Skały - podział i geneza - omówienie
Piroklastyki zbudowane są z:
składników szklistych które nazywamy witroklastami
pojedynczych kryształów o kształtach idiomorficznych nazywanych krystaloklastami
fragmentów wcześniej skonsolidowanych skał wulkanicznych nazywanych litoklastami
Fragmenty skał piroklastycznych o rozmiarach większych niż 64 mm nazywane są blokami wulkanicznymi w przypadku elementów kanciastych lub bombami wulkanicznymi jeśli ich kształty są już zaokrąglone. Najczęściej bloki powstają w podczas erupcji z już zestalonego materiału wulkanicznego, natomiast bomby wulkaniczne są produktem powstałym ze świeżej lawy której w czasie lotu zostaje nadany kształt charakteryzujący się zaokrągleniem.
Ziarna piroklastyków o rozmiarach mieszczących się w przedziale między 2 mm a 64 mm określamy jako lapille. Najczęściej uwidaczniają budowę charakteryzującą się występowaniem zakrzepłego szklistego materiału, rzadziej powstają z wcześniej skonsolidowanej lawy.
Materiał którego rozmiary nie przekraczają 2 mm nazywany jest popiołem wulkanicznym. Szczegółowy podział skał piroklastycznych przedstawiono w tabeli obok.
Wśród tej grupy skalnej często pojawia się pojęcie tefry które ciągle jednak nie jest do końca zdefiniowane. Według jednych są to nieskonsolidowane osady piroklastyczne, inni nazwę tę stosują do osadów skonsolidowanych. W przypadku pierwszym to znaczy gdy słowo tefra rozumiemy jako osad nieskonsolidowany, skałą skonsolidowaną jest tuf. Wśród tufów w zależności od składników je budujących wyróżnia się podstawowe trzy rodzaje:
*
tufy witroklastyczne w których dominuje szkliwo wulkaniczne
*
tufy krystaloklastyczne w których dominują pojedyncze kryształy minerałów
*
tufy litoklastyczne z dominującymi fragmentami skał wulkanicznych
Ignimbryt jest natomiast skałą piroklastyczną która powstała w wyniku wypadania materiałów piroklastycznych z chmur erupcyjnych w których następnie doszło do spieczenia podczas depozycji materiałów wchodzących w skład ignimbrytu.
Wszystkie wspomniane skały genezę swą wiążą z procesami wulkanicznymi, ich transport ma miejsce tylko i wyłącznie w środowisku aerycznym (powietrznym). Jeśli materiał złożony, zostanie przetransportowany przykładowo w środowisku wodnym, to zdeponowaną skałę która zawierać będzie od 25 do 75% materiału piroklastycznego (pozostałą część stanowi materiał osadowy) nazywamy tufitem.
SKAŁY TERYGENICZNE
Skały te powstały w wyniku gromadzenia się produktów niszczenia starszych skał wszystkich typów a więc zarówno magmowych, metamorficznych jak i osadowych. Składają się one z fragmentów tych skał i z pojedynczych ziarn mineralnych. Skały terygeniczne są wynikiem wszystkich procesów omówionych w ramach działu skały osadowe, i ich postać może przybierać różne formy w zależności od formy wietrzenia, transportu, sedymentacji oraz diagenezy. Wśród skał terygenicznych wyróżnić możemy kilka klas skalnych które wydzielić możemy na podstawie wielkości ziarn budujący te skały. Omawiać więc po kolei będziemy:
żwiry i zlepieńce
gruzy i brekcje
piaski i piaskowce
muły i mułowce
ŻWIRY I ZLEPIEŃCE
Skały te zawierają więcej niż 50% ziarn mineralnych lub okruchów skał o średnicy powyżej 2 mm. Większość ziarn w skałach tych reprezentowane jest przez składniki otoczone (zaokrąglone). Skały luźne określane są jako żwir natomiast skały które uległy cementacji nazywamy zlepieńcem lub też konglomeratem.
W przypadku gdy skały te składają się głównie z otoczaków jednego rodzaju skały nazywamy je oligomiktycznymi, przy bardzo wyraźnej przewadze monomiktycznymi. Jeśli otoczaki pochodzą z różnych skał wówczas skały określamy jako polimiktyczne. Zlepieńce które nie mają dobrego stopnia wysortowania określa się jako ortokonglomeraty. Jeśli frakcje piaszczysto - ilaste przeważają w zlepieńcu wówczas nazywany on jest parakonglomeratem.
