Egzamin sedymentologia - opracowanie, Studia, Sedymentologia


1. PROCESY SEDYMENTACYJNE

PROCESY SEDYMENTACYJNE prowadzą do powstania osadu i obejmują:

  1. procesy fizyczne (np. wietrzenie, erozja),

  2. procesy chemiczne (np. wytrącanie związków chemicznych z roztworów wodnych),

  3. procesy biogeniczne (np. gromadzenie szczątków organizmów roślinnych i zwierzęcych),

  4. działalność fizjologiczną roślin i zwierząt.

Stanowią one ważne ogniwo materii w litosferze w cyklu geochemiczno-diastroficznym. Wietrzenie i erozja dostarczają materiału podlegającego procesom sedymentacji. Materiał ten jest transportowany do miejsca depozycji i tam osadzany. Procesy diagenetyczne przekształcają osady luźne w zwięzłe skały osadowe. Wszystkim tym czynnościom towarzyszy działalność biosfery.

Czynniki środowiskowe

 

Przebieg procesów sedymentacyjnych oraz rodzaj powstających osadów uzależnione są od CZYNNIKÓW ŚRODOWISKOWYCH, do których zaliczamy:

  1. materiał osadowy, jaki występuje w środowisku (allo- lub autogenicznym1),

  2. energia środowiska (kinetyczna ruchów wody i powietrza, cieplna oraz wiązań chemicznych),

  3. geometria środowiska (rozmiary, kształt i parametry batymetryczne basenu sedymentacyjnego, kierunki prądów wody i wiatru, kształt i rozmiary litosomów2, kierunki zmienności cech osadów),

  4. działalność biosfery (powstanie biogenicznego materiału osadowego, wpływ na warunki chemiczne i fizyczne w środowisku, mechaniczne przerabianie osadów).

Warunki diastroficzne i klimatyczne, którym podporządkowane są środowiska sedymentacyjne, stanowią parametry determinujące właściwości materiału osadowego gromadzącego się w basenie sedymentacyjnym.

Energia procesów sedymentacyjnych

 

Procesy sedymentacyjne rozgrywają się w polu grawitacyjnym Ziemi. Dalsze ŹRÓDŁO ENERGII procesów sedymentacyjnych stanowią:

  1. energia endogeniczna Ziemi,

  2. energia promieniowania słonecznego,

  3. energia wiązań chemicznych.

Siły grawitacyjne umożliwiają transport oraz sedymentację materiału ziarnowego.

Energia wnętrza Ziemi wpływa na kształtowanie rzeźby terenu oraz procesy magmatyzmu i metamorfizmu dostarczające materiału osadowego.

Energia promieniowania słonecznego ma podstawowe znaczenie dla rozwoju biosfery, a także wytwarza gradienty ciśnienia i temperatury w hydro- i atmosferze, których efektem jest cyrkulacja mas wodnych i powietrznych.

Energia wiązań chemicznych jest przyczyną procesów sedymentacji osadów hydrogenicznych oraz odgrywa ważną rolę w procesach diagenezy i mineralizacji związków organicznych.

Materiał osadowy i typy osadów

 

MATERIAŁ OSADOWY podlegający działaniu procesów sedymentacyjnych powstaje w wyniku różnych procesów. Wietrzenie i erozja starszych skał oraz procesy magmatyzmu i metamorfizmu dostarczają materiału osadowego. Jest on następnie transportowany do basenów sedymentacyjnych w postaci ziarn stanowiących materiał klasyczny. Ponadto transport odbywa się również w postaci roztworów koloidalnych i rzeczywistych. W obrębie basenów sedymentacyjnych materiał przeniesiony w postaci roztworów przechodzi w fazę stałą w wyniku działania fizykochemicznych procesów depozycyjnych oraz działalności biosfery.

Materiał fazy stałej powstający z roztworów bez udziału biosfery tworzy osady hydrogeniczne.

Ze względu na rodzaj materiału osadowego wyróżniamy następująceTYPY OSADÓW:

  1. litogeniczne powstałe z klastów (okruchy skał związane z niszczącymi procesami - erozją i wietrzeniem),

  2. hydrogeniczne powstałe z kryształów (na drodze fizykochemicznej z roztworów wodnych),

  3. biogeniczne utworzone z materiałów biogenicznych (zoo- i fitogenicznych) - bioklastów,

  4. biochemiczne utworzone z materiału biochemicznego.

Ze względu na stosunek fazy stałej osadu do basenu sedymentacyjnego materiał osadowy możemy podzielić na dwie grupy:

2. TRANSPORT MATERIAŁU ZIARNOWEGO

AGH; WGGiOŚ; KGOOŚiG; Sedymentologia - materiały pomocnicze do wykładów; CZ. 1

Opr. Piotr Strzeboński; strzebo@geol.agh.edu.pl -14- Wer. 1.

XVI TRANSPORT MATERIAŁU ZIARNOWEGO

Wyróżnia się dwa rodzaje transportu:

1. transport grawitacyjny - zachodzący pod wpływem siły ciężkości, np.:

- powierzchniowe ruchy masowe,

- spływy grawitacyjne,

2. transport hydrauliczny - odbywający pod działaniem siły przepływu płynu:

- wody (transport wodny: rzeki, prądy morskie, falowanie);

- powietrza (transport eoliczny: pustynie);

- lub lodu (transport lodowcowy: lodowce).

Powierzchniowe ruchy masowe (na lądzie i pod wodą):

- obrywy,

- osuwiska,

- osypiska,

- spełzywanie (na lądzie) i płynięcie mas plastycznych (pod wodą),

- ześlizgi.

Spływy grawitacyjne (na lądzie i pod wodą):

- spływy mułowe,

- spływy ziarnowe,

- spływy rumoszowe,

- prądy zawiesinowe.

Obrywy - gwałtowne obrywanie skał zwięzłych.

Osuwiska - gwałtowne osuwanie mieszanych typów skał (najczęściej naprzemianległych

pakietów skał luźnych i/lub słabo zwięzłych i skał spoistych).

Osypiska - osypywanie luźnego materiału okruchowego.

Spełzywanie - powolny ruch przypowierzchniowych warstw zwietrzeliny.

Płynięcie mas plastycznych - przemieszczanie osadu, połączone z jego deformacją (fałdowaniem).

Ześlizgi - przemieszczanie się skał, bez naruszenia ich budowy wewnętrznej.

Spływy mułowe (ang. mud flows) - hydroplastyczne, quasilaminarne przemieszczanie kohezyjnego

mułu.

Spływy ziarnowe (ang. grain flows) - lawinowe przemieszczanie niekohezyjnego materiału

ziarnowego (piasku i/lub żwiru).

Spływy rumoszowe (ang. cohesive debris flows) - hydroplastyczne, quasilaminarne przemieszczanie

kohezyjnego osadu klastycznego (mieszaniny iłu, pyłu, piasku i żwiru).

Prądy zawiesinowe - spływy turbulencyjne zawiesiny (osadu przepojonego płynem - wodą

lub gazem).

AGH; WGGiOŚ; KGOOŚiG; Sedymentologia - materiały pomocnicze do wykładów; CZ. 1

Opr. Piotr Strzeboński; strzebo@geol.agh.edu.pl -15- Wer. 1.

Ruch płynów w transporcie hydraulicznym

Wyróżnia się dwa rodzaje ruchu płynów:

1. ruch uwarstwiony (laminarny) - cząsteczki płynu można traktować w przybliżeniu jako

poruszające się w nie mieszających się warstwach (linie prądu pokrywają się z torami

cząstek płynu, tzw. ruch ustalony).

Ruch ustalony może być:

- jednostajny,

- niejednostajny.

R. jednostajny - jeżeli prędkości przepływu w różnych przekrojach są stałe.

R. niejednostajny - jeżeli prędkości przepływu w różnych przekrojach nie są stałe.

2. ruch burzliwy (turbulentny, =turbulencyjny) - po przekroczeniu pewnej prędkości granicznej

(stałej w określonych warunkach) - cząstki płynu zaczynają poruszać się w sposób

nieuporządkowany (chaotyczny) powodując mieszanie się warstw płynu (prędkość,

przyspieszenie i kierunek poszczególnych cząstek są inne w różnych punktach przestrzeni

płynu i zmieniają się w czasie, tzw. ruch nieustalony).

Turbulencja - bezładne poruszanie się cząstek płynu (nakładające się na główny kierunek

przepływu), spowodowane rozpraszaniem wirów. Turbulencja (zawirowania) sprzyja

erozji dennej oraz jeżeli składowa turbulencji skierowana pionowo ku górze jest większa od

prędkości opadania ziaren powoduje unoszenie ziaren w zawiesinie.

Przejście ruchu laminarnego w turbulentny zachodzi po przekroczeniu krytycznej wartości

zwanej liczbą Reynoldsa (Re).

Liczba Re jest stałym, w określonych warunkach przepływu (temperatura / lepkość, typ ośrodka), bezwymiarowym

parametrem. Liczba ta charakteryzuje związek między siłami bezwładności płynu, a siłami jego

lepkości. Re zależy od temp / lepkości i charakteru ośrodka.

Jeżeli w przepływie dominują siły bezwładności liczba Re ma wysokie wartości (powyżej 500 do 2000,

natomiast gdy przeważają siły lepkości Re ma wartości niskie (poniżej 500).

Wartość liczby Re zależy od temperatury (ze względu na zmiany lepkości) oraz od charakteru dna i ścian

ośrodka. Dla strumieni w naturalnych korytach przejście od ruchu laminarnego do ruchu turbulentnego następuje

(w zależności od warunków) przy wartościach liczby Re od 500 do 2000].

Stan (=ustrój) płynów w transporcie hydraulicznym

Wyróżnia się dwa rodzaje stanów płynów:

1. stan spokojny (prąd spokojny)

2. stan rwący (prąd rwący)

Stan prądu wyznacza bezwymiarowy parametr tzw. liczba Froude'a, będąca stosunkiem prędkości

przepływu płynu do prędkości rozchodzenia się fal grawitacyjnych na powierzchni tego płynu.

Przejście prądu spokojnego w rwący zachodzi po przekroczeniu wartości krytycznej liczby Freud'a.

Liczba Fr jest stałym w określonych warunkach przepływu (m.in.: prędkość, głębokość), bezwymiarowym parametrem.

Prąd spokojny (ruch podkrytyczny) posiada wartości liczby Fr < 1, natomiast prąd rwący (ruch nadkrytyczny)

Fr > 1.

W prądzie spokojnym przeważają siły grawitacji nad siłami bezwładności płynu, natomiast w prądzie

rwącym dominują siły bezwładności nad siłami grawitacji.

AGH; WGGiOŚ; KGOOŚiG; Sedymentologia - materiały pomocnicze do wykładów; CZ. 1

Opr. Piotr Strzeboński; strzebo@geol.agh.edu.pl -16- Wer. 1.

Przejście od prądu spokojnego do rwącego zaznacza się obniżeniem poziomu płynu w ośrodku (korycie).

