy nie tylko od prędkości, ale też od średnicy ziaren. Przy osadzie frakcji ilastej siły kohezji zapobiegają przemieszczaniu ziaren, a tym samym powstawaniu form dna. Przy ziarnach dość małej średnicy mamy do czynienia z laminacją poziomą. Później pojawiają się małe ripplemarki, później płaskie dno i antydiuny. Przy grubym ziarnie dużej utrzymuje się płaskie dno, a potem są od razu duże ripplemarki (zdobyć rysunek). Duże ripplemarki dają długie nachylone laminy. Między dużymi ripplemarkami, a antydiunami jest tak zwane górne płaskie dno.

Z lotu ptaka małe ripplemarki są proste lub lekko kręte. Wzrost energii powoduje, że pojawiają się formy językowe. Na początku są symetryczne. Potem są coraz bardziej poszarpane (asymetryczne), aż w końcu zanikają. Dno robi się płaskie.

Jeszcze jednym czynnikiem jest głębokość, którą teraz pominiemy (zajmiemy się nią na sedymentologii).

Środowiska sedymentacyjnym

Obszar gromadzenia się osadów wraz z charakterystycznymi dla niego warunkami fizycznymi, chemicznymi i biologicznymi, które wpływają na zachodzące procesy sedymentacyjne nazywamy środowiskiem sedymentacyjnym. Charakter środowiska sedymentacyjnego możemy rozpoznać na podstawie:

• składu mineralnego,

• cech tekstualnych,

• struktur sedymentacyjnych,

• barwy

• obecności szczątków organicznych.

Środowisko fluwialne (rzeczne)

Osady deponowane przez rzekę to jej aluwia.

Rzeki roztokowe (braided stream)

Ten typ rzek jest typowy dla obszarów górskich. Charakteryzuje się wieloma rozdzielającymi się i łączącymi korytami wysokoenergetycznych wód. Rzeki te pozostawiają liczne mielizny, które w terminologii angielskiej określane są mianem channel bar. Pod tym pojęciem rozumiemy odsypy ułożone równolegle do płynącej wody. Cechą charakterystyczną tych rzek roztopowych (warkoczowych) jest duży ładunek i częsta zmiana energii, w zależności od natężenia opadów. Osad jest gruboziarnisty. Daje on skałę o dużej porowatości. Ropa gromadzona jest w osadach o dużej porowatości.

Rzeki meandrujące:

Transportują głównie piasek deponowany w korycie i frakcje drobniejsze deponowane na obszarach przyległych. Tworzą odsypy na wewnętrznych stronach meandrów (tzw. point bars) oraz wały nasypowe (Natural levee) na równi zalewowej przy dużej ilości niesionego osadu, po obu stronach meandrów. Cały obszar między krawędziami morfologicznymi nosi nazwę równi zalewowej. Osady równi zalewowej to osady powodziowe, przede wszystkim ił i substancja roślinna.

Zakola stają się coraz większe, aż w końcu powstają starorzecza i rzeka na jakiś czas prostuje swój przebieg.

Należy pamiętać, że koryto często zmienia swoje położenie. Dlatego w profilu możemy mieć naprzemian osady równi zalewowej (drobnoziarnistych) i koryta (gruboziarnistych).

Środowisko deltowe.

Wody rzek uchodzących do jeziora lub morza usypują delty. Kształt delty jest uzależniony od zarysu wybrzeża. Delta Nilu jest przykładem, w której osady wypełniają zatokę. Delta Missisipi ma zupełnie inny kształt. Przypimna nogę ptaka z wieloma rozgałęzieniami w różną stronę. Taki typ delty jest spowodowany, tym że Missisipi niesie bardzo drobną frakcję w bardzo dużej ilości. Powstaje forma wielokorytowa. Delta Dunaju jest przykładem Delty wysuniętej w stronię wybrzeża, ale bez tak dużej ilości odgałęzień jak Missisipi. Delty charakteryzuje osad o stosunkowo małej frakcji, ponieważ w strefie dyspersji rzeka płynie wolno

Środowisko stożków aluwialnych (napływowych)

Stożki napływowe powstają w miejscach, gdzie dolina rzeczna gwałtownie kończy się rozległą równiną (przedpolem), co powoduje gwałtowny spadek energii wody. Na obszarach pustynnych rzeki płyną jedynie w okresach deszczowych. Powstają wtedy gigantyczne, rwące potoki. Wtedy rzeki niosą ze sobą zarówno osad gruboziarnisty, jak i drobną zawiesinę. Fala powodziowa może trwać parę godzin/dni. Tam gdzie dolina kończy się progiem morfologicznym cały osad jest zrzucony. Woda rozpływa się na przedpolu. Woda nie uchodzi do zbiornika wodnego, a osad jest zdeponowany w środowisku lądowym. Powstaje stożek napływowy. Doliny rzek okresowych w klimacie podzwrotnikowym noszą nazwę wadi/uedi. Osad stożków aluwialnych jest czerwony, co wskazuje na warunki utleniające, a więc środowisko lądowe. Osad jest nieobtoczony.