Monomiktyczne żwiry oraz zlepieńce zawierające ziarna kwarcu wskazują na długotrwały transport lub też na pochodzenie otoczaków z wcześniej powstałych żwirów i zlepieńców. Żwiry polimiktyczne pochodzą z terenów o mało zróżnicowanym składzie, należy pamiętać że skały takie jak wapienie, dolomity oraz skały magmowe zasadowe i ultrazasadowe wskutek działania wietrzenia chemicznego i dezintegracji granularnej zostają bardzo szybko zniszczone, powstaje z nich tylko ewentualnie frakcja drobnoklastyczna. Utwory żwirowe i zlepieńcowate wskazują często na osady morskie, powstałe wskutek działania prądów zawiesinowych. Najbardziej charakterystyczną cechą tych skał jest powstawanie w czasie transgresji morskiej, nazywane są one wówczas zlepieńcami podstawowymi. Składniki budujące takie formacje są najbardziej odpornymi skałami na niszczenie w danym rejonie. Najczęściej znajdziemy wśród składników otoczaki kwarcu czy też krzemieni. Żwiry i zlepieńce powstające w wyniku procesów dezintegracji w obszarach górskich charakteryzuje obecność skał mniej odpornych w frakcji otoczaków, skałami tymi są przykładowo zarówno wapienie jak i różnego rodzaju łupki łyszczykowe, stopień zaokrąglenia poszczególnych ziarn i okruchów jest na pewno słabszy niż w przypadku np. zlepieńców podstawowych.
Spoiwo zlepieńców często ma charakter matriks, powstające w wyniku działalności prądów zawiesinowych lub też działalności lądowych potoków błotnych itp. Węglanowe spoiwo w wypadku zlepieńców powstawało zapewne w środowisku morskim, charakteryzuje często w facji węglanowej zlepieńce podstawowe.
Wśród zlepieńców wspomnieć jeszcze należy o zlepieńcach intraformacyjnych nazywanych inaczej śródwarstwowymi. Cechą wyróżniającą taką skałę jest identyczny skład i wiek frakcji żwirowej i masy piaszczysto - ilastej spełniającej rolę spoiwa. Wszystkie inne zlepieńce zawierają frakcję żwirową starszą i o innym składzie niż spoiwo.
GRUZY I BREKCJE
Zbudowane są z kanciastych okruchów o rozmiarach większych niż 2 mm. Gruzem nazywamy osad luźny zbudowany z takiego materiału, natomiast osad zwięzły nazywany jest brekcją. Skały te powstają w różnych środowiskach, ale charakterystyczna dla nich jest pochodzenie ze środowisk niestabilnych. Inną cechą jest słabe wysortowanie a właściwie jego brak.
Brekcje morskie pojawiają się jako wkładki wśród sedymentów piaszczystych na skłonach kordylier, wykazując warstwowanie gradacyjne.
Brekcje kontynentalne można podzielić na kilka typów:
brekcje sedymentacyjne
brekcje tektoniczne
brekcje wulkaniczne
brekcje krystalizacyjne
Pierwszy typ powstaje między innymi na obszarze wybrzeży klifowych, na obszarach zlodowaconych jak również w czasie podmorskich trzęsień Ziemi. Typ drugi charakteryzuje się związkiem ze zjawiskami tektonicznymi i powstaje podczas ruchów tektonicznych. Najczęściej pojawia się w nich struktura kataklastyczna, scementowana CaCO3 lub SiO2. Brekcje wulkaniczne powstają w czasie eksplozji wulkanów, natomiast brekcja krystalizacyjna jest efektem nie tylko sił mechanicznych ale również procesów fizyko - chemicznych.
PIASKI I PIASKOWCE
Najczęściej składają się one z pojedynczych ziarn mineralnych ze zmienną domieszką okruchów skalnych, skał drobno- i średnioziarnistych. Piaski które uległy procesowi cementacji określamy oczywiście jako piaskowce. Spoiwem najczęściej są węglany oraz matriks. Rzadziej jest to krzemionka pod postacią opalu, chalcedonu lub kwarcu.
Środowisk w jakich powstawać mogą osady piaszczyste jest bardzo wiele: morskie, rzeczne, jeziorne, fluwioglacjalne oraz eoliczne. Każde z tych środowisk tworzy swoiste cechy osadu dzięki czemu możemy je rozpoznać.
Zajmijmy się najpierw cechami poszczególnych składników osadów piaszczystych. Oczywiście pierwsza cecha która jest tak charakterystyczna że należy o niej wspomnieć to kształt ziarn. Kształt ten zależy w dużej mierze od kształtu ziarna w pierwotnej skale. Czynnikiem kształtującym kształt następnie jest transport jak również procesy sedymentacji i diagenezy. Najbardziej pospolitym składnikiem osadów piaszczystych jest kwarc. Kształt ziarn kwarcu określony jest anizotropią ziarn związaną ze zmniejszoną ścieralnością kwarcu wzdłuż osi krystalograficznej Z. Ziarna te więc nieznacznie są wydłużone wzdłuż tej osi. Skały które nie wykazują żadnego specjalnego ukierunkowania (głównie skały magmowe) w efekcie dają głównie ziarna izometryczne, natomiast skały metamorficzne w których charakter ukierunkowania jest silnie zaznaczony będą ulegały dezintegracji podczas której ziarna jakie powstaną w tym procesie będą nieznacznie jednak wydłużone. Tak oto mamy pierwszy problem z głowy, jesteśmy w stanie określać pochodzenie ziarn w skałach piaszczystych. Oczywiście nie jest to takie łatwe z prostej przyczyny. Ziarna które przeszły już kilkakrotnie procesy osadotwórcze mogą wykazywać kształt izometryczny. Ale to może tak bardzo nie martwi w końcu mamy wówczas informację że skała ta przechodziła to i owo a przecież nie tylko kształt determinuje do podjęcia decyzji. Niski stopień obtoczenia ziarn wskazuje oczywiście na krótki etap transportu. Piaski pochodzące z transportu fluwioglacjalnego oraz osady morenowe charakteryzują się słabym wysortowaniem a właściwie to wysortowania tego brak w zupełności. We wszystkich środowiskach w których medium nośnym jest woda zmiany kształtu zachodzą powoli w stosunku do takiego medium jakim jest wiatr. Środowisko eoliczne ma tą cechę że zmiana kształtu ziarna i jego morfologii odbywa się szybko, ponieważ brak tu jest pewnej chroniącej warstwy jak ma to miejsce w środowisku wodnym. Poza tym ziarna tutaj częściej się ze sobą zderzają niż w przypadku środowiska wodnego. Ziarna w środowisku eolicznym ulegają matowieniu, środowisko wodne powoduje że są błyszczące, natomiast obróbka lodowcowa powoduje ich porysowanie. Są to bardzo wyraźne cechy wskazujące na środowisko w jakim osady się tworzyły.