Przejście odwrotne, od prądu rwącego do prądu spokojnego jest gwałtowne i zaznacza się podniesieniem poziomu

płynu w korycie oraz występowaniem tzw. odskoku hydraulicznego (Gradziński i in., 1986, Zarys sedymentologii,

ryc. 2-3, str. 41).

Typy przepływu

Wartości liczby Re i Fr, określające rodzaj ruchu i stan płynu (prądu) prowadzą do wydzielenia czterech

typów przepływu (Gradziński i in., 1986. ZS)

Liczba Froud'a Liczba Reynolds'a

Re<500 Re>500-2000

Fr<1 ruch uwarstwiony (laminarny)

prąd spokojny

ruch burzliwy (turbulencyjny)

prąd spokojny

Fr>1 ruch uwarstwiony

prąd rwący

ruch burzliwy

prąd rwący

Na rodzaj ruch płynu (na Re) znaczący wpływ ma jego lepkość, która jest odwrotnie proporcjonalna do

temperatury.

Określenie warunków prądu spokojnego i prądu rwącego (Fr) ma duże znaczenie, ze względu na związane

z nimi różne warunki transportu materiału ziarnowego.

RUCH MATERIAŁU ZIARNOWEGO

Zapoczątkowanie ruchu ziaren zwane progiem ruchu następuje wówczas gdy siły wywierane

przez przepływ płynu stają się większe od sił utrzymujących ziarna na miejscu.

Transport materiału ziarnowego zależy zatem ogólnie od prędkości przepływu i średnicy

ziaren, ale także od gęstości płynu i ciężaru właściwego materiału.

Najłatwiej uruchomieniu ulegają ziarna frakcji piasku. Ziarna drobniejsze (pyłowe i

iłowe) ze względu na ich spójność (własności kohezyjne) oraz gładkość powierzchni ulegają

uruchomieniu znacznie trudniej. Do uruchomienia ziaren frakcji żwiru ze względu na ich

znaczny ciężar właściwy także potrzebna jest znaczna energia przepływu płynu (Gradziński i

in., 1986, Zarys sedymentologii, ryc. 2-11, str. 50).

Maksymalny rozmiar ziaren, które mogą być poruszone w warunkach danego przepływu,

jest miarą tzw. wydolności przepływu.

AGH; WGGiOŚ; KGOOŚiG; Sedymentologia - materiały pomocnicze do wykładów; CZ. 1

Opr. Piotr Strzeboński; strzebo@geol.agh.edu.pl -17- Wer. 1.

Mechanizm uruchamiania ziaren

Przepływ płynu wywiera na spoczywające ziarno siłę, która rozkłada się na dwie składowe:

1. siłę wlekącą - skierowaną równolegle do kierunku ruchu, zmierzającą do przemieszczania

ziarna po dnie,

2. siłę unoszącą - skierowaną prostopadle do kierunku ruchu i zmierzającą do oderwania

ziarna od dna.

Jeżeli siła unosząca jest mniejsza od wlekącej ziarno toczy się i/lub ślizga po dnie.

Wpływ na zapoczątkowanie ruchu ziarna ma także jego kształt. Ziarna kuliste i wrzecionowate

uruchamiane są łatwiej niż dyskoidalne. Często także szybciej uruchamiane są ziarna większe

tkwiące pośród mniejszych.

Rodzaje ruchu materiału ziarnowego

Sposób poruszania się ziaren zależy głównie od ich średnicy oraz od energii przepływu.

1. Trakcja - toczenie i/lub ślizganie ziaren po dnie.

2. Saltacja - skakanie ziaren po torach balistycznych na wysokość rzędu kilku średnic ziarna

(główne znaczenie w transporcie eolicznym). Jeżeli przeskokom ziaren towarzyszy ich

chwilowe unoszenie ponad dnem to mamy wówczas do czynienia z tzw. unoszeniem

przerywanym (unoszeniem nieciągłym).

3. Suspensja - unoszenie ciągłe w zawiesinie, (por. Visher 1969)

Zróżnicowany sposób transportu powoduje generalnie sortowanie materiału ziarnowego i

jego depozycję w różnych subśrodowiskach.

Formy dna

przy transporcie wodnym materiału ziarnowego

Formy dna - są to formy morfologiczne powstające podczas hydraulicznego transportu

materiału ziarnowego.

Z różnymi formami dna związane są określone typy struktur sedymentacyjnych. Rozpoznanie

rodzajów warstwowania ma duże znaczenie dla odtworzenia genezy osadów.

Rodzaj form dna zależy głównie od energii przepływu płynu oraz od średnicy ziaren

(Gradziński i in., 1986, Zarys sedymentologii, ryc. 2-14, str. 56).

Występowanie form dna, a także mechanizm transportu materiału oraz struktury sedymentacyjne

gromadzących się osadów zależą od zespołu warunków opisowo nazywanych

jako tzw. reżim przepływu.

AGH; WGGiOŚ; KGOOŚiG; Sedymentologia - materiały pomocnicze do wykładów; CZ. 1

Opr. Piotr Strzeboński; strzebo@geol.agh.edu.pl -18- Wer. 1.

Wyróżniamy:

1. dolny reżim przepływu,

2. górny reżim przepływu.

Dolny reżim przepływu - duże opory przepływu i małe natężenie transportu (erozja podprądowych zboczy

form dna i depozycja na zboczach zaprądowych, transport i depozycja ziaren są nieciągłe).

Typowe formy dna

- dno płaskie (=dolne płaskie dno), niewielkie prędkości przepływu, ruch ziaren rozpoczyna się przy średnicy

składników ziarnowych większej od 0,6 mm (ryc. 2-14, op. cit.), tworzy się płaska pozioma laminacja,

- małe riplemarki (do kilku cm wysokości, transport trakcyjny, powstaje laminacja przekątna małej skali,

- fale piaskowe (Gradziński i in., 1986, Zarys sedymentologii, ryc. 4-32, str. 149), (wysokość do 2 m, transport

trakcyjny, powstaje tabularne warstwowanie przekątne dużej skali ,

- duże riplemarki (ryc. 4-30, str. 148), (do kilkudziesięciu cm, transport trakcyjny o większym natężeniu, powstaje

rynnowe warstwowanie przekątne dużej skali.

Górny reżim przepływu - małe opory przepływu i duże natężenie transportu (transport ziaren ciągły).

Typowe formy dna

- dno zrównane (=górne płaskie dno), duże prędkości przepływu, powstaje płaska równoległa laminacja (ryc.

2-15, str. 57),

- antydiuny, wysoka energia przepływu, powstaje osad nie warstwowany lub niskokątowe warstwowanie przekątne

nachylone pod prąd lub z prądem (ryc. 2-15).

TRANSPORT EOLICZNY

Przeciętna energia wiatru jest wstanie transportować jedynie ziarna o niewielkich średnicach

(frakcja piasku i frakcje drobniejsze). Progowa średnica ziaren mogących podlegać

transportowi eolicznemu (dla kwarcu przy prędkości do 10 m / s) wynosi 0,8 mm.

Transport eoliczny (przede wszystkim w zależności od prędkości wiatru i średnicy ziaren)

odbywa się przy udziale trzech mechanizmów:

1. pełznięcie powierzchniowe (trakcja), dominująca rola - ok. 90 %,

2. saltacja, ok. kilka %,

3. unoszenie w zawiesinie (suspensja).

Pełznięcie powierzchniowe (PP) - przemieszczanie powierzchni piaszczystej bez odrywania

ziaren od podłoża. Ziarna toczą się i/lub ślizgają w wyniku popychania ich przez inne

ziarna podlegające saltacji.

Saltacja - przemieszczanie ziaren w kierunku zawietrznym za pomocą przeskoków.

Ziarna opadające na powierzchnię piasku wybijają kolejne ziarna powodując reakcję łańcuchową

(Gradziński i in., 1986, Zarys sedymentologii, ryc. 2-18, str. 64).

Unoszenie w zawiesinie - najdrobniejsze ziarna unoszone są w powietrzu (bez kontaktowania

z podłożem) przez dłuższy okres czasu na odległości przekraczające niekiedy wiele

kilometrów. Tak zwanemu chwilowemu unoszeniu podlegają ziarna, kontaktujące się z podłożem

rzadziej niż w procesie saltacji (transport na odległość rzędu dziesiątek lub setek metrów).

AGH; WGGiOŚ; KGOOŚiG; Sedymentologia - materiały pomocnicze do wykładów; CZ. 1

Opr. Piotr Strzeboński; strzebo@geol.agh.edu.pl -19- Wer. 1.

Ziarna przemieszczające się tuż nad powierzchnią terenu (zwykle do wysokości kilku ,

max. kilkunastu cm w zależności od energii wiatru i rodzaju oraz frakcji materiału) i poruszające

się w skoncentrowanej warstwie tworzą tzw. przesłonę trakcyjną.

Różnice w prędkości transportowanego materiału za pomocą opisanych mechanizmów

powodują sortowanie ziaren.

Formy powierzchni terenu

przy transporcie eolicznym materiału ziarnowego

Formy akumulacyjne (obszary w których ilość dostarczanego materiału jest większa lub

równa ilości materiału wywiewanego - tzw. dodatni bilans akumulacyjny):

- riplemarki eoliczne,

- zaspy piaskowe,

- wydmy.

Formy erozyjne (deflacja - wywiewanie):

- bruk deflacyjny,

- wielograńce

- misy, rynny deflacyjne,

- ostańce deflacyjne (po formach akumulacyjnych np. wydmach).

FALOWANIE

Falowanie - polega na przemieszczaniu się powierzchni wody pod działaniem:

- głównie wiatru,

ale także

- wstrząsów sejsmicznych,

- podwodnych wybuchów wulkanów,

- podwodnych ruchów masowych.

Strefy transformacji fal (ryc. 2-23, str. 70)

- strefa wzrostu fal,

- strefa łamania fal,

- strefa przyboju (strefa fal translacyjnych),

- strefa zmywu

AGH; WGGiOŚ; KGOOŚiG; Sedymentologia - materiały pomocnicze do wykładów; CZ. 1

Opr. Piotr Strzeboński; strzebo@geol.agh.edu.pl -20- Wer. 1.

W wodach o głębokości przekraczającej tzw. podstawę falowania (powierzchnia poniżej

której dno praktycznie nie oddziałuje na ruch falowy i odwrotnie) tworzą się fale oscylacyjne.

Są to fale, w których ruch cząstek wody odbywa się po zamkniętych torach kołowych.

Spłycenie zbiornika wodnego powoduje odkształcenie tych orbit i ich transformację (spłaszczenie)

na elipsy, w których dodatkowo tory cząstek są otwarte. W wyniku takiego przeobrażenia

następuje transport wody.

Fale zbliżające się do brzegu w wyniku malejącej głębokości są hamowane i ulegają załamaniu,

przekształcając się w fale translacyjne (burzliwe fale przyboju). Fale przyboju uderzają

o brzeg, wyrzucając warstwę wody tzw. zmywu wstępującego (ZW). Część wody ZW

wsiąka w podłoże, a pozostała ilość spływa z powrotem jako tzw. zmyw powrotny.

