9
OSADY KRZEMIONKOWE
Termin osadowe skały krzemionkowe stosuje się do utworów o bardzo
różnej zawartości Si0 i różnorodnej genezie. Przedmiotem rozważań
2
w niniejszym rozdziale będą tylko skały, w których krzemionka stanowi
skÅ‚adnik dominujÄ…cy. W stosunku do pierwotnego osadu skaÅ‚y krzemion­
kowe są z reguły silnie zmodyfikowane przez procesy diagenetyczne.
Zgodnie z ogólnymi ramami tej książki zostanÄ… tu poruszone tylko nie­
które zagadnienia zwiÄ…zane z etapem wczesnej diagenezy. PominiÄ™te zo­
staną też, jako utwory metasomatyczne, skały zsylifikowane.
Większość skał krzemionkowych jest pochodzenia organicznego,
mimo, że szczątki organizmów mogą być w nich stosunkowo rzadkie
wskutek procesów rozpuszczania i wtórnego strÄ…cania Si0 , zachodzÄ…­
2
cych zarówno w świeżym osadzie, jak i w czasie póz
niejszych etapów
diagenezy.
Skupienia krzemionki wystÄ™pujÄ… w skaÅ‚ach osadowych w dwu za­
sadniczych postaciach: jako utwory warstwowane, które za Sujkowskim
(1932) będą określane mianem rogowców i w postaci konkrecji.
Konkrecje i rogowce zbudowane sÄ… z mikro- lub kryptokrystalicz-
nej odmiany kwarcu  chalcedonu. Pierwotnie jednak krzemionka wy­
stępowała w nich w postaci amorficznej, i dopiero podczas diagenezy
uległa przekształceniu w odmianę krystaliczną. Przemawiają za tym m.in.
obserwacje kenozoicznych osadów krzemionkowych w oceanach, w któ­
rych bezpostaciowy opal A, budujÄ…cy elementy szkieletowe, przechodzi
w niskotemperaturowy krystobalit (tzw. opal CT), a ten w chalcedon
(Calvert 1977). Z kolei chalcedon z upływem czasu ulega rekrystalizacji
w kwarc bardziej grubokrystaliczny. Proces ten znacznie przyśpiesza
podwyższona temperatura. O ile np. w temperaturze 25° potrzeba okoÅ‚o
180 min lat, aby nastÄ…piÅ‚a jego caÅ‚kowita rekrystalizacja, to w tempera­
turze 200° wystarcza zaledwie 47 lat (Blatt et al. 1980).
352 OSADY KRZEMIONKOWE
KRZEMIONKA W WODZIE MORSKIEJ
Olbrzymia wiÄ™kszość osadów krzemionkowych jest pochodzenia mor­
skiego. Utwory lÄ…dowe, takie jak jeziorne ziemie okrzemkowe, czy mar­
twice krzemionkowe, są zjawiskami lokalnymi i nie grają wśród skał
osadowych poważniejszej roli.
W wodzie morskiej krzemionka wystÄ™puje głównie w postaci roz­
tworu kwasu krzemowego (H SiO . Jej przeciÄ™tna zawartość w ocea­
2 4
nach jest rzędu 3 ppm* (Goldberg 1963). W strefie fotycznej, gdzie jest
ona zużywana w znacznej mierze przez organizmy planktoniczne, ilość
jej spada poniżej Å›redniej i waha siÄ™ w granicach od 1 do 3 ppm. GÅ‚Ä™­
biej stężenie krzemionki w wodzie wzrasta, osiÄ…gajÄ…c okoÅ‚o 4000 m war­
tości maksymalne, wynoszące 5 14 ppm; na większych głębokościach
zaznacza siÄ™ powolny jej spadek (Hood 1966).
Jednym z głównych z
ródeł krzemionki w wodach oceanicznych są
minerały ilaste znajdujące się w osadach morskich, z których jest ona
uwalniana w procesach wczesnej diagenezy (Keene & Kastner 1974).
Znacznie mniejsze jej ilości pochodzą z rozpuszczania krzemionkowych
elementów szkieletowych. A
ącznie oba te procesy dostarczają około
4,3 X 109 t Si0 rocznie (Berger 1970). Drugim ważnym z
ródÅ‚em krze­
2
mionki sÄ… rzeki. ZnoszÄ… one z lÄ…du 3,2 do 4,3 X 108 t Si 0 rocznie (Gold­
2
berg 1963, Livingstone 1963). W wodach rzecznych krzemionka jest trans­
portowana głównie w postaci roztworu rzeczywistego, którego stężenie
może dochodzić do 35 ppm (Clarke 1924). Niewielkie jej iloÅ›ci sÄ… dostar­
czane również przez ekshalacje wulkaniczne i halmyrolizÄ™ skaÅ‚ wulka­
nicznych.
Rozpuszczalność krzemionki zależy od jej postaci. Największą rozpuszczalność,
wynoszÄ…cÄ… w temperaturze 25°C 100 do 140 ppm, ma żel krzemionkowy, kolejno coraz
słabiej rozpuszcza się opal, chalcedon i kwarc, który według obliczeń Sievera (1957)
osiąga równowagę z roztworem już przy stężeniu 7 do 14 ppm. Proces rozpuszczania
przebiega jednak bardzo wolno. W przypadku opalu pochodzÄ…cego z skorupek okrze­
mek uzyskano w doświadczeniach po dwu latach roztwór o stężeniu wynoszącym
34 ppm, które ciągle jeszcze wzrastało (por. Krauskopf 1959).