Jedną z cech skał tej grupy jest obecność pewnych minerałów które wskazują na intensywność niszczenia transportu i sedymentacji. Przykładowo skalenie są minerałami które w czasie procesów osadotwórczych dosyć szybko ulegają niszczeniu, i mogą się w końcowym etapie tworzenia skały już w składzie
tejże nie pojawić. Kwarc natomiast jak już wspomniałem jest składnikiem na tyle odpornym, że zdarza się że w składzie skały osadowej pojawia się on jako jedyny składnik skały. Tak więc ilościowy udział minerałów różnych od krzemionkowych, jest wskaźnikiem oddziaływania procesów wietrzenia mechanicznego i chemicznego. Skład osadów zależy w dużej mierze od wielkości poszczególnych ziaren mineralnych, jednocześnie udział fragmentów skał w składzie maleje wraz ze zmniejszaniem się frakcji.
Wśród najczęściej wymienianych typów klasyfikacji tej grupy skalnej jest klasyfikacja Dotta modyfikowana przez Pettijohna. Obok przedstawiony został diagram tej klasyfikacji, natomiast poniżej scharakteryzuję poszczególne formacje wydzielone w tej klasyfikacji.
szarogłazy
Nazwą tą określano piaskowce występujące w górach Harcu. Piaskowiec taki bogaty jest w skalenie oraz okruchy skalne. Charakterystyczne dla nich jest występowanie matriks które pełni rolę spoiwa, jako że czysto chemicznie spoiwo pojawia się tutaj bardzo rzadko. Wśród tych skał spotykamy często warstwowanie gradacyjne. Wskazywało by to na możliwość powstawania w prądach zawiesinowych, i rzeczywiście tak jest (nie sugerujmy się tylko tą kwestią bo okaże się że spora ilość skał powstawała w prądach zawiesinowych :o). Występowanie w grubych ławicach jest drugim dowodem genezy związanej z prądami zawiesinowymi. Zawartość skaleni w składzie skały sugeruje natomiast że proces wietrzenia chemicznego był słabo zaznaczony.
arkozy, arkozowe i lityczne arenity
Nazwa arkoza wprowadzona została dla piaskowców bogatych w skalenie występujących we Francji w Owernii. Bogate w skalenie, zawierająca kaolinit który powstaje ze skaleni, ze zmienną ilością okruchów skalnych. Arkozy charakteryzuje lepsze wysortowanie w stosunku do wak oraz mniejsza ilość matriks. Arenity arkozowe powstają wskutek dezintegracji skał granitoidowych, natomiast arenity lityczne pochodzą ze skał łupkowych, wulkanicznych jak i osadowych. Osady te są szybko transportowane i deponowane, najczęściej powstają w środowiskach określanych jako molasowe, czyli na przedpolu wyniesionych i szybko erodowanych masywów górskich.
kwarcowe arenity i kwarcowe waki
Głównym składnikiem jest kwarc, co wskazywać może na intensywne i długotrwałe procesy niszczące i transportowe. Najczęściej osady te reprezentują morza epikontynentalne.
MUŁY I MUŁOWCE
Są skałami pośrednimi między osadami piaszczystymi i ilastymi. Zaznaczone jest to w składzie zarówno granulometrycznym jak i mineralnym.
Skały piaszczyste zawierają niewielką ilość minerałów pakietowych w przeciwieństwie do skał ilastych w których takie składniki jak kwarc, skalenie i okruchy skalne nie stanowią składników głównych ale podrzędne.
Muły zwane mułkami stanowią niescementowane osady frakcji omawianej, natomiast mułowce są osadami które już uległy cementacji. Wśród składników skał mułowych wymienić należy kwarc, skalenie, okruchy skał, węglany, łyszczyki oraz podrzędnie minerały ilaste. Na diagramie obok przedstawiono klasyfikację szczegółową skał drobnoziarnistych. Skład mineralny i chemiczny zmienia się wraz ze składem granulometrycznym.