Prądy przybrzeżne (ryc. 2-25, str. 72)

1. Denny prąd powrotny - związany z odprowadzaniem wody zmywu wstępującego.

2. Prąd wzdłużbrzegowy (=litoralny) - związany ze skośnym nabieganiem fal na brzeg.

3. Prąd rozrywający - płynący od brzegu w kierunku morza skoncentrowanym strumieniem

sięgającym od powierzchni do dna.

Transport materiału ziarnowego

przez falowanie i prądy przybrzeżne

1. Transport materiału w kierunku brzegu - falowanie.

2. Transport w stronę morza - prądy powrotne.

3. Transport wzdłuż brzegu - prąd litoralny.

Warunki transportu są zmienne i zależą przede wszystkim od energii falowania.

Ze względu na różnice energetyczne zmywu wstępującego i powrotnego ziarna większe

(i/lub o większym ciężarze właściwym ) mają tendencję do ruchu w kierunku brzegu, a

drobniejsze od brzegu, co przyczynia się do sortowania materiału ziarnowego (złoża

okruchowe np.: Ti - Fe).

Berm - terasa burzowa (sztormowa).

Formy dna

1. Strefa wzrostu fali - wały piaszczyste (tzw. rewy) i rowy, riplemarki.

2. Strefa przyboju (fal translacyjnych) - płaska laminacja zgodna z nachyleniem stoku plaży (typowa dla dna

zrównanego górnego reżimu przepływu), wały piaszczyste (brzegowe).

Fale wewnętyrzne

W zbiornikach w których występują różnice w gęstości wody występują tzw. fale wewnętrzne. Rozwijają

się one na granicy wód o różnej temperaturze (termoklina) i/lub różnym stopniu zasolenia (haloklina). Prądy

związane z falami wewnętrznymi mogą osiągać prędkości rzędu kilkudziesięciu cm / s i mogą oddziaływać na

dno (formy dna i/lub erozja).

AGH; WGGiOŚ; KGOOŚiG; Sedymentologia - materiały pomocnicze do wykładów; CZ. 1

Opr. Piotr Strzeboński; strzebo@geol.agh.edu.pl -21- Wer. 1.

PŁYWY

Pływy - (przypływy i odpływy) są efektem przyciągania hydrosfery przez Księżyc i

Słońce. Amplituda pływów zależy od położenia tych ciał niebieskich względem Ziemi. Największa

amplituda występuje gdy Z, K i S znajdują się w jednej linii (podczas pełni i nowiu).

Pływy o najmniejszej amplitudzie występują podczas I i III kwadry. Największy wpływ na

obserwowaną amplitudę ma jednak wpływ wielkości i morfologii basenu. Waha się ona od

kilku cm (np.: Bałtyk) do kilkunastu m (np.: wybrzeża Kanału La Manche). Prędkość prądów

pływowych zależy od amplitudy i głębokości basenu i waha się od kilku do kilkudziesięciu

cm / s, max. nawet > 500 cm /s. Prądy pływowe transportują materiał ziarnowy na dużą skalę,

zwłaszcza na płaskich wybrzeżach, gdzie strefa międzypływowa osiąga znaczną szerokość

(wąskie cieśniny, estuaria - lejkowate ujścia rzek).

PRĄDY OCEANICZNE

Prądy oceaniczne są efektem oddziaływania wiatrów (pasatów) lub powstają wskutek różnicy

ciśnień.

Wiatr odpowiedzialny jest za powstawanie tzw. powierzchniowych prądów dryfowych,

np.: Golfsztrom, Prąd Północnorównikowy, występujących do głębokości ok. 1 km -

tzw. warstwa Ekmana (Stanley, Historia Ziemi, str 113)

Różnicy ciśnień natomiast zawdzięczają powstawanie tzw. geostroficzne prądy gradientowe)

lub prądy gradientowe niegeostroficzne, tworzące się przy dnie gdzie oddziałuje

tarcie.

Prądy gradientowe są znacznie słabsze od dryfowych i mają przeciwną do nich cyrkulację.

Siła Coriolisa powoduje dodatkowo wzrost prędkości prądów m.in. przy zachodnich wybrzeżach

Atlantyku (tzw. zachodnia intensyfikacja).

Źródłem najgłębszej cyrkulacji oceanicznej jest przydenny, globalny transport mas

zimnych wód polarnych. Średnie prędkości przepływu wynoszące zaledwie setne części cm /

s, pozwalają na transport materiału zaledwie frakcji pelitowej, ale nie przyczyniają się do jego

erozji. (Gradziński i in., 1986, Zarys sedymentologii, ryc. 2-29, str. 77).

PRĄDY ZAWIESINOWE (PZ)

PZ są odmianą pospolitych w przyrodzie prądów gęstościowych - polegających na ruchu

płynu o większej gęstości względem płynu o gęstości mniejszej (np. prądy w atmosferze i

hydrosferze).

PZ są to prądy, w których nadwyżka gęstości w stosunku do otaczającego płynu pochodzi

od obecności tzw. zawiesiny (układu dwufazowego).

Prądami zawiesinowymi są m. in: chmury popiołów wulkanicznych (materiał piroklastyczny

+ powietrze), eoliczne burze pyłowe (materiał okruchowy + powietrze), lawiny suchego

śniegu (pył lodowy + powietrze), wodne prądy zawiesinowe (materiał okruchowy +

woda).

AGH; WGGiOŚ; KGOOŚiG; Sedymentologia - materiały pomocnicze do wykładów; CZ. 1

Opr. Piotr Strzeboński; strzebo@geol.agh.edu.pl -22- Wer. 1.

PZ z łatwością można wytwarzać w laboratorium. Z przeprowadzonych obserwacji

podwodnych prądów zawiesinowych wynika, że czoło prądu przybiera charakterystyczny

kształt. Tworzy ono nabrzmienie, które w samym przodzie czoła jest przewieszone, natomiast

poza czołem grubość prądu jest mniejsza. Najbardziej wysunięta część czoła wyznacza linię

największej prędkości. Poza czołowym nabrzmieniem prądu występuje strefa intensywnych

zawirowań i mieszania zawiesiny z otaczającą wodą, co prowadzi do rozcieńczania prądu.

Jednakże straty koncentracji materiału kompensowane są przez stałe dostarczanie zawiesiny z

prądu ustalonego, podążającego za nabrzmieniem czołowym. Czoło porusza się wolniej niż

prąd w tyle w związku z czym czoło się nie powiększa, ale prąd też nie ulega rozproszeniu.

Kształt prądu wynika z tarcia o dno i tarcia na górnej powierzchni prądu (Gradziński i in.,

1986, Zarys sedymentologii, ryc. 2-31, str. 80). Duża bezwładność PZ powoduje, że może on

transportować materiał klastyczny na znaczne odległości, nawet przy nachyleniu dna rzędu 1

0/00

Unoszenie materiału okruchowego prze PZ jest wynikiem turbulencji przepływu.

Energia prądów zawiesinowych jest niekiedy wystarczająca dla powodowania głębokiej erozji

osadów po których PZ się poruszają (kaniony podmorskie).

Podwodne PZ rozwijają się głównie z podmorskich, grawitacyjnych spływów osadu, niekiedy

także z zawiesin dostarczanych z lądu przez rzeki.

3. TEKSTURALNE CECHY OSADÓW I STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

TEKSTURA jest to sposób wykształcenia składników skały, tzn. stopień jej krystaliczności, wielkość i kształt kryształów oraz wzajemne stosunki miedzy nimi. CECHY TEKSTURALNE osadów opisują więc:

  1. wielkość ziarna,

  2. morfologię ziarna,

  3. upakowanie i orientację ziarna.

Uziarnienie

 

UZIARNIENIE

WIELKOŚĆ ZIARNA kulistego może być określona jednoznacznie przez pomiar jego średnicy. Jednak występujące w osadzie ziarna z reguły nie są idealnie kuliste, by móc określić ich średnicę. Z tego też względu stosuje się podział ziarn na klasy zmieniające się w postępie geometrycznym, w którym iloraz postępu wynosi 2, a średnice ziarn wyrażone są w milimetrach. Klasy uziarnienia są natomiast podzielone na cztery główne frakcje:

Wielkość ziarn skał osadowych wyraża się często w jednostkach φ, związanych z jednostkami metrycznymi zależnością:

φ = -lg2d

wyrażaną w mm, gdzie d oznacza wielkość ziarna.

Jest to korzystne dlatego, że rozkłady wielkości ziarn cechują się zazwyczaj dodatnią asymetrią. Przekształcenie logarytmiczne zbliża je więc do rozkładu normalnego.

 

ROZKŁAD WIELKOŚCI ZIARN

ROZKŁAD WIELKOŚCI ZIARNA w skale okruchowej charakteryzuje się za pomocą kilku parametrów statystycznych, m.in:

Istniejące w osadach rozkłady wielkości ziarna mogą być interpretowane jako wynik zmieszania co najmniej dwóch populacji ziarn, z których każda odpowiada określonemu mechanizmowi transportu. Metodykę wydzielenia w składzie ziarnowym różnych populacji opracował w szczegółach Vischer. Metoda ta wymaga rozdzielenia najbardziej gruboziarnistej i najbardziej drobnoziarnistej frakcji w składzie ziarnowym do 0,1%. Analiza składu ziarnowegometodą Vischera oparta jest na założeniu, że odcinki prostolinijne (na jakie dzieli się kumulacyjna krzywa rozkładu uziarnienia) wykreślona na logarytmicznej siatce prawdopodobieństw, odpowiadają różnym populacjom ziarn - każda z tych populacji ma rozkład zbliżony do normalnego, jednak w osadzie populacje to wskutek różnych rodzajów transportu i depozycji mieszają się ze sobą.

Zazwyczaj krzywa (ryc.7) dzieli się na 3 odcinki, z których:

  1. odcinek najniższy (gruboziarnisty) odpowiada populacji ziarn transportowanych przez bezpośrednie wleczenie i toczenie po dnie (trakcję),

  2. odcinek środkowy - populacja ziarn ulegających saltacji,

  3. odcinek najwyższy (drobnoziarnisty) reprezentuje ziarna unoszone w zawiesinie (suspensja).

Morfologia ziarn

 

KSZTAŁT ZIARNA odnosi się  do geometrycznej, przestrzennej formy ziarna. Określa się go najczęściej metodą Zingga (ryc.8) - na podstawie stosunków między długościami trzech prostopadłych do siebie osi: najdłuższej (a), najkrótszej (c) i średniej (b). Oblicza się mianowicie wskaźnik b/a oraz c/b, co pozwala wyróżnić cztery klasy kształtu:

  1. ziarna kuliste,

  2. ziarna wrzecionowate,

  3. ziarna deskowate,

  4. ziarna elipsoidalne.

Innym często używanym wskaźnikiem kształtu ziarn jest wskaźnik spłaszczenia, zdefiniowany jako

ws = (a+b)/2c

Jest on głownie stosowany w badaniach sedymentologicznych osadów żwirowych.