Podobne do pustynnych formy osadu spotykamy także u wylotu rzek górskich, występujących w wyższych szerokościach geograficznych. Wezbranie wód jest w tym wypadku spowodowane okresami roztopów. Z takim zjawiskiem mamy do czynienia np. na przedpolu Alp. Gdy osady poszczególnych stożków połączą się ze sobą powstaje wzniesienie nazywane nasypem piedmontowym.

Środowisko glacjalne (lodowcowe)

Podstawowymi formami osadu środowiska glacjalnego są moreny. Osady morenowe charakteryzuje przede wszystkim bardzo złe wysortowanie. Pośrednim dowodem jest zabrudzenie śniegu i lodu kamienie spadające w lodowiec z obrywów. W stopie lodowca znajdujący się osad podlegający abrazji i mieleniu. Ostatecznym produktem są gliny morenowe (zwałowe). Glina to osad zbudowany z iłu, piachu, żwiru, a nawet frakcji grubszych. Sucha glina przypomina sobą piaskowiec, polana kwasem solnym intensywnie burzy. Minerały ilaste bardzo łatwo absorbują sobą wszelkie substancje mineralne występujące w wodzie. Ił stosuje się w podłożach wysypisk, bowiem ił nie przepuszcza wody, a zarazem woda ta jest czyszczona przez minerały ilaste. Mogą iły wyłapywać węglan wapnia, dlatego glina morenowa może burzyć. W obrębie jęzorów lodowca możemy wyróżnić morenę denną, boczną i czołową. W miejscu gdzie dwa jęzory łączą się ze sobą, w środku powstaje morena środkowa. Na morenie bocznej jest dużo głazów.

Na przedpolu lodowca powstaje moren czołowa. Powstaje tam gdzie lodowiec topi się i zrzuca osad, który był transportowany. Morenę tą łatwo zaobserwować jeśli postój lodowca trwał dłużej.

Morena spiętrzona- powstają wówczas, gdy w podłożu lodowca niebezpośrednio pod jego stopą tylko na pewnej głębokości występują minerały ilaste. Minerały ilaste mają własności plastyczne. W momencie, gdy mamy do czynienia z dużym naciskiem nadkładu. Minerały te są wyciskane do góry na przedpole lodowca. Wobec tego osad taki podlega spiętrzeniu i powstaje morena spiętrzona. Przykładami moreny spiętrzonej są góra Moraska i Osowa góra.

Inne typy osadu są związane z wodami towarzyszącymi lodowcom. Pod lodowcem występują tunele, którymi spływa woda. Woda ta może niejednokrotnie występować nawet pod ciśnieniem. Wody te niosą osad. W efekcie powstają wypukłe wały wzdłuż czoła lodowca nazywane ozami (eskery).

Inną formą osadu są kemy. Są to pagórki lub wały powstałe jako wypełnienia szczelin lodowca w stadium stagnacji. Kemy mogą układać się zarówno prostopadle jak i równolegle w stosunku do lodowca. Są krótsze od ozów i bardziej pokręcone.

Drumliny- powstają w stopie lodowca i zawierają zarówno piaski jak też gliny. Są niskimi owalnymi wzgórzami. Są związane ze szczelinami przy jęzorze lodowca są krótsze od kemów i mają więcej gliny.