Muły osadzają się najczęściej w środowisku morskim, pomiędzy strefą gromadzenia się piasków a iłów. Środowisko to charakteryzuje się małą ruchliwością wody. Drugim środowiskiem gdzie gromadzą się muły są rzeki i jeziora.
Osady mułowe powstają w środowiskach w których długotrwały transport umożliwia zróżnicowanie granulometryczne oraz selektywną sedymentację.
Less jest osadem granulometrycznie odpowiadającym klasie mułów. Less jest skałą pochodzenia eolicznego, zawierającą głównie kwarc, węglany, skalenie i podrzędnie minerały ilaste i ciężkie oraz wodorotlenki żelaza. Zawartość kwarcu waha się od 60 do 80%, natomiast węglanów od 10 do 30%. W osadzie tym wskutek uruchomienia węglanów powstają tak zwane kukiełki lessowe, będące rodzajem konkrecji kalcytowych.
SKAŁY ILASTE
Skały ilaste zawierają ponad 50% ziarn o średnicy mniejszej niż 0,002 mm, i różnią się od innych skał tym że zbudowane są praktycznie głównie ze zwietrzałych składników skał starszych. W swoim składzie zawierają głównie minerały ilaste do których należą: montmorillonity, kaolinit, illit, chloryty itp.
Co do składu chemicznego skał ilastych to można wyrazić teorię że są one śmietniskiem wszystkich znanych pierwiastków, a to oczywiście z powodu ich drobnej frakcji w której znajdziemy praktycznie wszystko. Jednocześnie nie zapominajmy że aby badać te skały posługiwać trzeba się już specjalnymi technikami, bezpośrednie obserwacje mikroskopowe nie wchodzą tu już w grę. Pozostaje rentgenografia, mikroskop skaningowy, metody termiczne czy też spektroskopowe.
Wszystkie skały ilaste charakteryzują się plastycznością która jest wynikiem obecności cienkiego filmu wodnego wokół poszczególnych ziarn. Inną cechą która utrudnia badania tej grupy skalnej jest skłonność do tworzenia przez poszczególne ziarna agregatów składających się z wielu pojedynczych ziarn. Spójność agregatów jest na tyle silna że w czasie badań zachowują się one często jak pojedyncze ziarna. Zdolność ta nazywana jest flokulacją. Podczas wzrastającego ciśnienia nadkładu, zachodzące procesy doprowadzają do "odpompowania" wody z iłów. Następuje wówczas zanik plastyczności, zanik agregatów, oraz reorientacja blaszek minerałów. Niebawem przy odpowiednim ciśnieniu i temperaturze następuje rekrystalizacja minerałów z których z budowana jest skała. Iły są skałami niescementowanymi, iłowce są scementowanymi iłami, natomiast łupki ilaste są skałami scementowanymi o wyraźnej oddzielności równoległej najczęściej do uwarstwienia. Oczywiście omawiając skały ilaste wspomnieć trzeba o glinach. Są one utworami o zmiennym składzie granulometrycznym, najczęściej zawierają wszystkie frakcje, brak jest jakiegokolwiek stopnia selekcji. W zależności od dominujących frakcji wyróżnia się gliny ilaste, piaszczyste, żwirowe itp. Najczęściej spotykane gliny mają związek ze zlodowaceniami jakie miały miejsca na terenie gdzie gliny są spotykane. Innym środowiskiem w którym tworzą się utwory gliniaste, to zbocza górskie oraz stożki napływowe, powstają one tutaj wskutek ruchów masowych.
SKAŁY REZYDUALNE - REGOLITY
Skały te powstają bez udziału fazy transportu, charakteryzuje więc je brak warstwowania oraz skład chemiczny wiążący je ze skałami macierzystymi. W tej grupie skalnej wyróżnia się trzy grupy charakterystyczne:
boksyty w składzie których dominują minerały glinowe (gibbsyt, boehmit, diaspor)
lateryty w składzie dominują minerały zawierające żelazo (goethyt, lepidokrokit, hematyt). Barwa ich jest czerwonobrunatna, brunatno żółta,
terra rossa w której dominują uwodnione tlenki Fe oraz Al i w mniejszych ilościach Mn, w różnych proporcjach występują tu również minerały krzemianowe i glinokrzemianowe jako składniki które przetrwały procesy rozkładu skały. Terra rossa jest produktem działalności wody na wapienie i dolomity. Woda usuwa fazy węglanowe i powstaje nagromadzenie faz mineralnych odpornych na działanie wody.
Procesy wietrzenia skał i skład utworów rezydualnych zależy od warunków fizycznych i chemicznych środowiska o czym już wiemy. Oczywiście wietrzenie doprowadza na terenach które mogą mu ulegać do powstania gleb typu laterytowego i boksytowego. Skały wymienione w tej grupie, w przypadku ich znalezienia w danych okresach historii Ziemi, uważane są za wskaźnik paleoklimatycznych warunków.
SKAŁY ORGANOGENICZNE I CHEMICZNE
Skały tej grupy powstają w wyniku nagromadzenia się szczątków organizmów zwierzęcych i roślinnych oraz wskutek różnorakich procesów chemicznych. W grupie tej wyróżniamy kilka klas skalnych:
SKAŁY KRZEMIONKOWE
Charakterystycznym składnikiem skał krzemionkowych jest opal bezpostaciowy lub submikroskopowo krystaliczny krystobalit agregatowy, który zawiera do 9% H2O.