 

OBTOCZENIE ZIARNA jest miarą starcia jego ostrych naroży i krawędzi oraz ogładzenie powierzchni. Aby je określić można wykorzystać rozmaite metody obliczeniowe wymagające szczegółowych badań. Dla przykładu jedną z miar stopnia obtoczenia opartą na metodach obliczeniowych jest wskaźnik obtoczenia. Jest on obliczany jako stosunek promienia krzywizny najostrzejszego naroża ziarna do największej średnicy. Inną miarą jest stopień obtoczenia obliczany jako stosunek średniego promienia kół wpisanych w naroża konturu ziarna do promienia największego koła wpisanego w kontur ziarna. W większości jednak przypadków określania obtoczenia ziarna wystarczająca jest metoda półilościowa polegająca na porównaniu danego ziarna z odpowiednio skonstruowanym wzorcem. Najczęściej stosowany jest tu wzorzec Powersa, który przedstawia zarówno kontur, jak i rzeźbę powierzchni ziarna (ryc.9).

 

Trzecim elementem opisu kształtu ziarna jest KULISTOŚĆ, czyli parametr ilościowy wyrażający stopień podobieństwa ziarna do kuli. Z wyjątkiem badań specjalistycznych, w praktyce stosuje się określanie kulistości przez wizualne porównanie z odpowiednim wzorcem (np. Barreta).

Upakowanie i orientacja ziarn

 

Elementy osadu wykazują między sobą stosunki przestrzenne, wyrażone różnego typu kontaktami sąsiadujących ziarn. Tego rodzaju stosunki określamy, w odniesieniu do ziarn tworzących szkielet ziarnowy5, jako UPAKOWANIE. Jest to cecha określająca przestrzenne zagęszczenie ziarn w skale osadowej. Gdy ziarna stykają się ze sobą mówimy o zwartym szkielecie ziarnowym. W przypadku przeciwnym, szkielet ziarnowy określamy jako rozproszony.

Ze szkieletem ziarnowym zwartym i rozproszonym związany jest termin masy wypełniającej, którą reprezentują drobniutkie ziarna nazywane tłem skalnym lub matrix. W szkielecie zwartym masa wypełnia jedynie pory miedzy ziarnami, natomiast w przypadku szkieletu rozproszonego ziarna pływają w matrix.

 

Poza upakowaniem, ziarna mogą wykazywać kierunkowe uporządkowanie w przestrzeni, co nazywamy ORIENTACJĄ ZIARNA. Szczególnie ziarna wydłużone i spłaszczone mogą być ułożone w skale w sposób uporządkowany dając strukturę zorientowaną. Jej charakterystycznym przykładem jest imbrykacja, czyli ułożenie dachówkowate silnie spłaszczonych ziarn (ryc.10).

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE są zjawiskami skali makroskopowej i oglądać je możemy w odsłonięciach oraz odpowiednio dużych okazach. Widoczne są dzięki zmianom cech teksturalnych oraz składu mineralogicznego.

Struktury są formami przestrzennymi, a ich górna granica wielkości nie zawsze jest łatwa do precyzyjnego określenia.

W sposób najbardziej ogólny dzielimy je na dwie grupy:

Nazwy poszczególnych struktur sedymentacyjnych mają przeważnie charakter opisowy i oparte są na kryteriach geometrycznych, a systemy klasyfikacji struktur różnią się ze względu na zastosowane kryteria podziału oraz podejście do nomenklatury. Najpopularniejszym podziałem struktur sedymentacyjnych jest klasyfikacja z genetycznego punktu widzenia. Na jej podstawie wyróżniamy cztery główne grupy struktur pierwotnych:

  1.  depozycyjne,

  2. erozyjne,

  3. deformacyjne,

  4. biogeniczne.

Struktury depozycyjne

 

STRUKTURY DEPOZYCYJNE powstają podczas depozycji, czyli gromadzenia się osadu na dnie basenu sedymentacyjnego. Można je obserwować na prostopadłych do uwidaczniających się warstw przekrojach.

Jednostki warstwowania

 

Aby móc mówić o strukturach depozycyjnych należy zapoznać się z kilkoma pojęciami:

 

WARSTWA - powszechna cecha skał osadowych zwięzłych i luźnych mówiąca o zindywidualizowanym nagromadzeniu osadu, mniej lub bardziej ograniczonym od dołu i od góry w sposób dostrzegalny makroskopowo. Jest to termin ogólny nie precyzujący rozmiarów nagromadzenia osadu, cech teksturalnych, składu mineralnego i zwięzłości. Wiadomo, że wymiary poziome warstwy są wielokrotnie większe od jej miąższości, a granice między warstwami ostre lub gradacyjne (stopniowe) wyrażone w różny sposób (np. zmiany składników osadu, zmiany cech strukturalnych). Górna powierzchnia warstwy nazywana jest stropem, a dolna - spągiem.

 

LAMINA - najcieńsza warstwa (miąższość rzędu co najwyżej kilku decymetrów, choć najczęściej paru centymetrów), jaką możemy wyróżnić w skale, makroskopowo nie wykazująca wewnętrznego warstwowania. Skład mineralny i cechy teksturalne są zwykle stałe w całej laminie, choć w profilu mogą wykazywać gradacyjną zmienność.

 

ZESTAW LAMIN - składa się z grupy sąsiadujących ze sobą lamin, które ułożone są w pewnym porządku geometrycznym; laminy te wspólnie indywidualizują się jako jednostka warstwowania większego rzędu.

 

WIELOZESTAW - nazwa warstwy złożonej z przynajmniej dwóch zestawów lamin, z których każdy jest tego samego typu i rzędu wielkości.

 

ŁAWICA - termin używany w odniesieniu do grubszych warstw, które szczególnie wyraźnie indywidualizują się w profilu osadów i zaznaczają jako główne jednostki warstwowania danej sekwencji utworów osadowych. Miąższość ławic jest rzędu decymetrów lub metrów. Wiele ławic ma mniej lub bardziej złożoną budowę.

Uławicenie

 

UŁAWICENIE - występowanie skał w postaci nagromadzeń osadu, wyróżniających się jako jednostki geometryczne oddzielone od siebie mniej więcej równoległymi granicami. Uławicenie powstające w wyniku wyraźnych zmian w procesie akumulacji lub przerw w depozycji, jest cechą zdecydowanej większości skał osadowych.

Powierzchnie międzyławicowe są najczęściej głównymi powierzchniami poziomej oddzielności skał, podkreślonymi przez wietrzenie, ługowanie i erozję. Zdarza się, że powierzchnie erozyjne ławic zanikają, lub przechodzą w normalne powierzchnie międzyławicowe. Zjawisko bocznego łączenia się dwóch lub więcej ławic wskutek zanikania dzielącej je powierzchni granicznej określane bywa jako amalgamacja.

Niektóre ławice pozbawione są struktur wewnętrznych lub wykazują tylko pionową gradację wielkości ziarn, inne mogą składać się z wielu podrzędnych warstw różnego typu.

LAMINACJA - wielokrotne powtarzanie się cienkich warstw - lamin (ryc.11). Zaznacza się w osadach w rozmaity sposób, a o indywidualizowaniu się lamin decydują różnice w wielkości ziarna, składzie mineralnym oraz zmiany w barwie.

Z punktu widzenia pierwotnego ułożenia lamin w stosunku do poziomu wyróżniamy:

Biorąc pod uwagę kształt lamin mówimy o:

Trzy ostatnie częściej jednak bywają nazywane warstwowaniami przekątnymi, dlatego też poświęcę im więcej uwagi w osobnym podrozdziale.

Riplemarki

 

RIPLEMARKI - zwane zmarszczkami powstają w wyniku przemieszczenia niekohezyjnego materiału ziarnowego przez prądy wody lub powietrza oraz jako rezultat oddziaływania falowania na dno. Ze względu na morfologiczne zróżnicowanie riplemarków, szczegółowa charakterystyka ich kształtu i rozmiarów wymaga dokonania pomiarów szeregu elementów. W zależności od sposobu powstania możemy wyróżnić m.in.:

  1. riplemarki prądowe,

  2. riplemarki falowe,

  3. riplemarki eoliczne (piaszczyste i żwirowe).

Innym kryterium klasyfikacji riplemarków jest wzór, jaki w planie tworzą grzbiety riplemarków, np.:

Przykłady riplemarków obrazują ryc.12, ryc.13, ryc.14 i ryc.15

Warstwowanie przekątne

 

WARSTWOWANIE PRZEKĄTNE - struktury składające się z warstw sedymentacyjnie nachylonych w stosunku do pierwotnie poziomej powierzchni depozycyjnej. Większość tych struktur powstaje w rezultacie sukcesywnego przyrastania lamin na zaprądowych stokach nierówności dna.

Podstawową strukturą warstwowania przekątnego jest zestaw lamin przekątnych. Ograniczające go powierzchnie są przeważnie erozyjne, rzadziej jest to wynik przerw w depozycji. Powierzchnie graniczne zestawów są płaskie lub wygięte - ich kształt i wzajemny układ decyduje o kształcie całego zestawu. Z tego punktu widzenia wyróżniamy trzy główne typy struktur warstwowania przekątnego (ryc.16, ryc.17):

  1. warstwowanie przekątne płaskie tabularne dużej skali,

  2. warstwowanie przekątne płaskie klinowe dużej skali,

  3. warstwowanie rynnowe dużej skali.

W przypadku osadów, w skład których wchodzą cienkie zestawy lamin przekątnych zbudowane z piasku oraz kontrastujące z nimi wkładki mułu, wydzielamy następujące trzy typy warstwowania:

  1. smużyste (ryc.18) - gdzie dominują partie o ziarnie grubszym (piaskowcowe), a miejscami tylko zestawy oddzielone są od siebie bardzo cienkimi wkładkami mułków, 

  2. faliste (ryc.19) - w którym wkładki mułowe odgrywają większą rolę, a sporo z nich ma postać falistych warstw o dość znacznym zasięgu,

  3. soczewkowe (ryc.20) - tu przeważają partie mułowe; laminowane przekątnie zestawy występują w postaci soczewek.

Uziarnienie frakcjonalne

 

UZIARNIENIE FRAKCJONALNE zwane również gradacją, przejawia się kierunkowymi zmianami przeciętnej lub maksymalnej wielkości ziarn w profilu warstwy. Może być:

co przedstawia (ryc.21).

Uziarnienie frakcjonalne jest wynikiem depozycji materiału z prądu zawiesinowego albo depozycji w warunkach normalnego prądu o zmiennej prędkości.

Struktury erozyjne

 

STRUKTURY EROZYJNE powstają wskutek erozyjnej działalności prądów płynących ponad dnem pokrytym nieskonsolidowanym osadem. Zachowują się zazwyczaj na dolnych powierzchniach ławic w postaci hieroglifów, które są odlewami znacznie rzadziej zachowanychśladów.