Zastoiska (proglacial Lake)- jeziora powstające bezpośrednio przed czołem lodowca. Pojawiają się zazwyczaj między moreną czołową a cofającym się czołem lodowca. Cechą charakterystyczną zastoisk jest to, że woda jest stojąca. W takiej wodzie deponowany jest przede wszystkim osad eoliczny o drobnej frakcji wywiewany z powierzchni lądolodu. Jest to frakcja ilasta. Sekwencje tego osadu nosi nazwę iłów warwowych i charakteryzuje się poziomą laminacją o naprzemiennej warwie. Lamina jasna plus ciemna reprezentuje jeden rok. Lamina ciemna zazwyczaj zawiera w sobie frakcję drobniejszą w stosunku do laminy jaśniejszej. Ciemna barwa osadu świadczy zazwyczaj o środowisku redukcyjnym wód słabo natlenionych. W warunkach tych substancje roślinne ulegają rozpadowi. Środowisko redukcyjne powstaje, gdy powierzchnia zastoiska była zamarznięta. Iły warwowe są znakomitym wskaźnikiem czasu, w którym zastoisko występowało. Iły warwowe to bardzo dobry materiał ceramiczny. Tam gdzie są iły warwowe lokowane są cegielnie. Zbiorniki zastoiskowe mogą mieć charakter jezior, ale także powstają często na obszarze pradolin. Pradoliny to doliny rzeczne przebiegające równolegle do czoła lądolodu. Wody płynące z południa natrafiają na lodowiec, który wymusza ich dalszy równoleżnikowy przebieg. Pradolina Łeby-Redy jest związana z ostatnią fazą zlodowacenia.

Sandry- stożek napływowy u wylotu rzek wypływających z pod stopy lodowca. Zazwyczaj kiedy oglądamy osady polodowcowe mówimy o osadach wodnolodowcowych (fluwioglacjał). Piaski to osady fluwialne. Glina to zapis okresu, kiedy lodowiec poszedł do przodu. W momencie cofania pojawia się dużo wody, która niesie piasek.

Środowisko eoliczne

Wszelkie nierówności osadu w warunkach środowiska eolicznego mają tendencję do powiększania. Jak sama nazwa wskazuje środowisko eoliczne dotyczy osadów deponowanych przez wiatr. Spotykamy się tam z frakcją drobnopiaszczystą, mułową i grubszą frakcją iłową.

Formy morfologiczne:

• pustynie piaszczyste określane mianem ergów

• Najmniejsze formy to ripplemarki eoliczne. W przeciwieństwie do ripplemarków wodnych charakteryzuje je to, że na czubkach pojawia się frakcja grubsza, trudniej wywiewana w stosunku do drobniejszej frakcji w dołkach. Ripplemarki eoliczne są niższe w stosunku ripplemarków wodnych.

• Barhany. Rogi zwrócone są w stronę, w którą wieje wiatr.

• Z kolei tam gdzie podłoże jest wilgotne i porośnięte powstają wydmy paraboliczne. Rogi zwrócone są w stronę dowietrzną.

• Wydmy poprzeczne mają długie proste grzbiety. Powstają tam gdzie wiatr wieje w jednym kierunku przez długi okres czasu.

• Sejfy to podłużne wały ułożone kierunku wiejącego wiatru, choć wiatr ten może zawiewać raz z jednej raz z drugiej strony.

Przemieszczenie piasku zależy od długości podmuchu. Skala transportu jest ściśle uzależniona od siły wiatru. Większość odbywa się bezpośrednio nad gruntem.

Lessy to osady frakcji pyłowo-iłowej, w której wielkość ziaren jest mniejsza od 0,2 mm. Lessy powstają na obszarach peryglacjalnych, bądź na przedpolu obszarów pustynnych. Ma jasnożółtą barwę. 60-70% zawartości to ziarenka kwarcu. Pozostałe 30% stanowią zazwyczaj węglany. Także trochę minerałów ilastych, a także niekiedy drobiny minerałów ciężkich. Less może reagować z kwasem solnym. Porowatość lessów dochodzi do 40%. Aby less mógł ulec nagromadzeniu ważne są 2 czynniki, obszar generujący i układ wiatrów umożliwiający depozycję tego typu osadów na kontynencie. Less wywiewany z Sahary nie ma gdzie deponować. Duże nagromadzenie jest w Ameryce Południowej gdzie wiatry zachodnie z pustyni mogą nawiewać na ląd. Także osady z pustyni Gobi deponują we Wschodnich Chinach. W Europie i Azji Środkowej mamy lessy peryglacjalne. Gdy jest mroźno i nie ma śniegu, wystarczy że zawieje wiatr i bardzo dużo osadu jest przemieszczane. Nad lodowcem tworzy się wyż, wieje do niżu, a zatem do obszarów peryglacjalnych. W Chinach grubość lessu przekracza 300 metrów. W Europie od Morza Kaspijskiego, przez, Rumunię, Ukrainę, południowo Polskę do południowych Niemiec występują osady lessowe. W Ameryce Północnej nizina Missisipi i Missouri. Stanowią bardzo dobre podłoże dla gleb. Stąd też czarnoziemy występują na lessach. Powstają w lessach wąwozy, nazywane parowami. Takie są na przykład na Wyżynie Lubelskiej (Kazimierz Dolny, Sandomierz) a we Włoszech w okolicach San Marino.