Istotny wpływ na rozpuszczalność wszystkich postaci krzemionki ma temperatura.
Rozpuszczalność bezpostaciowej krzemionki przy 0°C wynosi 50 do 80 ppm i wzrasta
do 360 420 ppm przy 100°C. Natomiast, wbrew szeroko cytowanym poglÄ…dom Corrensa
(1941), nie zależy ona od pH w zakresie jego wartości od 1 9,5 (Siever 1962). Szybki
wzrost rozpuszczalnoÅ›ci nastÄ™puje dopiero przy pH powyżej 9 (Krauskopf 1959). W sÅ‚a­
bo alkalicznych roztworach, jakie spotyka siÄ™ zazwyczaj w warunkach naturalnych (pH
wód morskich waha się przeważnie w granicach od 7,36 do 8,3), nie jest ona bardziej
rozpuszczalna niż w roztworach kwaśnych (por. ryc. 1-5).
Rozpuszczalność krzemionki zmniejszajÄ… jony majÄ…ce zdolność tworzenia krzemia­
+3
nów, jednym z najsilniej działających jest jon Al (Okamoto et al. 1957).
Roztwory krzemionki zachowujÄ… siÄ™ odmiennie niż wiÄ™kszość pozostaÅ‚ych roztwo­
rów nieorganicznych. Nadmiar krzemionki w roztworach przesyconych najczęściej nia
* ppm  part per million (części miliona).
KRZEMIONKA W WODZIE MORSKIE!
zostaje strÄ…cony, ale przechodzi w stan koloidalny i pozostaje w zawieszeniu w cieczy.
Cząsteczki koloidalne ulegają z czasem flokulacji lub cały roztwór przechodzi w żel.
Ten proces jest nieodwracalny w tym sensie, że żel nie powraca do stanu zolu, może
natomiast ulec powtórnemu rozpuszczeniu.
PrÄ™dkość, z jakÄ… roztwór osiÄ…ga nasycenie i szybkość koagulacji krzemionki w roz­
tworach nasyconych wzrasta razem ze wzrostem stopnia koncentracji roztworu, pH, tem­
peratury i stężenia elektrolitów.
Drugą charakterystyczną cechą roztworów krzemionkowych jest bardzo powolny
przebieg procesów rozpuszczania i polimeryzacji czÄ…stek koloidalnych. Roztwory mole­
kularne mogą miesiącami pozostawać w stanie przesycenia, zanim nadmiar krzemionki
ulegnie koagulacji. Równie długo mogą utrzymywać się roztwory koloidalne zanim
przejdą całkowicie w roztwory rzeczywiste (Krauskopf 1959).
Podwyższona temperatura i wyższa wartość pH powodują przyśpieszenie procesu
wytrÄ…cania krzemionki z roztworów przesyconych. Szczególnie gwaÅ‚towny skok w prÄ™d­
kości wytrącania zachodzi na granicy pomiędzy roztworami słabo kwaśnymi i słabo
alkalicznymi (Krauskopf 1959). Ponadto, ogólnie rzecz biorąc, szybkość wytrącania się
krzemionki ulega zwiększeniu razem ze wzrostem koncentracji roztworu, wzrostem jego
alkaliczności (nawet przy stosunkowo niskich wartościach pH) i w przypadku obecności
żelu krzemionkowego. Czynniki te są nawzajem od siebie uzależnione. Wytrącanie
krzemionki nie zachodzi np. w roztworach molekularnych nie zawierajÄ…cych, lub zawie­
rających jedynie małe ilości, cząstek koloidalnych Si0 , bez względu na wartość pH.
2
Podobnie praktycznie stabilne są roztwory kwaśne, niezależnie od stopnia przesycenia
(Krauskopf 1959).
Ponadto do przyśpieszenia procesów wytrącania i koagulacji nadmiaru krzemionki
w roztworach przesyconych przyczyniajÄ… siÄ™ w znacznej mierze elektrolity zawarte
w wodzie morskiej. Nie mają one jednak żadnego wpływu na krzemionkę znajdującą się
w nienasyconym roztworze rzeczywistym.
Elektrolity uÅ‚atwiajÄ… również przejÅ›cie zolu krzemionkowego w żel. W ich obec­
ności proces ten może zachodzić nawet w przypadku roztworów, w których sumaryczne
stężenie obu postaci krzemionki  molekularnej i koloidalnej  nie osiÄ…ga punktu na­
sycenia (Krauskopf 1959). W świetle powyższych rozważań, opartych w dużej mierze
na doświadczeniach laboratoryjnych, wyjaśnienia wymaga stosunkowo mała zawartość
krzemionki w wodach morskich w porównaniu z jej ilością dostarczaną rokrocznie do
oceanów. Problem ten, podobnie jak i cykl krążenia krzemionki w bio-, lito- i hydro­
sferze, nie został jeszcze dostatecznie wyjaśniony. Obecnie przyjmuje się, że niski jej
poziom w oceanach jest utrzymywany przez organizmy krzemionkowe (okrzemki, radio­
larie, silikoflagellata i gÄ…bki).