Skały krzemionkowe pochodzenia organicznego, zbudowane są z okrzemek czyli morskich i słodkowodnych alg, radiolarii pochodzenia morskiego i gąbek najczęściej również pochodzenia morskiego. Wśród skał tego typu wymienić możemy:
ziemie okrzemkowe - będące nieskonsolidowanym osadem oraz diatomity będące osadem skonsolidowanym. Zbudowane są te skały oczywiście z okrzemek. W chwili obecnej osady okrzemkowe (muły okrzemkowe) tworzą się w rejonach Antarktydy i Arktyki otaczając pasem osadów te rejony. Diatomity charakteryzują się występowaniem opalu jako spoiwa, który w czasie dalszych procesów diagenetycznych przechodzi w chalcedon a następnie w kwarc. Diatomit jest skałą lekką i porowatą. Poza okrzemkami mogą w niej występować szczątki radiolarii gąbek oraz minerały ilaste i glaukonit. Diatomity znamy tylko z kenozoiku.
muły i iły radiolarytowe będące skałą luźną oraz radiolaryty które są już skałą zwięzłą. Muły i iły najczęściej mają barwę czerwonobrunatną i obecnie zajmują olbrzymie obszary tworząc się współcześnie na Oceanie Spokojnym. W obecnych osadach znajduje się do 70% szkieletów radiolarii, natomiast zwięzła skała - radiolaryt charakteryzuje się często składem czysto radiolariowym. Radiolaryt najczęściej ma barwę zieloną, żółtawoszarą, czerwonobrunatną. Charakteryzuje się dużą zwięzłością oraz muszlowym przełamem. Skały te tworzą się najczęściej na dużych głębokościach chociaż znamy też radiolaryty powstałe w strefach płytkowodnych, znajdywane są również w obszarach ofiolitowych pośród skał magmowych. Struktura radiolarytów zmienia się z czasem, w skałach niezdeformowanych przekroje radiolarii są koliste, natomiast wraz ze wzrostem łupkowatości skały stają się coraz bardziej elipsoidalne.
muły spikulowe oraz spongiolity. Muły spikulowe będące osadem nieskonsolidowanym zbudowane są ze spikul czyli pojedynczych igieł gąbek i spotykane prawie we wszystkich typach środowisk morskich i słodkowodnych. Spongiolity jako skały zwięzłe zbudowane są z igieł gąbek oraz spoiwa opalowo - chalcedonowego. Poza tymi składnikami w spongiolicie mogą się pojawić skupienia kalcytu oraz kwarcu pochodzenia detrytycznego oraz minerałów ilastych i skaleni. Pierwotna struktura skał często zatarta jest rekrystalizacją opalu lub chalcedonu. Spongiolity często tworzą przejścia do skały zwanej gezą. Skały te będące skałami porowatymi i lekkimi charakteryzuje większa zawartość minerałów detrytycznych, radiolarii oraz węglanów. Gezy uważane są za skały przybrzeżne.
opoki będące skałami będące w zasadzie często zaliczane do skał węglanowych. Zawierają jednak spore ilości autogenicznej krzemionki pochodzenia organicznego. Głównym składnikiem jest drobnopelityczny węglan, kryptokrystaliczna krzemionka oraz kwarc detrytyczny. Podrzędnie pojawiają się minerały ilaste oraz siarczki żelaza tworzące konkrecje. Zawartość węglanów może dochodzić do 75% jednak często węglan zostaje wyługowany i powstaje wówczas opoka lekka. Najczęściej spoiwem jest opal.
lidyt jest skałą barwy czarnej, skryto- lub bardzo drobno krystaliczną. Głównie występuje w skałach tych chalcedon oraz substancja organiczna i często piryt. Zawartość minerałów ilastych oraz składników piroklastycznych powoduje warstwowanie. Podczas diagenezy, wskutek rekrystalizacji chalcedonu powstają żyłki kwarcu przecinające skałę w różnych kierunkach. Substancja organiczna znajdująca się w lidytach, jest substancją węglistą o wysokim stopniu uwęglenia.
Wśród skał krzemionkowych pochodzenia chemicznego wymienić można:
*
rogowce składające się z niedetrytycznego kwarcu i chalcedonu. Przełom tych skał jest muszlowy, połysk szklisty do woskowego. Barwa jest różna najczęściej czerwonobrunatna, czerwona lub czarna. Skały te tworzą warstwy w osadach.
*
porcelanity będące skałami dosyć różnymi ponieważ tą nazwą obejmowane są skały powstałe z:
o
osadów ilastych które pośród pokładów węgla wskutek pożarów uległy skrzemionkowaniu (jaspis porcelanowy)
o
nazywane są tą nazwą jasno zabarwione czerty złożone głównie z krystobalitu i trydymitu, będące skałami kryptokrystalicznymi.
o
nazwa ta obejmuje również skrzemionkowany popiół wulkaniczny.