W tym podrozdziale omówię najważniejsze struktury erozyjne, do których należą:

  1. kanały i rozmycia erozyjne,

  2. ślady prądów (ślady erozji),

  3. ślady przedmiotów.

Kanały i rozmycia

 

KANAŁY EROZYJNE

KANAŁY EROZYJNE mogą powstać wszędzie tam, gdzie istnieje skoncentrowany przepływ wody. Mają one formę podłużnych zagłębień, których głębokość i szerokość są zawsze wielokrotnie mniejsze od długości. Formy te są stosunkowo nietrwałe i w stanie kopalnym mogą zostać zachowane jedynie w przypadku szybkiego zasypania ich przez osad. Cechą charakterystyczną takich osadów jest kontakt erozyjny z otaczającymi utworami (ryc.22).

 

ROZMYCIA EROZYJNE

ROZMYCIA EROZYJNE są to płytkie i rozległe zagłębienia, których szerokość jest wielokrotnie większa od głębokości i które nie mają wyraźnie zdefiniowanej dłuższej osi, tak jak to jest w przypadku kanałów. Obserwowane w przekrojach poprzecznych są trudne do odróżnienia od kanałów erozyjnych. Występujące śródławicowe rozmycia są wynikiem lokalnej i krótkotrwałej erozji, bezpośrednio po której następowało zapełnienie ich osadem.

Ślady prądów

 

Prąd, który płynie po podłożu zbudowanym z nieskonsolidowanego osadu, wytwarza na jego powierzchni różnego kształtu rynienki, bruzdy i in. formy erozyjne, które ogólnie określamy mianemŚLADÓW PRĄDOWYCH. Są to struktury bardzo nietrwałe, ulegające niszczeniu na skutek erozji lub spełzywania luźnego osadu pokrywającego dno.

Odlewy śladów prądowych na dolnych, a także górnych powierzchniach ławic noszą nazwę hieroglifów, wśród których wyróżnić możemy dwie grupy:

Najbardziej dogodne warunki do powstania śladów prądowych stwarzają osady ilaste i mułowcowi odznaczające się wysokim stopniem spoistości, który umożliwia tworzenie się na ich powierzchni ostro zarysowanych zagłębień.

Wśród śladów prądów możemy wyróżnić:

JAMKI WIROWE, których odlewy mają postać wydłużonych zgodnie z kierunkiem prądu wyniosłościach dolnych powierzchniach ławic. Ich zakończenia od strony podprądowej są zazwyczaj ostro zarysowane i stromo wzniesione ponad otoczenie. W kierunku płynięcia prądu hieroglif rozpłaszcza się, a jego kontury stają się łagodniejsze i stopniowo zlewają się z powierzchnią ławic.(ryc.23)

 

ŚLADY ROZMYCIA są nierozłącznie związane z jamkami wirowymi. Rozpoczynają się one od strony podprądowej szeroką krawędzią , która jest zorientowana poprzecznie w kierunku prądu. Jej zarysy są zwykle nieregularne i sprawiają wrażenie, jakby powstały przez połączenie kilku jamek wirowych. Odlewy śladów rozmycia pokrywają duże powierzchnie i są ułożone w rzędy skośne lub prostopadłe do kierunku prądu.

 

ŚLADY OPŁYWANIA to struktury powstające w wyniku wzmożonej erozji spowodowanej zaburzeniami w układzie linii prądowych w bezpośrednim sąsiedztwie przedmiotów znajdujących się na dnie (ryc.24). Przed przeszkodą znajdującą się na drodze prądu powstają spiralne wiry, które opływają przeszkodę z obu stron i rozciągają się na pewną odległość w dół prądu, powodując wzmożoną erozję wokół i poza przeszkodą.

Wokół przedmiotów dużych tworzą się podkówkowate zagłębienia obejmujące przedmiot i strefę "cienia" osłoniętą od prądu. Ramiona podkowy spłycają się i rozszerzają w kierunku prądu, a w strefie "cienia" formuje się niewielkie wzniesienie (chroniony przed erozją fragment pierwotnej powierzchni dna lub forma akumulacyjna powstała przez odkładanie materiału w obszarze zmniejszonej prędkości prądu). 

W przypadku przedmiotów małych brak jest strefy chronionej, a za przedmiotem powstaje bruzda prądowa podoba do wydłużonej jamki wirowej.

 

GRZBIETY I BRUZDY PRĄDOWE są wynikiem działania układu prądów wtórnych. Są one równoległe do prądu i zachowują się jako odlewy na dolnych przykrywających ławic (ryc.25, ryc.26). Ich kształt zależy od prędkości prądu, konfiguracji dna i przebiegu spiral w prądzie. Na takiej podstawie mówimy o:

 

ŚLADY PIERZASTE powstają w wyniku pogrążania się spiral prądowych w miękki osad. Pogrzęźnięte spirale rozpływają się wysyłając na boki szereg wachlarzowo ułożonych, częściowo zachodzących na siebie wypustek. Możemy je obserwować jako hieroglify pierzaste (ryc.27).

Ślady przedmiotów

 

Niesione w prądzie przedmioty w momencie zetknięcia z dnem pozostawiają po sobie w sprzyjających warunkach różnorodne ślady na powierzchni osadu zwane ŚLADAMI PRZEDMIOTÓW. Przyjmując za podstawę sposób powstania wyróżniamy następujące grupy:

ŚLADY WLECZENIA - ślady pozostawione na dnie przez wleczenie prądem przedmiotów. Są najczęściej przedstawiane jako prostolinijne, wąskie i niezbyt głębokie bruzdy ograniczone równoległymi krawędziami przebiegającymi zgodnie z kierunkiem prądu (ryc.28).

 

ŚLADY UDERZEŃ - powstają pry krótkotrwałym i przypadkowym zetknięciu unoszonych w prądzie przedmiotów z podłożem. Kształt śladu zależy od rodzaju narzędzia, jego ułożenia podczas transportu, kąta uderzenia oraz charakteru podłoża.

Wśród śladów uderzeń w zależności od kąta uderzenia mamy:

 

ŚLADY TOCZENIA I PRZESKOKÓW - składają się z linijnie uszeregowanych śladów uderzeń tego samego przedmiotu. Ich forma zależy od kształtu i sposobu ułożenia narzędzia przy każdorazowym uderzeniu o dno (ryc.30).

 

ŚLADY KROPEL DESZCZU - półkuliste zagłębienia okolone nieco wzniesioną nad otoczeniem krawędzią o nierównych brzegach powstałe w wyniku uderzeń kropel deszczu lub gradu o powierzchnię plastycznego osadu (ryc.31). Są one uważane za jeden z dowodów istnienia warunków subaeralnych (powierzchniowych).

Struktury deformacyjne

 

STRUKTURY DEFORMACYJNE są zaburzeniami pierwotnego kształtu, układu lub budowy wewnętrznej warstw, powstałymi w wyniku procesów zachodzących w osadzie przed jego ostatecznąlityfikacją. Bezpośrednimi przyczynami powstawania tych struktur są:

  1.  grawitacyjne ruchy masowe,

  2. niestateczne warstwowanie gęstościowe,

  3. spontaniczne upłynnienie osadu,

  4. deformacyjne działanie prądów,

  5. działalność organizmów żyjących w osadzie.

Najbardziej charakterystycznymi natomiast przykładami tego rodzaju struktur są:

Grawitacyjne ruchy masowe

 

Zalegające na powierzchni ziemi luźne skały oraz zwietrzelina mogą być przemieszczane na stokach, gdzie znajdują się pod wpływem działania siły ciężkości. Do przesunięcia w dół, tj. GRAWITACYJNYCH RUCHÓW MASOWYCH, dochodzi tylko wtedy, gdy zostanie naruszona równowaga stoku, która może wystąpić gdy:

W zależności od wielkości materiału skalnego oraz szybkości jego przemieszczania się wzdłuż stoku, wyróżnia się następujące ruchy masowe:

Deformacyjne działanie prądów

 

DEFORMACYJNE DZIAŁANIE PRĄDÓW polega na nacisku wywieranym na osad przez przepływający ponad nim prąd. Efektem działania nacisku jest przerywanie ciągłości warstw lub ich pofałdowanie.

W powierzchniowych partiach osadu niewielkie struktury deformacyjne mogą powstawać w wyniku tarcia prądu zawiesinowego o dno (m.in.warstwowanie konwolutne).

Produktem deformacyjnego działania prądów może być tzw.uławicenie zaburzone.

Uławicenie zaburzone

 

UŁAWICENIE ZABURZONE może być efektem grawitacyjnego przemieszczania osadu (podmorskich ruchów masowych) lub deformacyjnego działania pradów. Cechą charakterystyczną uławicenia zaburzonego jest pofałdowanie, zmięcie i/lub porozrywanie warstw osadu. Podstawowym kryterium odróżnienia tego typu uławicenia od podobnie wyglądających deformacji tektonicznych jest jego występowanie wśród ławic nie zaburzonych. Dodatkowo uławicenie zaburzone można rozpoznać na podstawie sedymentacyjnego, stopniowego przejścia zaburzeń w osad nie zaburzony lub w przypadku zaobserwowania sedymentacyjnego ścięcia erozyjnego warstw zaburzonych przez utwory nadległe.

Na podstawie intensywności zaburzenia uławicenia wyróżnia się:

  1. uławicenie zaburzone rozdrobnione (ryc.33) - większość osadu została rozproszona, tworząc bezstrukturalną masę, w której tkwią chaotycznie rozmieszczone, różnej wielkości i kształtu fragmenty bardziej spoistych ławic. Pospolicie występują struktury określane mianem fałdów i płatów deformacyjnych. Mniej lub bardziej zwinięte fragmenty ławic piaskowcowych określa się jako tzw. toczeńce piaszczyste.

  2. uławicenie zaburzone nie rozdrobnione (główną część osadu stanowią pofałdowane ławice, częściowo ich fragmenty, (ryc.33).

Niestateczne warstwowanie gęstościowe

 

NIESTATECZNE WARSTWOWANIE GĘSTOŚCIOWE (NWG) -niestabilny układ dwóch, mających plastyczną lub płynną konsystencję, warstw o różnej gęstości. Jeżeli warstwa o gęstości większej znajduje się ponad warstwą o mniejszej gęstości to występuje tzw. układ "ba", czyli NWG.

Układy typu „ba” będą dążyć w kierunku osiągnięcia statecznego (stabilnego) warstwowania gęstościowego - typu "ab". Powszechnie obserwowanymi strukturami, powstającymi w czasie stabilizacji układu są: sople, diapiry, struktury kroplowe, pogrązy.

Warstwowanie konwolutne

 

WARSTWOWANIE KONWOLUTNE polega na wewnątrzławicowym zaburzeniu układu lamin, obejmującym część lub całą miąższość ławicy (ryc.35). Zaburzenia w postaci mikrofałdów nie powodują jednakże ani deformacji powierzchni ławicy, ani zmian jej miąższości. Konwolucje rozwijają się stopniowo od spągu, osiągają maksimum w centrum ławicy, po czym ponownie stopniowo wygasają w kierunku stropu.