Dodatkowym procesem powodującym ubytek krzemionki w pobliżu ujść rzek jest
jej absorpcja na pelitycznych czÄ…stkach mineralnych i koloidach zachodzÄ…ca w obec­
ności elektrolitów zawartych w wodach słonych. Proces ten, jak wykazały badania
Biena et al. (1959), zachodzi nawet w przypadku roztworów znajdujących się znacznie
poniżej punktu nasycenia.
Krzemionka rozpuszczona w wodzie morskiej gromadzi siÄ™ we współ­
czesnych osadach głównie w postaci szkieletów organizmów, przede
wszystkim radiolarii i okrzemek, znacznie mniejszy udział w tworzeniu
się omawianych osadów mają elementy szkieletowe gąbek i wiciowców
krzemionkowych.
Radiolarie i okrzemki pobierajÄ… z otoczenia rozpuszczonÄ… krzemion­
kę, która ulega w ich komórkach polimeryzacji i służy jako budulec opa-
23 Zarys sedymentologii
354 OSADY KRZEMIONKOWE
lowych szkieletów tych organizmów. Niektóre gatunki bentonicznych
okrzemek mogą również rozkładać krzemiany i uzyskiwać w ten sposób
potrzebnÄ… im wolnÄ… krzemionkÄ™. Å»ywe komórki majÄ… zdolność chronie­
nia swoich szkieletów przed rozpuszczeniem, po śmierci organizmu
i zniszczeniu materii organicznej krzemionka może wrócić powtórnie do-
roztworu. Rozpuszczanie następuje zarówno w czasie opadania szkieletu
na dno jak i w osadzie. WÄ™drówka szkieletu na dno jest bardzo powol­
na. Dla okrzemek prędkość opadania wynosi, w zależności od lepkości
wody (temperatury), 1,3 " 10~3 do 6 " 10-3 cm/s, tj. 500 do 3000 m/rok
(Calvert 1966a). Dane te odnoszÄ… siÄ™ do górnych 3000 m, gÅ‚Ä™biej prÄ™d­
koÅ›ci te sÄ… jeszcze mniejsze. Ruch ten jest tak powolny, że najdrobniej­
sze i najdelikatniejsze skorupki ulegają zniszczeniu przed osiągnięciem
dużych głębokości. Dlatego też w tanatocenozach dzisiejszych mułów
okrzemkowych i radiolariowych występują głównie gatunki mające duże
i masywne szkielety. SÄ… one zazwyczaj skorodowane w mniejszym lub
wiÄ™kszym stopniu. Lepiej zachowane szkielety przeważnie byÅ‚y transpor­
towane na dno w koprolitach chroniÄ…cych je przed rozpuszczeniem
i przyśpieszających opadanie.
W otwartych oceanach muły krzemionkowe tworzą się na obszarach
dna położonych z dala od lądów dostarczających materiał klastyczny
i znajdujących się poniżej głębokości kompensacji węglanu wapnia
(str. 529). Bezpośrednio powyżej powierzchni kompensacji mogą tworzyć
siÄ™ różne osady mieszane krzemionkowo-wapienne, w których zawar­
tość krzemionki stopniowo maleje w miarę zmniejszania się głębokości
dna.
W przypadku maÅ‚ej produktywnoÅ›ci organizmów wapiennych i sÅ‚a­
bego dowozu materiaÅ‚u terygenicznego, osady krzemionkowe mogÄ… gro­
madzić siÄ™ i na mniejszych gÅ‚Ä™bokoÅ›ciach. Warunki takie istniejÄ… obec­
nie lokalnie w obszarach szelfowych i w izolowanych basenach niektó­
rych mórz zamkniętych, np. w Zatoce Kalifornijskiej (Calvert 1966b),
czy Morzu Ochockim (Bezrukow 1970). W Zatoce Kalifornijskiej muły
okrzemkowe występują już na głębokości 1000 m, a w Morzu Ochockim
nawet na 100 m.
Obecne rozprzestrzenienie geograficzne mułów okrzemkowych i ra­
diolariowych jest dość Å›ciÅ›le zwiÄ…zane z obszarami najwiÄ™kszej produk­
tywności tych organizmów, co dowodzi, że opadające szkielety nie są
przenoszone na duże odległości przez prądy oceaniczne.
MUA
Y OKRZEMKOWE I DIATOMITY
Okrzemki morskie żyją do głębokości 100 200 m. Szczególnie obficie
wystÄ™pujÄ… w wyższych szerokoÅ›ciach geograficznych, w niektórych wo­
dach przybrzeżnych bogatych w krzemionkę (w pobliżu dużych rzek)
MUA
Y RADIOLARIOWE I RADIOLARYTY 355
i w strefach prądów wstępujących przynoszących duże ilości substancji
odżywczych (np. wzdÅ‚uż wybrzeży Peru i w Zatoce Kalifornijskiej). Ga­
tunki okrzemek żyjące w wodach przybrzeżnych tworzą odrębny zespół,
wyraz
nie się różniący od zespołu, jaki występuje na otwartym oceanie.