*
martwice i gejzeryty tworzące się również współcześnie przede wszystkim na obszarach objętych działalnością wulkaniczną. Skały te odznaczają się jasnym zabarwieniem - jasnoszarym, białawym i zielonkawym. Głównym składnikiem gejzerytów jest opal który szybko przekrystalizowuje w chalcedon. Lokalnie gejzeryty zawierają szczątki roślin lub zwierząt. Martwice charakteryzują się większą zawartością szczątków roślinnych w swoim składzie. Najczęściej są to skały porowate.
*
krzemienie i czerty uważane za produkty diagenetycznych procesów które doprowadzają do uruchomienia SiO2. Obydwie formy są konkrecjami krzemionkowymi różniącymi się wykształceniem. Krzemień jest konkrecją która posiada zmienny kształt a kontury megaskopowo wyraźnie odcinają się od otaczającej skały, zewnętrzna strefa jest jasna jądro natomiast ciemne. W przypadku czertu, kontury są nieostre, barwa jest szara zbliżona barwą do skały otaczającej, składniki zarówno konkrecji jak i samej skały nawzajem się przenikają. Skały te często spotykane są w osadach węglanowych, co jest dowodem wędrówki SiO2, wypierania i w końcu krystalizacji konkrecji.
SKAŁY WĘGLANOWE
Ten dział może być naprawdę obszerny... Różnorodności skał węglanowych i ich problematyce do chwili obecnej poświęcono wiele opracowań. Spróbuje to streścić w kilku słowach ;o)
Jest to grupa skał powstałych w wyniku procesów zarówno chemicznych, biochemicznych jak i mechanicznych. Po skałach piaszczystych i ilastych stanowią one grupę najbardziej rozpowszechnionych skał osadowych. Powstawać mogą wskutek:
wytrącania się z przesyconych roztworów wodnych
gromadzenia się szczątków organicznych zbudowanych z węglanów
dopływu rozdrobnionego materiału detrytycznego pochodzącego ze starszych skał węglanowych
Głównymi składnikami budującymi skały węglanowe są: kalcyt, aragonit, dolomit i rzadziej syderyt. Poza nimi pojawiają się minerały ilaste, kwarc, opal, chalcedon, fosforany, siarczki, tlenki Fe i Mn.
Skały węglanowe nie powstają na głębokościach większych niż około 5000 metrów, a to wskutek rozpuszczania się węglanów w stosunku większym niż ich krystalizacja. Głębokość na jakiej to zjawisko się pojawia nazywana jest głębokością kompensacji węglanów.
Klasyfikacja skał węglanowych jest dosyć trudna, wiele osób definiowało własne klasyfikacje i generalnie w klasyfikacji skał węglanowych panował chaos. Najprościej oczywiście jest makroskopowo obejrzeć skałę i przyporządkować jej nazwę. Uwzględniać należy tutaj wielkość ziarn skały i stopień jej diagenezy. Wyróżnimy tutaj:
muły będące skałami luźnymi, składającymi się z drobnych ziarn węglanów,
kredy będące mułami bardzo słabo zrekrystalizowanymi, kruchymi, miękkimi, porowatymi,
wapienie stanowiące zrekrystalizowaną masę kredową,
marmury będące grubokrystalicznymi, całkowicie zrekrystalizowanymi, masywnymi skałami będące już skałami metamorficznymi.
Aby dokładniej klasyfikować skały bo przecież taka klasyfikacja jest nieco mało szczegółowa należało by wziąć pod uwagę cechy jakościowe budujących skałę składników oraz ich ilościowe zawartości. Elementy strukturalne jakie można brać pod uwagę to:
pojedyncze ziarna mineralne lub ich agregaty czyli izoklasty, agregaklasty, litoklasty, bioklasty oraz ooklasty. Stanowią one część szkieletową skały.
spoiwo które często w skałach drobnoziarnistych jest nierozdzielalne względem głównej masy skalnej.
pory skalne
Dla klasyfikacji biorącej pod uwagę wielkość poszczególnych składników (wg Folka) wydzielono cztery rodzaje nazw które przyporządkowane mogą zostać każdej skale węglanowej:
rudyty o ziarnach większych niż 1mm
arenity o ziarnach w przedziale wielkości między 1 mm a 0,062 mm
lutyty gdzie ziarna zawarte są poniżej 0,062 mm
sparyty średnica ziarn większa niż 0,010 mm
mikryty ziarna są mniejsze niż 0,004 mm
W zależności czy składnikiem skały jest kalcyt czy też dolomit do tej nazwy dodajemy przedrostek kalka- lub dolo-, czyli kalkarudyty, dolosparyty itd.
Wapienie mikrogranularne są skałami utworzonymi z ziarn mniejszych od 20 mikrometrów. Masa skalna utworzona jest w większości przypadków przez autogeniczne ziarna kalcytu spajające kalcytowe ziarna pochodzenia detrytycznego. Część ziarn detrytycznych może ulec rekrystalizacji. W skałach tych często spotka się rozrzucone w masie skalnej drobne ziarna pirytu które wskazują na słabe przewietrzanie zbiornika podczas sedymentacji. Skały osadzone w morzach głębszych charakteryzują się warstwowaniem równoległym natomiast skały osadzane w zbiornikach płytszych czy też nawet jeziorach posiadają warstwowanie nieregularne często przekątne.