Warstwowanie konwolutne występuje zwykle w utworach mułowcowych lub bardzo drobnoziarnistych piaskowcach.

Charakter deformacji wskazuje, że rozwijały się one w osadzie znajdującym się na granicy płynności lub całkowicie upłynnionym. Powstawanie tego rodzaju warstwowania wiązane jest m.in. z deformującym działaniem przepływającego prądu.

Żyły klastyczne

 

ŻYŁY KLASTYCZNE - struktury zbudowane z materiały okruchowego (klastycznego), przypominające swoją formą oraz stosunkiem do otaczających je skał żyły intruzyjne (plutoniczne). Mechanizm powstawania żył klastycznych polega na wciskaniu upłynnionego osadu w warstwy otaczające. Żyły mogą mieć przebieg zgodny z uławiceniem skał otoczenia (sille klastyczne), bądź niezgodny (dajki klastyczne).

Upłynnienie materiału ma najczęściej związek ze wzrostem ciśnienia porowego, spowodowanym ciężarem nadkładu.

Struktury ucieczkowe

 

STRUKTURY UCIECZKOWE powstają w nie skonsolidowanym osadzie, w wyniku wyciskania wody porowej pod wpływem ciśnienia związanego z ciężarem nadkładu (ryc.36).

Wyróżniamy następujące:

formy wewnętrzne (wewnątrzławicowe, obserwowane głównie na przekrojach ławic):  

Powstają w wyniku nagromadzenia najdrobniejszych cząstek przenoszonych przez wyciskaną w kierunku stropu profilu wodę. Woda napotykając na swej drodze strefę o zmniejszonej przepuszczalności zmuszona jest do płynięcia na pewnym odcinku poziomo, tworząc przy okazji laminę wzbogaconą w cząstki ilaste i/lub pylaste. Wzrost ciśnienia może powodować lokalne przebijanie się przez strefę nieprzepuszczalną powodując wygięcie lamin ku górze.

 

Kanały zaobserwować można dzięki ich jaśniejszej barwie spowodowanej pozbawieniem osadu cząstek ilastych oraz z powodu występowania ich wśród utworów laminowanych. Ich obecność świadczy o gwałtownym, skoncentrowanym przepływie wód porowych, powodujących lokalne upłynnienie materiału ławicy. W przypadku przebicia przez kanał ucieczkowy całej miąższości ławicy na jej stropie może powstać miniaturowy krater;

 

oraz formy powierzchniowe (obserwowane na powierzchniach stropowych ławic):

Spękania błotne

 

SPĘKANIA BŁOTNE - powstają wskutek zmniejszania się objętości nasyconego wodą osadu. Przyczyną kurczenia osadu w warunkach subaeralnych jest wysychanie osadu, a w warunkach subakwalnych (podwodnych) zjawiska synerezy.

Wyróżniamy:

  1. szczeliny z wysychania (ryc.37),

  2. zwitki błotne (ryc.38), 

  3. spękania synerezyjne - oddzielanie się fazy płynnej od stałej (zachodzące w żelu) przy jednoczesnym zmniejszaniem się objętości osadu. Odlewy spękań synerezyjnych obserwuje się niekiedy na stropowych powierzchniach piaskowców. Mają one postać grzbiecików powstałych jako wynik wypełniania szczelin tworzących się w nadległym mułowcu.

Toczeńce ilaste

 

TOCZEŃCE ILASTE - kuliste formy zbudowane z materiału spoistego (mułu lub iłu pochodzącego z erozji podłoża) występujące w obrębie utworów grubookruchowych (piasków lub żwirów). Odmianą toczeńców ilastych są formy pokryte grubszym materiałem, niż materiał osadowy otoczenia (np. żwirem w obrębie utworów piaszczystych). Są to tzw. uzbrojone toczeńce ilaste, które wraz z toczeńcami ilastymi pospolicie występują w osadach rzecznych. Ponadto uzbrojone toczeńce znane są z utworów fliszowych.

STRUKTURY BIOGENICZNE zwane inaczej skamieniałościami śladowymi, zachowują się w skałach osadowych śladami życiowej działalności organizmów.

Zaliczamy do nich:

Ślady i hieroglify organiczne

 

ŚLADY działalności organizmów żyjących na powierzchni dna zbiornika lub w obrębie luźnego osadu mogą być zachowane jako ślady na górnych powierzchniach ławic, ale najczęściej zachowują się w formie HIEROGLIFÓW (odlewów śladów) na powierzchniach spągowych. Mogą być też widoczne w poprzecznych przekrojach ławic, gdy zwierzę rozkopywało osad i poruszało się w jej obrębie. Gdy pozostawione w ten sposób ślady zaburzają pierwotne ułożenie osadu, noszą nazwę bioturbacji.

Ślady pozostawione przez organizmy mają określone i powtarzalne kształty, rozmiary oraz ornamentację, co pozwala traktować je jako swego rodzaju "skamieniałości śladowe".

Między skamieniałościami śladowymi a skamieniałościami będącymi resztkami samych organizmów istnieją zasadnicze różnice:

Ze względu na czas powstania ślady dzielą się na postdepozycyjne, czyli powstałe po utworzeniu się ławicy, i predepozycyjne - wcześniejsze niż ławica.

Zwierzęta bentoniczne żyją bądź na powierzchni i mówimy o nichepifauna, bądź wewnątrz osadu i nazywamy je infauną. Jednak nie zawsze rozpoznanie śladów należących do epi- i infauny jest możliwe, dlatego też powstał podział uwzględniający pozycję kopalnej formy w obrębie warstwy w powiązaniu z rodzajem materiału wypełniającego ślad (ryc.32).

Wydrążenia skałotocza

 

WYDRĄŻENIA pozostawiane przez SKAŁOTOCZA tworzą odrębną grupę wśród skamieniałości śladowych. Pozostawiane w osadach miękkich są uzależnione od budowy anatomicznej organizmu, a ponadto zawierają szczątki drążących je organizmów.

Skałotocza drążą różnej wielkości i kształtu zagłębienia, tunele, kanały chroniąc się przed zniszczeniem oraz w poszukiwaniu pożywienia.

Zespół wydrążeń pozostawionych przez skałotocze w określonym miejscu dostarcza wielu cennych i różnorodnych informacji dotyczących m.in.:

4. OSADY (SPŁYWÓW GRAWITACYJNYCH, ILASTE, WĘGLANOWE, EWAPORATY, KRZEMIONKOWE, BIOGENICZNE I HYDROGENICZNE)

Spływ grawitacyjny - podwodny prąd mieszaniny składającej się z zawieszonego w wodzie materiału najdrobniejszego i materiału gruboziarnistego.

W zależności od czynnika utrzymującego materiał w zawieszeniu wyróżnia się kilka typów spływów grawitacyjnych np. prąd zawiesinowy.

Spływy grawitacyjne

Spływy grawitacyjne (ang. gravity flow) to spływy materiału klastycznego po nachylonej powierzchni w wyniku sił grawitacji, choć mechanizm może być różny.

0x01 graphic

Ze względu na ich złożonych charakter istnieje wiele podziałów spływów grawitacyjnych, które stosują różną nomenklaturę, co może prowadzić do nieporozumień. Na podstawie badań eksperymentalnych w 1973 roku przez Middletona i Hamptona zaproponowali podział spływów grawitacyjnych, który stanowi ich klasyfikację ze względu na mechanizm unoszenia osadu. Ten podział wyróżnia cztery główne ich rodzaje i zakłada, iż możliwe są także mechanizmy pośrednie (zarówno w środowisku lądowym, jak i morskim).

Z powodu złożonej natury spływów grawitacyjnych wprowadzono także wiele klasyfikacji i nazw opartych na kombinacji takich cech, jak gęstość spływu, sposób unoszenia materiału osadowego, rodzaj przepływu (laminarny lub turbulentny) i reologia. Znaczenie terminu turbidyt zostało także rozszerzone na tzw. prądy zawiesinowe o dużej gęstości, co według niektórych klasyfikacji było określane jako rodzaj spływów kohezyjnych. W celu uproszczenia klasyfikacji i wyeliminowania zawiłości w nomenklaturze, Gani (2004) podzielił spływy grawitacyjne ze względu na ich reologię na trzy podstawowe rodzaje.

Te trzy rodzaje spływów stanowią także etapy ruchu materiału osadowego w dół skłonu. Następuje tu zmiana przepływu od laminarnego po turbulentny. Ruch rozpoczyna się pd powstania podwodnego osuwiska. Gęstość niesionego materiału zmienia się wraz z ruchem w dół stoku od wysokiej po niską przy rosnącej zawartości wody. Końcowym etapem jest ruch prądu zawiesinowego w wyniku działania sił turbulencji oraz opadanie osadu z zawieszenia na skutek wytracania prędkości.

SKAŁY WĘGLANOWE

Do grupy skał węglanowych zaliczamy te osady, w skład których wchodzi ponad 50%

wagowych minerałów węglanowych. Najważniejszą rolę skałotwórczą w skałach węglanowych odgrywają kalcyt, dolomit oraz w mniejszym stopniu aragonit (rombowa odmiana węglanu wapnia). Minerał ten jest wyłącznym węglanowym składnikiem szczątków organicznych, lecz stosunkowo szybko przekrystalizowuje w kalcyt. Obok wymienionych składników w skałach węglanowych występować mogą minerały ilaste, detrytyczny kwarc, związki żelaza i inne minerały o podrzędnym znaczeniu. Kalcyt jest głównym składnikiem wapieni, dolomit natomiast skał o tej samej nazwie - dolomitów. Ilościowy wzrost substancjipiaszczystych i pelitowych w skałach wapiennych powoduje ich stopniowe przechodzenie do margli. Najważniejszymi skałami węglanowymi są wapienie,dolomity, margle i opoki.

WAPIENIE

Skały wapienne powstawać mogą w wyniku nagromadzenia się węglanowych szczątków

zwierząt, niekiedy również roślin, na dnie zbiorników morskich i śródlądowych oraz w wyniku wytrącenia węglanu wapnia z roztworów wodnych. Luźny osad wapienny ulega przekształceniu w zwięzłą skałę w wyniku szeregu procesów, określanych łącznie mianem diagenezy. Skały węglanowe, dzięki swemu składowi chemicznemu, intensywnie reagują ("burzą") z 10% kwasem solnym, a nawet z kwasem octowym. Czyste wapienie są barwy białej, lecz często zawierają domieszki (np. kwarc, minerały ilaste, gips), nadające im zabarwienie szare, żółtawe, kremowe, różowe, a nawet czarne.

Wapienie dzieli się w zależności od okresu, w którym powstały (np. wapienie triasowe,

jurajskie, kredowe, trzeciorzędowe, itp.) oraz w zależności od dominujących w nich szczątków organicznych:

MARGLE

Margle są skałami pośrednimi między skałami węglanowymi a okruchowymi.