MuÅ‚y okrzemkowe tworzÄ… zwarty pas wokół Antarktydy, którego po­
łudniową granicę wyznacza zasięg materiału terygenicznego, a północną
stanowi linia, wzdłuż której zimne wody antarktyczne pogrążają się pod
cieplejsze wcdy napÅ‚ywajÄ…ce z niższych szerokoÅ›ci geograficznych. Po­
dobny pas, jakkolwiek mniej ciÄ…gÅ‚y i sÅ‚abiej wyksztaÅ‚cony, istnieje rów­
nież w obszarach arktycznych.
Okrzemki słodkowodne występują we wszystkich typach biotopów
wodnych. MogÄ… one żyć również w miejscach stale lub okresowo zwil­
żanych wodÄ…. Geologiczne znaczenie majÄ… jednak tylko organizmy żyjÄ…­
ce planktonicznie w zbiornikach wód stojÄ…cych. W sprzyjajÄ…cych wa­
runkach mogą powstawać w jeziorach warstwy składające się prawie
wyÅ‚Ä…cznie ze szkieletów tych organizmów. Szczególnie obficie rozwija­
jÄ… siÄ™ one w jeziorach żyznych (eutroficznych) w wodach, których od­
czyn wynosi około 7,5 (Siemieńska 1970).
Jeziorne osady okrzemkowe tworzÄ… siÄ™ głównie w czasie okreso­
wych zakwitów tych organizmów. Na powierzchni jeziora w ciągu paru
dni tworzy siÄ™ rodzaj pilÅ›ni okrzemkowej, która po osiÄ…gniÄ™ciu odpo­
wiedniej grubości opada na dno. Po pewnym czasie następuje ponowny
zakwit i osadza siÄ™ kolejna warstewka okrzemkowa.
Kopalnymi odpowiednikami mułów okrzemkowych sÄ… ziemie okrzem­
kowe i rogowce okrzemkowe  diatomity. Bardzo czÄ™sto nie sÄ… to czy­
ste skały krzemionkowe. W ich składzie, obok materiału ilastego duży
udział ma węglan wapnia, co w przypadku morza otwartego pozwala
przypuszczać, że gromadziły się one powyżej głębokości kompensacji
wÄ™glanu wapnia. Brak wÄ™glanu wapnia w morskich osadach okrzemko­
wych nie jest jednak wystarczajÄ…cym dowodem ich abisalnego pocho­
dzenia, gdyż, jak wspomniano wyżej, mogÄ… one powstawać i na mniej­
szych głębokościach.
MUA
Y RADIOLARIOWE I RADIOLARYTY
Radiolarie w mułach radiolariowych reprezentowane są głównie przez
Nasselaria i Spumellaria. SÄ… to formy planktoniczne, których strefa ży­
ciowa sięga do 400 m głębokości. Występują one w znacznie większych
ilościach w wodach ciepłych niż w wodach zimnych. Muły radiolariowe,
względnie muły z dużą zawartością radiolarii, występują na Pacyfiku
pomiÄ™dzy 10° szerokoÅ›ci północnej i poÅ‚udniowej, wzdÅ‚uż stref zbież­
ności wód równikowych z wodami obszarów "subtropikalnych, oraz na
Oceanie Indyjskim pomiÄ™dzy równikiem a 18° szerokoÅ›ci poÅ‚udniowej.
23-
356 OSADY KRZEMIONKOWE
Radiolarie stanowiÄ… podstawowy lub jeden z podstawowych skÅ‚ad­
ników bardzo różnorodnych osadów. Określenie ich wszystkich jednym
terminem staÅ‚o siÄ™ przyczynÄ… wielu nieporozumieÅ„ i rozbieżnych poglÄ…­
dów na genezÄ™ omawianych skaÅ‚. Za Sujkowskim (1932) termin radiola­
ryt bÄ™dzie stosowany tutaj do skaÅ‚ warstwowanych zbudowanych z mi­
kro- lub kryptokrystalicznej krzemionki, których jedynym istotnym
składnikiem biogenicznym są szkielety radiolarii, stanowiące ponad 50%
ich objętości. Dalszą cechą radiolarytów jest brak materiału detrytyczne-
go o średnicy ziarn przekraczającej 5 źm.
W radiolarytach trzeciorzÄ™dowych znaczna część krzemionki wystÄ™­
puje w postaci opalu. Radiolaryty starsze są najczęściej zbudowane
z chalcedonu, obok którego w mniejszych ilościach mogą występować
inne odmiany mikrokrystalicznej krzemionki, a nawet i wtórny kwarc.
W radiolarytach, podobnie jak i we współczesnych mułach radiolario-
wych, zachowane są najczęściej tylko szkielety dużych osobników
o Å›rednicy 0,08 do 0.1 mm. Szkielety form drobniejszych sÄ… rozpuszcza­
ne, a uwolniona krzemionka strąca się tworząc podstawową masę skały.