Wapienie gruzełkowate przy oględzinach wstępnych wydają się konglomeratem żwirów o różnych rozmiarach. Zbudowane są one z drobnych konkrecji wapieni mikrogranularnych tkwiących w podobnie wykształconej masie skalnej zawierającej sporo składników ilastych. Są to więc wapienie ilaste, powstałe wskutek krystalizacji kalcytu wokół zarodków jakimi są tutaj drobiny ilaste. Konkrecje są najczęściej nieco jaśniejsze niż tło skalne. wapienie te tworzą się w strefie wyniesień stoków podmorskich, kordylier i na brzegowych skłonach basenów geosynklinalnych.
Wapienie oolitowe zbudowane są z drobnych utworów o charakterze kulek, kuleczki te składają się z jądra oraz koncentrycznie warstwowanej otoczki i nazywane są oolitami. Wapienie oolitowe budują pojedyncze ziarna kwarcu, fragmenty szkieletów organizmów i agregaty drobnoziarnistego kalcytu. Koncentryczne warstwy zbudowane są natomiast z drobnogranularnego kalcytu. Wapienie te tworzą się współcześnie w ciepłych, ruchliwych morzach. Mogą również wapienie oolitowe powstawać w środowisku jeziornym. Przy ciepłych źródłach oraz w jaskiniach spotykane są formy oolitowe większych rozmiarów nazywane pizolitami.
Wapienie żwirowe lub zlepieńcowate są utworami mórz epikontynentalnych, powstają w bardzo ruchliwym środowisku. Powstają przy wybrzeżach zbudowanych ze skał wapiennych, wskutek niszczącej działalności wód morskich na takie wybrzeże. Obserwować można czasami ciągłe przejścia do brekcji wapiennych jeśli erozja i akumulacja nie doprowadza do obtoczenia fragmentów skał.
Martwice są skałami tworzącymi się w miejscach gdzie wypływa woda bogata w węglan wapnia przy założeniu że woda ta jest ciepła. Najczęściej martwice są porowate i złożone głównie z aragonitu, często zawierają dobrze zachowane szczątki roślinne które porastają obszary przyległe do źródeł. Starsze martwice podlegając rekrystalizacji przechodzą w trawertyny których składnikiem jest już głównie kalcyt.
Wapienie organogeniczne powstają wskutek akumulacji na dnie szczątków obumarłych organizmów żyjących na dnie lub też organizmów których szczątki zostały przetransportowane z innych miejsc. Organizmy które zmarły i pozostały na miejscu tworzą różne typy skał ale najbardziej znana formą są chyba rafy i powstające w tej strefie wapienie rafowe. Rozwijają się one w morzach szelfowych i mogą tworzyć formy soczewkowate zwane biohermami lub też warstwowe zwane biostromami. Wśród wapieni organogenicznych istotną pozycję zajmują wapienie otwornicowe które zbudowane są głównie ze szkieletów wapiennych otwornic. Wyróżnić można tutaj znów kilka rodzajów wapieni w zależności od gatunku czy też rodzaju otwornic, przykładem mogą być wapienie numulitowe złożone z otwornic Nummulites.
Kreda pisząca jest skałą wapienną zawierającą głównie kalcyt do 95% lub wręcz do 100%. Zawiera ona drobne otwornice z dominującymi kokolitami. W skale tej występują podrzędne ilości składników ilastych, glaukonit i pojedyncze ziarna kwarcu. Osady te tworzą się w ciepłych morzach epikontynentalnych gdzie głębokość nie przekracza paruset metrów.
Kreda łąkowa lub kreda jeziorna są skałami których powstanie wiązać należy z okresowymi migracjami wody w różnych poziomach glebowych, zmiana warunków czyli pH i Eh doprowadza do wytrącenia CaCO3. Powstają wówczas czasami spore pokłady tych skał.
Stromatolity są cienko laminowanymi skałami utworzonymi przez węglanowe algi. Laminy najczęściej ułożone są poziomo rzadziej faliście czy też kolumnowo. Równoległe do laminacji przekroje ukazują budowę koncentryczną. Najczęściej skały te zbudowane są z kalcytu który często zastąpiony jest wtórnie jest dolomitem.
Powstanie ich wiąże się z rozwojem tak zwanych mat glonowych. Są to skały zbudowane z organizmów uważanych za najstarsze formy na naszej planecie, charakterystyczne dla okresu prekambru.
Skały węglanowe często zawierają zmienne ilości składników detrytycznych należących głównie do frakcji piaszczystej lub ilastej. Z tego względu wyróżnia się wiele skał przejściowych między skałami terygenicznymi piaszczystymi, ilastymi a węglanowymi. Główną pozycje zajmują tu margle. Skały te zbudowane są z węglanów, minerałów ilastych oraz ziarn piasku występujących w podobnych ilościach. Obok na diagramie przedstawiono w miarę szczegółowy podział skał węglanowych zawierających różne domieszki.