Zbudowane są głównie z kalcytu (od 50 do 70% według Czermińskiego, od 33 do 67 wg Smulikowskiego), któremu towarzyszą mniejsze ilości dolomitu, syderytu iminerałów ilastych. Mogą one ponadto zawierać domieszki materiału okruchowego, którego zwiększony udział prowadzi do powstawania odmian piaszczystych lubpiaskowców marglistych. Margle są na ogół mniej twarde i zwięzłe niż wapienie, różnią się od nich także ciemniejsza barwą. Cechą charakterystyczną tych skał jest silne "burzenie" z 10% HCl, podczas którego wytrąca się i pozostaje osad minerałów ilastych.

DOLOMITY

Dolomity są skałami pochodzenia chemicznego, zbudowanymi przede wszystkim z

dolomitu. Istnieją też skały pośrednie pomiędzy wapieniami i dolomitami, zawierające w różnym stosunku zarówno węglan wapnia, jak i dolomit. Szereg wapień - dolomit można umownie podzielić na następujące człony:

Nazwa skały

Zawartość dolomitu w %

Wapień

0 - 10

Wapień dolomityczny

10 - 50

Dolomit wapnisty

50 - 90

Dolomit

90 - 100

Ze względu na różny sposób powstawania tych skał wyróżniamy dolomity pierwotne

(sedymentacyjne) oraz dolomity wtórne (metasomatyczne). Dolomity sedymentacyjne tworzą się wskutek bezpośredniego wytrącania dolomitu z wód morskich oraz jeziornych. Tworzą pokłady dość jednolite litologicznie, o wyraźnym uławiceniu i jednorodnej, zbitej strukturze. Dolomity metasomatyczne powstają w procesie metasomatycznych przemian osadów wapiennych (kalcytowych). Proces ten polega na częściowym wyparciu węglanu wapnia i zastąpieniu go przez węglan magnezu. Źródłem magnezu niezbędnego do tych przemian jest woda morska. Przeobrażanie osadu wapiennego w dolomit pociąga za sobą zmniejszenie objętości o12,3%, dlatego też liczne dolomity wtórne są porowate i jamiste. Skały dolomitowe "burzą" z 10% HCl na gorąco lub po sproszkowaniu. Posiadają barwy jasne, czasem zabarwione na różne odcienie i najczęściej wykazują strukturę pelitową lub krystaliczną.

W Polsce dolomity występują w Górach Świętokrzyskich, regionie śląsko-krakowskim oraz

w Tatrach.

OPOKI

Opoki są osadami pośrednimi między skałami węglanowymi a krzemionkowymi. Są one

zasobne w skrytokrystaliczną krzemionkę rozproszoną wśród składników węglanowych. Opoki są skałami zwartymi, o budowie afanitowej i jasnoszarej barwie, niekiedy z odcieniem niebieskawym, pochodzącym od rozproszonego pirytu. Opoki, w których krzemionka jest pochodzenia organicznego określane są jako gezy wapienne.

Opoki są pospolite w górnej kredzie Polski pozakarpackiej.

Wartość glebotwórcza skał węglanowych jest zróżnicowana. Zależy ona od budowy

skały, stopnia zdiagenezowania, oraz zawartości domieszek. Skały miękkie, o dużej zawartości domieszek ilastych, wietrzeją szybciej, dając zwietrzeliny wartościowe z rolniczego punktu widzenia. Największą wartość mają skały młodsze (np. wapienie i margle kredowe i trzeciorzędowe), które są stosunkowo słabo zdiagenezowane i miękkie.

Ze skał węglanowych tworzą się skały nasycone wapniem, o specyficznych

właściwościach, określane jako rędziny.

EWAPORATY 
to skały osadowe należące do 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.

Do nich należą:

 

Pierwiastki budujące ewaporaty to:

 

Czynniki krystalizacji:

 

Główne czynniki sprzyjające krystalizacji ewaporatów:

- stężenia jonów w wodzie 
Jeziora
Na przykład w rzekach nie może dojsc do stężenia jonów (50 - 400 mg/l) niebędnego do krystalizacji minerałów ponieważ sezonowe zmiany warunków meteorologicznych powoduja duże zmiany ich składu chemicznego. 
Inaczej jest w przypadku jezior tutaj skład chemiczny zalezy od wielu czynników tj. 
- warunki geograficzne i hydrogeologiczne
- składu chemicznego wód zasilających jezioro
- rodzaj skał budujących zbiornik
- procesy wietrzenia 
Jeziora od rzek różnia się przedewszystkim wolną wymiana wody - w klimacie suchym wiekszy jest ubytek w skutek parowania w związku z tym może dojsc do stanu nasycenia a dalsze parowanie wody spowoduje krystalizacje minerałów siarczanowych i chlorkowych a zatem powstanie ewaporatów . W klimacie wilgotnym ustala się natomiast pewna równowaga dopływ - jezioro - spływ dzięki której skład chemiczny wód jeziornych może być podobny do wód rzecznych.

- temperatura 
temperatura wód jeziornych waha się - 20 do 25oC a w szczególnych przypadkach osiąga 50oC 
Generalnie jeziora dzielimy na trzy grupy:
1) jezora weglanowe czyli takie w których jony HCO3- przeważaja nad zawartością Ca i Mg powstaja w strwefie wietrzena skał magmowych zasobnych w zasadowe plagioklazy w strefie rozmywania skał węglanowych krystalizuje z nich np soda rodzima. Na2CO3. 
2) jeziora siarczanowe charakteryzuja sie duża przewagą zawartości Cl- , SO42 w wodzie nad HCO3- i dlatego dochodzi w nich do krystalizacji z nich halitu NaCl i siarczanów np. mirabilitu, espomitu
3) jeziora chlorkowe ( słone) wyróżnia sie przewaga Na i Cl nad innymi jonami zawartymi w wodzie głóny produkt to halit.
4) jeziora borowe w strefch młodej działalności wulkanicznej połączonej z eshaljacjami boronośnymi dochodzi do koncentracji boru w wodach jeziornych bez odpływowych. Krystalizują z nich borany Na i Ca

Ewaporaty jeziorne nie są utworami zbyt rozpowszechnionymi. Powstawanie ich jest możliwe tylko w klimacie suchym. Pozatym niezbyt wielka ich cześć zachowuje sie w postaci osadów kopalnych. Znaczie bardziej rozpowszechnione są ewaporaty morskie.
Ustawiczne falowanie i przemuieszczanie się wód w oceanach i możach powoduje że wody te osiągają wysoki stopień ujednolicenia składniku chemicznego. Podobnie jest też z zasoleniem które w różnych częściach oceanów są tylko niewiele zróżnicowane.
I tak na przykład jeżeli chodzi o zasolenie to w przeważajacej częsci wynosi ono 34 - 35 %0. Wzrasta ono w kierunku strefy tropikalnej gdzie osiąga 38%0. 
Generalnie wieksze zasolenie stwierdza sie w morz odcietych od oceanów np. w strefie Kanału Sułeskiego wynosie ono 40%o. Słabiej zasolone są natomiast wody klimaty umiarkownego i wody arktyczne np zasolenie Bałtyku wynosie zaledwie 7,8%o wiaże sie to przedewszystkim z obfitym zasielaniem tych mórz przez rzeki i obfitymi opadami przy małym podarowniu wody.

 

Schemat powstawania ewaporatów

Można powiedziec ze proces powstawania ewaporatów rozpoczyna sie organogenicznych i chemicznych osadów wapiennych i dolomitowych które można traktować jako prierwszy przejaw nasycenia soli rozpuszczonych w wodzie morskiej. Stwarza to warunki do silnego rozwoju fauny o szkieletach weglanowych i fosforanowych. W skutek tych procesów następuje wzbogacenie wody morskiej w Na+ , K+ , Mg2+ , Cl- , SO42- . Prowadzi to do krystalizacji siarczanu wapnia gipsu CaSO4 *2H2O lub anhydrytu CaSO4 zależnie od temperatury i zasolenia wody.
Wskutek dalszej ewaporacji i wzrostu zasolenia wody morskiej następuje krystalizacja halitu. Tworzą sie pokłady soli kamiennek, charakteryzujące sie obecnością niewielkich ilości gipsu, anhydryu, polihalitu, langbeinitu i innych minerałów solnych, które mogą tworzyc w nich smugi (pierścienie roczne), przypominające przyrosty drzew. Powstanie i zróżnicowanie ich wiąże się z sezonowymi zmianami klimatycznymi.
Przy wykrystalizowniu większej części siarczanów wapnia i halitu pozostaje w roztworze część Ca2+ Na+ , ale głównymi kationami stają się Mg2+ i K+ a także wzrost zawartości Br, B, Rb, Cs i innych słabiej rozpowszechnionych pierwiastków. Roztwory te tworzą wieloskładnikowy układ z którego krystalizują chlorki i siarczany Na+ , K+ , Mg2+ , Ca2+ ,a w mniejszym stopniu borany Na+ , Sr2+ , Mg2+ , Ca2 które są słabo rozpowszechnione w osadach solnych.
Zmiana składu chemicznego i temperatury wody morskiej pociąga za sobą zmianę podanego toku krystalizacji minerałów. W tym miejscu pojawia się pojecie cyklotemów.


Cyklotemy są to powtarzające się zespoły osadów świadczące o cyklicznej stopniowej zmianie warunków powstawania osadu.
Prawidłowo rozwinięta seria ewaporatów powinna być zapoczątkowana gipsem lub anhydrytem a kończyć się solami potasu i magnezu jest to tzw. cyklotem solny. 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.

Ruchy skorupy ziemskiej powodują przemieszczanie ewaporatów do głębokości 3000 m i więcej a więc w strefę podwyższonego ciśnienia i wyższej temp. która w tych warunkach może przekraczać 100 oC W takich warunkach dochodzi do metamorficznych przemian ewaporatów i tak np. anhydryt do głębokości 150 - 200 m pod wpływem wód podziemnych przekrystalizowuje w gips ale na większych głębokościach kierunek tej reakcji ulega zmianie co prowadzi do uwolnienia znacznej ilości wody wśród ewaporatów i stwarza warunki jej rekrystalizacji.

 

Minerały budujące ewaporaty

W skład minerałów morskich wchodzie ok. 30 minerałów autogenicznych, większość z nich występuje jednak w niewielkich ilościach i nie nadaje im odmiennego charakteru petrograficznego. Listę głównych minerałów można ograniczyć do następujących

- halit NaCl
- sylwin KCl
- karnalit 
- anhydryt CaSO4
- gips 
- kizeryt 
- langbeinit 
- polihalit
- kainit

Znaczna część ewaporatów morskich to skały niemal jedno mineralne np. gipsy, anhydryty, sole kamienne. Sole potasowo - magnezowe są wielo mineralne. 
Jeżeli chodzi o cech strukturalne ewaporatów to są one podobne do produktów krystalizacji magmy dlatego przy określaniu struktur ewaporatów stosuje się nazewnictwo struktur i tekstur używanych do skał magmowych.