Warstwy radiolarytów są najczęściej cienkie, ich grubość wynosi
przeważnie od kilku do kilkunastu centymetrów, rzadkie grubsze warst­
wy nie przekraczajÄ… 40 cm. Niekiedy majÄ… one uziarnienie frakcjonalne.
sÄ… warstwowane przekÄ…tnie lub zawierajÄ… intraklasty. Cechy te Å›wiad­
czą, że część ich była osadzana przez prądy denne (Folk & McBride 1978).
Zazwyczaj poszczególne warstwy radiolarytów są przedzielone również
cienkimi warstwami mułowców, iłowców, margli lub wapieni.
Barwa skały jest najczęściej czerwona, zielona lub czarna. Kolor
czerwony, który według Sujkowskiego (1932) jest barwą pierwotną, mają
skaÅ‚y, w których domieszka zwiÄ…zków żelaza trójwartoÅ›ciowego przewa­
ża nad domieszką związków żelaza dwuwartościowego. W przypadku
odwrotnym radiolaryty uzyskują barwę zieloną. Przy równych ilościach
+ 3
Fe+2 i Fe barwa zależy od gęstości rozproszenia i względnej wielkości
cząstek związków żelazowych i żelazawych (Grunau 1965).
SubstancjÄ… barwiÄ…cÄ… na czerwono sÄ… zwiÄ…zki typu hematytu, stano­
wiÄ…ce prawdopodobnie produkt wietrzenia laterytowego zachodzÄ…cego
na lÄ…dzie. Innymi z
ródÅ‚ami hematytu mogÄ… być: erozja lÄ…dowa lub pod­
morska czerwono zabarwionych starszych osadów, halmyroliza takich
minerałów, jak ilmenit, magnetyt, biotyt lub wreszcie autigeniczne wy­
trącanie się uwodnionych związków żelazowych, które przekształciły się
w czasie diagenezy w zwiÄ…zki bezwodne.
Barwy czarne pochodzÄ… najczęściej od zwiÄ…zków manganu lub sub­
stancji organicznej.
Pojedyncze ławice radiolarytowe są spotykane w bardzo różnych
środowiskach morskich, zarówno płytkowodnych, jak i głębokowodnych.
Natomiast radiolaryty tworzÄ…ce wyraz
nie wyodrębnione, jednolite serie
osadów krzemionkowych są charakterystyczne dla obszarów geosynkli-
MUA
Y RADIOLARIOWE I RADIOLARYTY 357
nalnych. Mają one stosunkowo niewielkie miąższości, zwykle od kilku
do kilkunastu metrów  do wyjÄ…tków należą serie radiolarytowe, któ­
rych grubość przekracza 100 m.
Serie radiolarytowe wystÄ™pujÄ… w bardzo charakterystycznych aso­
cjacjach z innymi skałami geosynklinalnymi. W większości przypadków
radiolaryty graniczą w następstwie pionowym lub lateralnie z takimi
utworami, jak: wulkanity podmorskie, wapienie rogowcowe, gruzłowe
(typu alpejskiego ammonitico rOSSO), wapienie aptychowe oraz flisz.
Dla wielu badaczy szczególnie znamienne wydawało się być częste
sÄ…siedztwo radiolarytów z przejawami wulkanizmu podmorskiego. Roz­
patrujÄ…c genezÄ™ omawianych skaÅ‚ Å‚Ä…czyli oni oba te zjawiska bezpoÅ›red­
nim lub pośrednim związkiem przyczynowym.
Zwolennicy bezpośredniego związku radiolarytów z wulkanizmem
uważajÄ…, że krzemionka w radiolarytach jest głównie pochodzenia wul­
kanicznego i zostaÅ‚a wytrÄ…cona albo bezpoÅ›rednio, albo pochodzi z roz­
kładu produktów wulkanicznych. Obecność radiolarii zaś jest zjawiskiem
wtórnym, wywołanym bujnym rozwojem tych organizmów w środowisku
bogatym w Si02. Zgodnie z tymi poglÄ…dami radiolaryty mogÄ… siÄ™ two­
rzyć w dowolnym środowisku morskim.
Jak wynika jednak z rozważaÅ„ przedstawionych w poprzednim ustÄ™­
pie, strÄ…canie nieorganicznej krzemionki na szerokÄ… skalÄ™ w morzach
otwartych jest raczej mało prawdopodobne (Twenhofel 1939; Siever
1962). W przypadku zaś krzemionki pochodzącej z rozkładu materiałów
wulkanicznych, powinny jej towarzyszyć i inne minerały, takie jak: kao-
linit, chloryt, kalcyt, dolomit, wystÄ™pujÄ…ce w różnych zestawieniach i róż­
nej iloÅ›ci. Jedynie niektóre niezbyt rozpowszechnione  nieczyste radio­
laryty" mogły powstać w ten sposób (Siever 1962).
Druga grupa poglądów wiąże radiolaryty pośrednio z wulkanizmem
podmorskim. Duże iloÅ›ci krzemionki dostarczane przez ekshalacje stwa­
rzajÄ… szczególnie korzystne warunki do rozwoju planktonu krzemionko­
wego.