Środowisko jeziorne

Jeziora posiadają różną genezę:

• Wulkaniczne- np. krater wypełniony wodą z ekshalacjami wulkanicznymi (gazami),

• Zapadliskowe- na obszarach gdzie fragment litosfery uległ zapadnięciu. Powstają rowy tektoniczne do których zazwyczaj woda spływa, ale ma kłopot żeby się wydostać. Jedyny sposób ucieczki to parowanie, zwłaszcza w klimatach gorących. Przykładem są jeziora Bajkał, Morze Martwe, jezioro Tanganika. Proces parowania wody określamy mianem ewaporacji. Produktem ewaporacji są ewaporaty czyli skały solno-gipsowe. Podstawowymi minerałami o genezie ewaporacyjnej są gips, anhydryt, halit, sylwin (KCl), karnalit, epsomit czy też polihalit. Kolejność strącania soli jest odwrotna do ich podatności na rozpuszczanie. Te które są najtrudniej rozpuszczalne wytrącają się jako pierwsze. Np. Aragonit, następnie dopiero strącą się siarczany, a na końcu chlorki różnego typu. Cechą charakterystyczną wód jezior bezodpływowych jest bardzo duży stopień zasolenia. Przykładem jest Morze Martwe, które ma 26%!. Zatoka Karabogaz w Morzu Kaspijskim ma 28,5%. Jezioro Assal w Somalii ma 32%. Jezioro Eire w Australii ma 30%. Są to dane uśrednione. Rozpuszczalność soli zależy od temperatury wody. Węglany strącają się w ciepłej wodzie. Halit strąca się w wodzie zimnej. Przy przekroczeniu parametru rozpuszczalności sole strącają się. W Morzu Martwym na południu poziom został obniżony i woda służy jako solanka. Zasolenie jest wyższe i sięga 100%. Co ciekawe wody w Morzu Martwym co kilka lat podlegają inwersji. Przy gwałtownym dopływie wód zimnych z Jordanu wypierają one ciepłe słone wody z dna jeziora. Powierzchnia jeziora staje się wtedy biała. Kąpiel w Morzu Martwym wymaga dużej ostrożności. Bardzo ryzykowne jest kapnięcie w okno lub wejście w ranę. Strój kąpielowy jest do wyrzucenia.

• Jeziora przybrzeżne powstają w wyniku odcięcia zatok morskich. Przykładami są jeziora między Słupskiem a Łebą (Łebsko, Dołgie Małe)

• Jeziora meandrowe powstają tam gdzie są starorzecza odcięte od głównego nurtu rzeki. Najbliższe jezioro meandrowe występuje nad Wartą przy leśniczówce w Naramowicach.

• Jeziora deltowe to jeziora powstające na obszarze delty rzecznej pomiędzy wałami brzegowymi odgałęzień rzeki. W Polsce mamy 2 tego typu jeziora: jezioro Dąbie przy ujściu Odry do zalewu Szczecińskiego oraz jezioro Druzno w delcie Wisły.

• Kolejny typ jezior to jeziora zaporowe, które powstają w wyniku powierzchniowych ruchów masowych, a dokładniej rzecz biorąc osuwisk. Przykładem jest jezioro Duszatyńskie w Bieszczadach w okolicach Komańczy, powstałe w 1907. Osuwisko zatrzymało potok.

• Jeziora krasowe powstają tam gdzie występują zjawiska krasowe (polegające na rozpuszczaniu wszelkiego typu skał, nie tylko węglanowych, np. w skałach solnych (halitu, gipsu) w okolicach góry Sodomy.

W skali czasu geologiczne jeziora są zjawiskiem krótkotrwałym. Pod względem natlenienia wyróżniamy jeziora eutroficzne o dobrze natlenionych wodach powierzchniowych, oligotroficzne bogate w tlen na wszystkich głębokościach, ale ubogie w faunę i florę oraz jeziora dystroficzne ubogie w tlen.

Sedymentacja jeziorna

• Podstawowym efektem sedymentacji jeziornej jest gytia, czyli ciemny muł zawierający dużą ilość obumarłej roślinności (detrytus roślinny).