Skały monomineralne:

SKAŁY GIPSOWE (GIPSOWE)
Skład mineralny: 99% gips pozostałe to domieszkami: kwarc, kalcyt, dolomit, minerały ilaste, 
wodorotlenek żelazowy, a także substancje bitumiczne
Barwa: gips może być bezbarwny, biały, szary, lub żółtawy, brunatne od domieszek substancji 
bitumicznych bitumicznych wodorotlenku żelazewego. Przezroczyste, czyste odmiany 
gipsu nazywa się selenitem, zaś drobnokrystaliczne, zbite, o białej barwie - alabastrem; 
drobnoziarniste odmiany skał gipsowych mają warstewkowanie podkreślone obecnością 
domieszek minerałów ilastych lub kalcytu - są to gipsy łupkowe które na powietrzu 
rozpadają się podobnie do kartek papieru

Struktura: hipautomorficzna, porfirowa lub porfiroblastowa wskutek rekrystalizacji 
Tekstura: bezładna, równoległa niekiedy podobne do ofitowych 
Połysk: szklisty, jedwabisty, perłowy. 
Rysa: biała. 
Twardość: 2,0 - wzorcowa w skali Mohsa. 
Łupliwość: doskonała.

SKAŁY ANHYDRYTOWE (ANHYDRYTOWE)
Skład mineralny: tak jak gips
Pokrój kryształów: dobrze wykształcone kryształy występują rzadko 
Barwa: najczęściej bezbarwny, biały, szary z odcieniem niebieskim lub czerwonym 
drobnokrystaliczne odmiana anhydrytu nosi nazwę vulpinitu.

Struktura: hipautomorficzna, porfirowa lub porfiroblastowa wskutek rekrystalizacji 
Tekstura: bezładna, równoległa niekiedy podobne do ofitowych anhydryty bywają 
skataklazowane.
Połysk: szklisty lub perłowy. 
Rysa: biała. 
Twardość: 3,0 - 3,5. 
Łupliwość: dobra lub bardzo dobra.

SOLE KAMIENNE 
Skład mineralny: głównie halit i domieszki minerałów solnych takich jak gips anhydryt, polihalit, 
langbeinit , kizeryt i in.
Skały solno ilaste: - sole ilaste (95 - 85% halitu)
- zubry (85 - 15 % halitu)
- iły solne (15 - 5 % halitu) 
sole piaszczyste - zawierają domieszkę piasku kwarcowego
sole zlepieńcowate i mułowcowe

Barwa: kryształy halitu są zazwyczaj bezbarwne i przezroczyste, znane są także formy 
zabarwione na żółto, niebiesko, czerwono i szaro, w zależności od chemicznych i 
mineralnych domieszek.
Połysk: szklisty. 
Rysa: biała. 
Twardość: 4,5 
Łupliwość: doskonała, kostkowa. 
Inne cechy: charakterystyczny słony smak.

Skały polimineralne

SOLE POTASOWO MAGNEZOWE
1) Sylwinit - zbudowany z sylwinu i halitu, który bywa zabarwiony na niebiesko
2) Karnalityty (karnalitowe) - utworzone z karanlitu i halitu, którym towarzyszyć może kizeryt (karnalityty kizerytowe)
3) Sole twarde składają się z sylwinu i halitu oraz anhydrytu (sól twarda anhydrytowa), kizerytu (sól twarda kizerytowa) langbeinitu (sól twarda langbeinitowa) itp.

Znane są też skały solne, których głównym składnikiem są inne minerały np. kainiatyty (skały kainiatytowe, kajnitowce) polihality (skały polihalitowe).

 

Występowanie w Polsce:

Sól kamiena w okolicach Inowrocławia (permskie wysady solne) oraz Bochni i Wieliczki (trzeciorzędowe osady solne) 
Gips największe złoża gipsu występują w Niecce Nidziańskiej, Kietrz i Dzierżysławiu (koło Głubczyc) okolice Rybnika ( Czernica) Wodzisławia, Chełmka nad Wisłą, Krzeszowic i Krakowa (Płaszów, Łagiewniki) Anhydryt Niwnica koło Nowogrodźca, na Dolnym Śląsku, 
Anhydryty tworzą też wąski pas wychodni od Niwnic do Żarskiej Wsi

SKAŁY KRZEMIONKOWE

Są to skały utworzone w całości lub w przeważającej części z autogenicznej krzemionki,

wykształconej w postaci opalu, chalcedonu lub kwarcu. Niektóre skały krzemionkowe powstają wskutek chemicznego wytrącania się krzemionki, inne zaś w wyniku osadzania się szczątków organizmów zbudowanych z krzemionki: okrzemek, radiolarii i gąbek krzemionkowych. Większość skał krzemionkowych odznacza się znaczna twardością bliską, twardości kwarcu. Najważniejszymi przedstawicielami tej grupy skał są: gezy, opoki lekkie, ziemia okrzemkowa i diatomit,spongiolity i radiolaryty.

GEZY

Gezy zbudowane są z dwóch podstawowych składników: detrytycznego kwarcu i

organogenicznej krzemionki (zazwyczaj pochodzenia gąbkowego). Niektóre gezy zawierają znaczną ilość węglanu wapnia, niekiedy także glaukonit i substancję ilastą. Na ogół są one barwy białej, żółtawej lun szarej. Odmiany bogate w glaukonit są zielonkawe.

Gezy wieku kredowego występują w obrębie fliszu karpackiego i w regionie

świętokrzyskim.

OPOKI LEKKIE

Opoka lekka jest skałą powstałą w wyniku odwapnienia skał węglanowych - opok. Różni

się ona od nich mniejszym ciężarem i dużą miękkością. W stanie suchym opoka lekka ma ciężar mniejszy od ciężaru wody.

W Polsce skały tego typu występują głównie na roztoczu i w Karpatach.

ZIEMIA OKRZEMKOWA I DIATOMIT

Są to skały organogeniczne utworzone głownie z pancerzyków okrzemek. Dodatkowo

mogą tu występować szczątki innych organizmów, detrytyczny kwarc oraz kalcyt, glaukonit, substancje ilaste i związki żelaza. Ziemia okrzemkowa jest biała lub żółtawobiała, porowata, lekka, miękka, nie jest zwięzła (rozcieralna) i pylasta. Diatomit charakteryzuje się natomiast większą zwięzłością. Utwory okrzemkowe są osadami chłodnych mórz polarnych i jezior.

W Polsce ziemia okrzemkowa występuje w niewielkich ilościach na obszarze Niżu

Polskiego. Trzeciorzędowe diatomity znane są z fliszu karpackiego.

SPONGIOLITY

Są to skały organogeniczne utworzone z igieł gąbek spojonych lepiszczem

krzemionkowym. Niektóre spongiolity zawierają domieszki węglanu wapnia, glaukonitu i detrytycznego kwarcu. Ich barwa jest najczęściej szara lub szaroniebieska, rzadziej zielonawa lub brunatna.

W Polsce spongiolity spotkać można na obszarze Tatr (utwory jurajskie), fliszu

karpackiego i obrzeżenia Gór Świętokrzyskich (utwory kredowe).

RADIOLARYTY

Są to skały utworzone głównie z pancerzyków radiolarii (promienic), niekiedy

zawierają domieszkę węglanu wapnia i związków żelaza. Radiolaryty są skałami twardymi, często silnie spękanymi. Zazwyczaj są one silnie zabarwione na czerwono, zielonkawo, a nawet czarno przez występujące w nich związki żelaza.

W Polsce spotkać je można na terenie Tatr, pienińskiego pasa skałkowego i w Górach

Świętokrzyskich.

Wartość glebotwórcza skał krzemionkowych jest niska. Większą przydatnością rolniczą

charakteryzują się utwory miękkie, zawierające węglan wapnia i domieszki ilaste.

Materiał osadowy i typy osadów

 

MATERIAŁ OSADOWY podlegający działaniu procesów sedymentacyjnych powstaje w wyniku różnych procesów. Wietrzenie i erozja starszych skał oraz procesy magmatyzmu i metamorfizmu dostarczają materiału osadowego. Jest on następnie transportowany do basenów sedymentacyjnych w postaci ziarn stanowiących materiał klasyczny. Ponadto transport odbywa się również w postaci roztworów koloidalnych i rzeczywistych. W obrębie basenów sedymentacyjnych materiał przeniesiony w postaci roztworów przechodzi w fazę stałą w wyniku działania fizykochemicznych procesów depozycyjnych oraz działalności biosfery.

Materiał fazy stałej powstający z roztworów bez udziału biosfery tworzy osady hydrogeniczne.

Ze względu na rodzaj materiału osadowego wyróżniamy następująceTYPY OSADÓW:

  1. litogeniczne powstałe z klastów (okruchy skał związane z niszczącymi procesami - erozją i wietrzeniem),

  2. hydrogeniczne powstałe z kryształów (na drodze fizykochemicznej z roztworów wodnych),

  3. biogeniczne utworzone z materiałów biogenicznych (zoo- i fitogenicznych) - bioklastów,

  4. biochemiczne utworzone z materiału biochemicznego.

Ze względu na stosunek fazy stałej osadu do basenu sedymentacyjnego materiał osadowy możemy podzielić na dwie grupy:

5. ANALIZA FACJALNA

6. ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE (RZECZNE, EOLICZNE, GLACJALNE, JEZIORNE, DELTY, MORSKIE I SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ NA WYBRZEŻACH MORSKICH)

SEDYMENTACJA

Sedymentacja jest procesem osadzania się (depozycji) materiału w określonym środowisku

sedymentacyjnym. W wodach płynących (rzekach) sedymentacja rozpoczyna się tam, gdzie zmniejsza się siła nośna rzeki lub tam, gdzie nagromadziło się więcej materiału niż rzeka może unieść. Podobnie, sedymentacja wietrzna (eoliczna) ma miejsce tam, gdzie spada siła nośna wiatru, najczęściej po stronie zawietrznej pasma górskiego. Sedymentacja lodowcowa rozpoczyna się wraz z zatrzymaniem się i cofaniem czoła lodowca. W jeziorach i morzach sedymentacja przebiega najczęściej spokojnie, poprzez grawitacyjne opadanie zawieszonych okruchów i resztek organicznych lub też poprzez gromadzenie się na dnie substancji mineralnych wytrącanych z roztworu wodnego.

Istnieją trzy główne typy środowisk sedymentacyjnych:

  1. Środowisko morskie to główny obszar sedymentacji osadów zarówno współczesnych, jak i powstałych w przeszłości geologicznej. Morza są ostatnim etapem depozycji osadów powstałych na lądzie i w środowiskach przejściowych. W nich właśnie utworzyła się większość skał osadowych skorupy ziemskiej. W środowisku morskim powstają różnorodne osady, których charakter w dużym stopniu zależy od głębokości i odległości od brzegu, a także od morfologii dna i ukształtowania wybrzeża morskiego. Wyróżnia się cztery główne typy osadów morskich:

  • Środowisko kontynentalne jest bardzo zróżnicowane, co w dużym stopniu determinowane jest przez klimat. Wyróżnia się tu kilka środowisksedymentacyjnych: pustynne, rzeczne, jeziorne, bagienne i lodowcowe.