Poglądy te traktowane jako ogólna hipoteza tłumacząca powstanie
wiÄ™kszoÅ›ci serii radiolarytowych ma jednak wiele sÅ‚abych punktów, po­
nieważ:
 liczne serie radiolarytowe nie sÄ… zwiÄ…zane ze zjawiskami wulka­
nizmu podmorskiego (Pieniny, Tatry, zachodnie Alpy);
 skały wulkaniczne w wielu regionach są póz
niejsze od radiolary­
tów;
 zjawiska wulkanizmu podmorskiego zachodzÄ… zazwyczaj na
znacznych gÅ‚Ä™bokoÅ›ciach i nie mogÄ… mieć istotnego wpÅ‚ywu na orga­
nizmy planktoniczne (Riedel 1959).
Wydaje się więc, że związek radiolarytów z podmorskimi wylewami
wulkanicznymi jest jedynie zwiÄ…zkiem przestrzennym, a nie przyczyno­
wym (Sujkowski 1933; Aubouin 1965). Zarówno podmorskie wylewy wul-
358 OSADY KRZEMIONKOWE
kaniczne, jak i gromadzenie siÄ™ mułów radiolariowych, zachodzi w mo­
rzach głębokich i stąd częste pionowe lub lateralne sąsiedztwo tych dwu
utworów.
Nie można jednak wykluczyć, że w niektórych zamkniÄ™tych base­
nach morskich dodatkowa ilość krzemionki, dostarczana dzięki zjawisku
wulkanicznemu, może sprzyjać powstawaniu mułów radiolariowych.
Za głębokowodnym pochodzeniem radiolarytów, obok wniosków
wypÅ‚ywajÄ…cych z ich podobieÅ„stwa do współczesnych mułów radiolario­
wych, przemawiajÄ… ponadto i inne argumenty (Cayeux 1929; Sujkowski
1932, 1933; Aubouin et al. 1965), należą do nich:
 brak w radiolarytach materiału detrytycznego;
 obecność obok radiolarii pelagicznych licznych głębokowodnych
form bentonicznych;
 brak gÄ…bek;
 brak otwornic i innych wapiennych organizmów planktonicznych
(wyjÄ…tek stanowiÄ… aptychy w utworach jurajskich), co Å›wiadczy o pow­
stawaniu osadu poniżej głębokości kompensacji węglanu wapnia;
 obecność w radiolarytach konkrecji i polew manganowych;
 skały najczęściej towarzyszące radiolarytom noszą liczne cechy
wskazujące, że są to utwory powstałe na znacznych głębokościach; brak
jest natomiast radiolarytów w nie budzÄ…cych wÄ…tpliwoÅ›ci osadach Å›ro­
dowiska płytkowodnego.
Radiolaryty, szczególnie radiolaryty przedjurajskie, nie mogÄ… jed­
nak być uważane za bezwzględny wskaz
nik gÅ‚Ä™bokoÅ›ci Å›rodowiska se­
dymentacyjnego. Szczególnie przypisywanie im w każdym przypadku
głębokości, na jakiej występują współczesne muły radiolariowe, byłoby
zbyt daleko idącym uproszczeniem. Radiolaryty są jedynie wskazówką,
że głębokość basenu sedymentacyjnego przekroczyła aktualną głębokość
kompensacji węglanu wapnia. W okresach przedjurajskich, kiedy nie
było planktonu wapiennego lub było go bardzo mało, mogła ona leżeć
znacznie pÅ‚ycej niż obecnie, a tym samym organogeniczne osady krze­
mionkowe mogły tworzyć się na znacznie mniejszych głębokościach
(Garrison & Fischer 1969).
Osobny problem stanowiÄ… rogowce pozbawione szczÄ…tków organicz­
nych. Wydaje się, że stopień zachowania szkieletów krzemionkowych
zależy w dużej mierze od szybkości sedymentacji. W przypadku bardzo
powolnego gromadzenia siÄ™ osadu nastÄ™puje ich rozpuszczanie i powtór­
ne strÄ…canie siÄ™ bezpostaciowej krzemionki. Natomiast stosunkowo szyb­
kie przykrycie mułu radiolariowego innym osadem przerywa ten proces.
OSADY G
BKOWE I SPONGIOLITY
359
OSADY G
BKOWE I SPONGIOLITY
Krzemionkowe elementy szkieletowe występują u przedstawicieli dwu
gromad gÄ…bek: Hyalospongea i Demospongea. Ich igÅ‚y znajdujÄ… siÄ™ w ma­
łych ilościach w osadach wszystkich środowisk morskich. Większą rolę
w skÅ‚adzie osadu grajÄ… one jednak tylko w stosunkowo pÅ‚ytkich obsza­
rach, otrzymujących małe ilości materiału detrytycznego z lądu, oraz
niekiedy w iÅ‚ach gÅ‚Ä™binowych, do których nie docierajÄ… Å‚atwiej rozpusz­
czalne, delikatne skorupki radiolarii i okrzemek.
Optymalne warunki życiowe dla gąbek stwarzają: czyste wody,
twarde dno i prądy o prędkości 2 3 km/h. Zarówno obecność większej
iloÅ›ci zawiesiny, jak i silniejsze prÄ…dy, sÄ… dla nich niekorzystne. Nie­
które gatunki gąbek paleozoicznych mogły jednak, jak się wydaje, żyć
w wodach mętnych.