• Innym efektem sedymentacji jeziornej jest kreda jeziorna znana też pod nazwą margiel łąkowy. Kreda jeziorna strąca się w skutek spadku CO₂ w wodzie co może być spowodowane fotosyntezą roślin lub zmianą temperatury wody. CaCO₃ często strąca się na łodyżkach glonów, tworząc charakterystyczne rureczki. Tego typu zjawiska występują szczególnie w tych jeziorach których wody infiltrują skały węglanowe. Jezioro, z dopływami takich rzek jest przesycone węglanem wapnia. Niewielka zmiana temperatury lub zakwitanie glonów powodują że węglan wapnia się strąca.

• Trzecim produktem sedymentacji jeziornej jest ruda darniowa. Ruda darniowa zawiera przede wszystkim związki żelaza. Mechanizm strącania związków żelaza przypomina ten, który występuje przy strącaniu węglanu wapnia, polega zatem na lokalnym spadku kwasowości wód i wytrącaniu wodorotlenków żelaza. Ruda darniowa w Wielkopolsce była wykorzystywana w budownictwie (getyt, limonit) np. w skansenie na Lednicy lub w okolicach Gołuchowa, dzielnica Wrocławia, Leśnica- mury wokół kościoła są z rudy darniowej.

Torfy i węgle

to organiczne skały palne będące produktami akumulacji bagiennej na obszarze jezior, delt i zatok morskich. Torfowiska rozwijają się w obrębie jezior dystroficznych, wówczas gdy wody zawierają duże ilości kwasów humusowych. Kwasy te pochodzą w dużej mierze z otaczających jezioro borów czy też wcześniej powstałych torfowisk i nadają wodzie charakterystyczną brunatną barwę, a także kwaśny odczyn. Kwasy te wiążą związki azotu i fosforu co sprawia, że jeziora wykazują niską trofię, czyli biologiczność (mało żywych organizmów jest w takich wodach). Ponadto kwaśny odczyn nie sprzyja rozwojowi bakterii, dzięki czemu procesy rozkładu materii organicznej przebiegają bardzo powoli. Powoduje to gromadzenie grubych warstw osadów dennych. Brak tlenu w tych wodach uniemożliwia gnicie, które polega na rozkładzie większości substancji roślinnych na CO₂, metan i wodę. W warunkach niedoboru tlenu gnicie zostaje zastąpione butwieniem, podczas którego roślinność zostaje zamienione w związki humusowe inaczej próchnicę, a ta jest względnie wzbogacone w węgiel. Tutaj także powstaje pewna ilość CO₂, metanu i wody, ale jest znacznie mniejsza niż w przypadku gnicia. Sam proces butwienia wymaga obecności bakterii beztlenowych. Torfowiska powstają przez stopniowe zarastanie zbiornika od zewnątrz ku środkowi. Procesowi temu towarzyszy sukcesja, czyli następstwo roślinności od głębokowodnej (glony, lilie wodne) przez roślinność przybrzeżną (sitowie) aż po florę lądową, taką jak mchy, wrzosy i drzewa (w Polsce olchy i brzozy, gdyż te drzewa są typowe dla dolin rzecznych). W ten sposób powstają torfowiska niskie. Na torfowisku niskim z czasem wzrasta niedobór wody gruntowej, w wyniku czego drzewa stopniowo obumierają. Obumierające drzewa jak też roślinność torfowiska niskiego tworzą warstwę torfu drzewnego. Wówczas przy niedoborze wód gruntowych i zasilaniu wodami opadowymi, rozwijają się głównie mchy, trawy, a także sosny. Powstają wówczas torfowiska wysokie.

W warunkach klimatu tropikalnego często w pobliżu brzegów morskich rozwijają się lasy namorzynowe, których drzewa posiadają charakterystyczny zespół wysokich korzeni, sięgających ponad lustro wody. Drzewa te obumierając gromadzą się tworząc w przyszłości pokłady węgla. Gromadzenie to może mieć charakter autochtoniczny (wówczas gdy pozostają na miejscu) lub allochtoniczny (gdy ulegną przemieszczeniu). Bardziej pożądane są węgle autochtoniczne, gdyż wykazują znacznie mniejszy stopień zanieczyszczenia, to znaczy po ich spaleniu pozostaje niewielka ilość popiołu, w przeciwieństwie do węgli allochtonicznych. Dowodem autochtoniczności złóż węgla, są zachowane systemy korzenne w partii spągowej złoża oraz obecność delikatnych części roślin, takich jak liście.