Na dużych gÅ‚Ä™bokoÅ›ciach (1000 10 000 m) przeważajÄ… Hyalospon­
gea, które wyjątkowo tylko pojawiają się w płytszych strefach w bardzo
zimnych wodach antarktycznych. Powyżej 1000 m przewagę uzyskują
Desmospongea. Stanowią one blisko 80% wszystkich gąbek, zarówno
pod wzglÄ™dem iloÅ›ci gatunków, jak i osobników. Ich strefa życiowa obej­
muje wszystkie głębokości do obszarów międzypływowych i wód bra-
kicznych włącznie.
Szczególnie obficie rozwijają się one u ujść rzek dostarczających
dużych ilości krzemionki z lądu. Osady, w których dominujący składnik
stanowią igły Demospongea, występują obecnie na stosunkowo płytkich
obszarach szelfowych i na skłonie kontynentalnym do głębokości nie
przekraczającej kilkuset metrów, a często nawet mniej.
Krzemionkowe igły gąbek stanowią główny lub jeden z głównych
składników takich skał, jak: spongiolity, gezy i opoki. Są one również
w wielu przypadkach głównym z
ródłem krzemionki budującej konkrecje
krzemionkowe.
Spongiolity są skałami rogowcowymi. W sprawie ich genezy panują
takie same rozbieżności poglądów, jak w przypadku radiolarytów. Część
autorów uważa, że mikrokrystaliczna krzemionka spongiolitów pochodzi
z rozpuszczonych igieÅ‚ gÄ…bek, inni natomiast uważajÄ… jÄ… za osad nie­
organiczny, a igły gąbek mają stanowić jedynie jeden z elementów ska-
Å‚otwórczych. Bujny rozwój gÄ…bek jest wywoÅ‚any obfitoÅ›ciÄ… żelu krze­
mionkowego na dnie.
IgÅ‚y gÄ…bek mogÄ… pochodzić z rozpadu organizmów żyjÄ…cych na miej­
scu lub sÄ… materiaÅ‚em przyniesionym przez prÄ…dy. W pierwszym przy­
padku oznaczenie rodzajów gąbek występujących w osadzie pozwala
określić głębokość zbiornika sedymentacyjnego.
W morzach współczesnych  czyste" osady gÄ…bkowe sÄ… rzadkie i ma­
ło rozprzestrzenione. Znacznie częściej igły gąbek stanowią tylko jeden
ze składników osadów. Petrograficznymi odpowiednikami współczesnych
360 OSADY KRZEMIONKOWE
piasków spikulowych są gezy, a analogicznych osadów wapiennych 
opoki i utwory pokrewne.
W skałach wapiennych krzemionka w igłach gąbek bardzo często
zostaje zastąpiona częściowo lub całkowicie przez węglan wapnia. Są to
już procesy diagenetyczne, które nie będą tu omawiane. Ich efektem
koÅ„cowym może być caÅ‚kowite odprowadzenie krzemionki (np. w juraj­
skich wapieniach skalistych, Dżułyński 1952).
KONKRECJE KRZEMIONKOWE
Konkrecyjne skupienia krzemionki wystÄ™pujÄ… prawie wyÅ‚Ä…cznie w ska­
Å‚ach wapiennych. Znaczna ich część ma ksztaÅ‚ty bochenkowate lub po­
stać spłaszczonych soczewek i jest ułożona wzdłuż powierzchni uławice-
nia lub równolegle do nich wewnątrz ławicy. Równie często spotyka się
jednak zarówno konkrecje o bardzo nieregularnych ksztaÅ‚tach, jak i roz­
mieszczone w skale bez wyraz
nego zwiÄ…zku z jej uwarstwieniem. Ich
granice sÄ… albo ostre, albo konkrecje przechodzÄ… stopniowo w otaczajÄ…­
cą skałę.
Pod względem genetycznym konkrekcje dzieli się tradycyjnie na
dwie grupy: konkrecje syngenetyczne i epigenetyczne. Tworzenie siÄ™-
współcześnie konkrecji syngenetycznych w ścisłym tego słowa znaczeniu
zostało jednak stwierdzone jedynie w środowisku jeziornym, natomiast
nie zostało stwierdzone ich powstawanie w środowisku morskim, mimo
bardzo intensywnie prowadzonych badaÅ„ den oceanów w ciÄ…gu ostat­
nich 30 lat. Prawdopodobnie wiÄ™kszość konkrecji spotykanych w kopal­
nych osadach morskich powstała w różnych stadiach diagenezy. Można
je podzielić na konkrecje wczesnodiagenetyczne (tradycyjnym ujęciem
określane jako  syngenetyczne") i póz
nodiagenetyczne ( epigenetycz­
ne").
Odróżnienie konkrecji wczesno- od póz
nodiagenetycznych nie jest
Å‚atwe i nie zawsze może być dokonane w sposób nie budzÄ…cy wÄ…tpli­
wości.
Za wczesnodiagenetycznym pochodzeniem konkrecji przemawiajÄ…
następujące cechy:
 wygięcie lamin w osadzie przykrywającym konkrecje zgodnie
z jej górną powierzchnią;
 obecność szczelin w ksztaÅ‚cie litery V, rozszerzajÄ…cych siÄ™ ku po­
wierzchni konkrecji i wypełnionych osadem otaczającym,
 brak lub bardzo niska zawartość Si0 w otaczającym osadzie;
2
 występowania w konkrecji skorup nie zniszczonych przez kom-
pakcję przy równoczesnym ich spłaszczeniu w osadzie otaczającym;
 zdeformowane kształty konkrecji, spowodowane grawitacyjnym
ruchem niezdiagenezowanego osadu (np. w strukturach osuwiskowych);
OSADOWE SKAA
Y KRZEMIONKOWE 361
Zagadnienie genezy konkrecji póz
nodiagenetycznych wykracza poza
ramy zakreÅ›lone w tej książce. Najważniejsze cechy pozwalajÄ…ce odróż­
nić je od wczesnodiagenetycznych są następujące:
 bardzo nieregularne ksztaÅ‚ty  konkrecje palczasto rozgaÅ‚Ä™zia­
jÄ… siÄ™ w osadzie;
 obecność nieskrzemionkowanych fragmentów osadu wapiennego
wewnÄ…trz konkrecji i towarzyszÄ…ce konkrecjom drobniejsze skupienia
krzemionki w osadzie wapiennym;
 zwiÄ…zek konkrecji ze szczelinami przecinajÄ…cymi skaÅ‚Ä™ otaczajÄ…­
cÄ…;
 obecność skrzemionkowanych organizmów lub oidów w konkre­
cji;
 obecność krzemionkowych elementów szkieletowych przy ich
braku w osadzie otaczajÄ…cym;
 niezgodny z warstwowaniem przebieg linijnie uÅ‚ożonych konkre­
cji.
Wielu autorów jako jedną z cech konkrecji póz
nodiagenetycznych
(epigenetycznych) podaje brak ostrej granicy z otaczajÄ…cym osadem.
Twenhofel (1939) zwraca jednak uwagÄ™, że może to być zjawisko wtór­
ne, spowodowane migracjÄ… wÄ™glanu wapnia do skupienia żelu krzemion­
kowego i krzemionki w kierunku odwrotnym.
OSADOWE SKAA
Y KRZEMIONKOWE
POCHODZENIA NIEORGANICZNEGO
Tworzenie siÄ™ nieorganicznych osadów krzemionkowych zachodzi obec­
nie na bardzo niewielkÄ… skalÄ™. Najszerzej sÄ… znane utwory z
ródeÅ‚ krze­
mionkowych pochodzenia wulkanicznego, tzw. gejzeryty lub martwice
krzemionkowe. Wydzielanie siÄ™ krzemionki jest spowodowane znacznym
spadkiem temperatury i ciÅ›nienia w momencie wydobywania siÄ™ gorÄ…­
cych wód na powierzchnię.
W ostatnich latach zostaÅ‚o stwierdzone również powstawanie osa­
dów krzemionkowych w niektórych jeziorach półsuchego klimatu gorÄ…­
cego otoczonych skałami wulkanicznymi (Australia, Kenia, Oregon,
USA).
Wody spływające z pobliskich gór znoszą duże ilości produktów
rozkładu skał wulkanicznych, które sprawiają, że pH w tych jeziorach
przekracza 10. W takich warunkach nastÄ™puje intensywny rozkÅ‚ad mi­
nerałów krzemianowych i rozpuszczanie krzemionki, której stężenie do­
chodzi nawet do 2700 ppm. Krzemionka wytrÄ…ca siÄ™ w czasie okreso­
wych powodzi, na skutek spadku pH, lub w porze suchej, kiedy jeziora
częściowo wysychają (Eugster 1967).
Znacznie wiÄ™ksze rozprzestrzenienie majÄ… nieorganiczne skaÅ‚y krze­
mionkowe w osadach kopalnych. Wielu autorów uważa, że duża część.
362 OSADY KRZEMIONKOWE
a nawet większość rogowców i konkrecji krzemionkowych, powstała
w wyniku procesów chemicznych zachodzących w osadzie podczas jego
diagenezy. Przedstawiono wiele chemicznych i fizykochemicznych modeli
tych procesów (np. Sujkowski 1958; Siever 1962), w których szczegóły
nie będziemy tu wchodzili.
Ogólnie rzecz biorąc zgodnie z tymi poglądami krążąca w osadzie
woda rozpuszcza obecnÄ… w nim krzemionkÄ™, która koncentruje siÄ™ w naj­
bardziej porowatych partiach osadu lub wzdłuż powierzchni uławicenia,
i z chwilÄ… powstania odpowiednich warunków fizykochemicznych zosta­
je strÄ…cona w postaci warstw lub konkrecji.
Jak wynika z rozważań przedstawionych w niniejszym rozdziale, nie
można genezy wszystkich warstwowanych skaÅ‚ krzemionkowych tÅ‚uma­
czyć na podstawie jakiejś jednej ogólnej teorii. Każda z serii rogowco-
wych winna być badana indywidualnie przy uwzględnieniu szerokiego
zakresu możliwości powstawania tych skał.