Torfy i węgle powstają w wyniku procesów które prowadza do stopniowego względnego wzbogacenia węgiel. Generalnie wyróżniane są dwa etapy w ich powstawaniu. Pierwszy to stadium biochemiczne, a drugie to stadium geochemiczne. Stadium biochemiczne to czad od rozwoju terenu bagiennego do momentu jego zasypania. W tym stadium bakterie i grzyby atakują obumarłe organizmy i prowadzą do ich rozpadu. W wypadku torfowisk najintensywniejszy rozkład roślin ma miejsce w warstwie przypowierzchniowej czyli tej bardziej utlenionej. Wraz z rozwojem diagenezy tych osadów torfowych, torf przechodzi w stadium węgla brunatnego. Stadium geochemiczne to proces diagenezy determinowany zmianami ciśnienia i temperatur. Im osad znajdzie się głębiej tym większa będzie temperatura i ciśnienia. Procesy tego stadium podlegają prawom termodynamiki. Ze względu na rodzaj materiału wyjściowego oraz warunki jego rozkładu wyróżnia się następujące grupy węgli : humolity, liptobiolit oraz sapropelity. Humolity postają ze szczątków roślin wyższych (lądowo-bagiennych) i są to najbardziej rozpowszechnione typy węgli. Liptobiolity powstają wówczas, gdy całkowitemu rozkładowi podlega celuloza i zbudowane są głównie z różnego typu żywic. Przykładem liptobiolitu jest bursztyn. Sapropelity powstają przede wszystkim z uwęglenia glonów, jak też samego sapropelu (szlam roślinny). Węgle, które posiadają ponad 40% zanieczyszczeń mineralnych (iły, piachy) określane są mianem łupków palnych.

Główne stadia i produkty przeobrażeń substancji węglowej:

1. Powstanie torfu

2. Węgiel brunatny miękki (torf po wpływem nacisku nadkładu zagęszcza się, traci wodę i przybiera barwę brunatną. Powstaje na głębokości 200 do 400 metrów).

3. Węgiel brunatny twardy (może być matowy lub błyszczący)

4. Wraz ze wzrostem temperatury powstaje węgiel kamienny płomienny, któremu towarzyszy wydzielanie się wodoru.

5. Następnie powstaje węgiel koksowy

6. Węgiel chudy

7. Antracyt

8. Grafit

Te przemiany wymagają wzrostu temperatury, ciśnienia i co najważniejsze upływu czasu. Węgiel brunatny, aby powstał wymaga temperatury poniżej 90°C. Węgiel kamienny powstaje w zakresie do 205°C. Antracyt wymaga wyższej temperatury. Zazwyczaj obserwowany jest związek między typem węgla, a zwięzłością otaczających skał. Węgiel brunatny miękki występuje wśród luźnych piasków i iłów, brunatny twardy wśród iłołupków. Węgiel kamienny wśród łupków ilastych i mułowcowych. Antracyt wśród skał metamorficznych.

Złoża węgli tworzyły się na obszarach i w okresach szczególnie intensywnego rozwoju roślinności. Roślinność tworzy się tam gdzie jest ląd i w warunkach ciepłego, wilgotnego klimatu. 24% ogólnych zasobów węgla powstało w Karbonie, 17% w Permie, 4% w jurze i 54% w Paleogenie.

• Węgiel kamienny związany jest przede wszystkim ze złożami karbońskimi i permskimi. Wyjątkiem są karbońskie złoża węgla brunatnego zagłębia podmoskiewskiego, gdzie nie było warunków do wysokiej subsydencji (osiadania ) basenu.

• Z kolei większość węgli brunatnych pochodzi z paleogenu. Wyjątkiem są złoża paleogeńskie węgla kamiennego na obszarze Japonii, Sachalinu, Korei i Filipin.

Złoża paleozoiczne zawierają zazwyczaj wiele pokładów. Złoża paleogenskie zawierają zwykle tylko kilka pokładów.

Złoża które powstały w pobliżu brzegu mórz, zawierające zazwyczaj florę i faunę świadczącą o wpływie zbiorników morskich, określane są jako paraliczne. Przykładem złóż para licznych jest GOP, Zagłębie Ruhry oraz Zagłębie Donieckie. Złoża typu jeziornego to tak zwane złoża limniczne. Limniczny charakter mają wyeksploatowane złoża dolnośląskie okolic Wałbrzycha, złoża Saary i Comentry w Środkowej Francji.