Skałami węglanowymi których pozycja w tej grupie skalnej jest również duża są dolomity. Skały te zbudowane są z minerału dolomitu - węglanu wapnia i magnezu - CaMg(CO3)2. Stosowane są różne klasyfikacje skał dolomitowych. Często podaje się następujący podział:
wapienie o zawartości do 5% dolomitu
wapienie magnezowe zawierające od 5% do 10% dolomitu
wapienie dolomityczne zawierające między 10 a 50% dolomitu
dolomity wapienne zawierające od 50 do 90% dolomitu
dolomity zawierające ponad 90% CaMg(CO3)2
W wapieniach magnezowych sam minerał nie jest widoczny, pierwiastek Mg jest ukryty w składzie kalcytu podstawiając częściowo Ca. Procesy związane z powstawaniem skał dolomitowych są zrozumiałe, jednak często trudno jest stwierdzić w jaki sposób dana skała powstała. Co to oznacza? Okazuje się że skały dolomitowe mogą powstać w wyniku bezpośredniej depozycji czy też krystalizacji dolomitu lub w wyniku późniejszych procesów zwanych dolomityzacją. Proces dolomityzacji polega na zastępowaniu kalcytu przez minerał dolomit efektem czego jest skała dolomityczna. Dolomity które tworzą się w wyniku bezpośredniego wytrącania nazywane są dolomitami pierwotnymi. Są one drobnoziarniste, będąc jednocześnie równoziarnistymi skałami które kontaktują często ze skałami solnymi. Dolomity pierwotne nazywane są dolomitami syngenetycznymi w przeciwieństwie do dolomitów epigenetycznych. Ten drugi typ dolomitów posiada struktury grubo- i nierównoziarniste i zawiera pierwotne relikty składników wapiennych. Geneza skał tego typu związana jest z procesami metasomatycznymi które zachodzą już po złożeniu i najczęściej częściowej lityfikacji skały. Kolejna grupa to dolomity diagenetyczne które tworzą się w wyniku przemian diagenetycznych osadów wapiennych. Ostatnią grupę stanowią dolomity detrytyczne złożone jak sama nazwa tych skał wskazuje ze składników detrytycznych dolomitów utworzonych wcześniej.
SKAŁY ŻELAZISTE I MANGANOWE
Omówienie skał tej grupy zaczniemy od skał żelazistych, później scharakteryzuje skały manganowe.
Skałami żelazistymi określamy skały które zawierają więcej pierwiastka Fe niż przeciętna zwartość tego pierwiastka w skałach osadowych. W czasie wietrzenia Fe podobnie jak i Mn uwalniane są i transportowane głównie przez wody w postaci koloidalnych różnego rodzaju wodzianów, rzadziej natomiast transport odbywa się w postaci właściwych roztworów. Żelazo łatwiej utlenia się niż mangan, jednocześnie związki Fe są trudniej rozpuszczalne niż związki Mn dlatego też związki Fe szybciej ulegają wytrąceniu, podczas gdy związki Mn pozostają dalej transportowane. W zależności od charakteru środowiska powstawać będą różne minerały i tak:
w środowisku utleniającym powstają takie minerały jak: goethyt, hematyt.
w środowisku redukcyjnym powstają natomiast: piryt, markasyt, syderyt, chloryty.
Wśród skał żelazistych wyróżnić można następujące grupy:
węglanowe skały żelaziste - złożone głównie z syderytu któremu towarzyszą siarczki Fe, szamozyt, węglany Ca i Mg oraz fosforany. Skały te tworzą ciągłe ławice a także często występują w postaci soczewek i konkrecji (sferosyderytów). Wśród skał tego typu pojawiają się również skały złożone ze szczątków organizmów w których dominującym składnikiem jest węglan Fe czyli syderyt. Określane są one nazwą muszlowców syderytowych. Skały żelaziste powstają jako utwory pierwotne jak i również w wyniku procesów diagenetycznych pierwotnych osadów ilastych lub krzemionkowych wskutek zastępowania pierwotnych składników żelazem o charakterze allogenicznym. Syderyty ilaste jak sama nazwa wskazuje są skałami w składzie których obecne są minerały ilaste.
tlenkowe skały żelaziste - występujące najczęściej w drobnych skupieniach, rzadko charakteryzujące się dużym rozprzestrzenieniem i miąższością, zbudowane są z goethytu, hematytu, maghemitu, magnetytu oraz z drobnych ilości kwarcu, minerałów ilastych oraz nie rzadko z tlenków Mn. Wśród skał tego typu spotykane są często owalne lub kuliste skupienia różnych minerałów o średnicy do kilku milimetrów nazywane strukturami bobowymi. Znajdowane są również skupienie o budowie koncentrycznej czyli posiadająca budowę oolitową lub pizolitową. Skały żelaziste tlenkowe określane są mianem żelaziaków lub żelaziaków brunatnych. Skały luźne o charakterze piaszczystym określane są jako piaski żelaziste. Geneza żelaziaków wiąże się z warunkami kontynentalnymi oraz morskimi związanymi ze strefą litoralną. Często spotykaną formą są rudy darniowe, rudy bagienne, czy też rudy jeziorne, których genezę wiązać można z wytrącaniem się Fe podczas zmian pH i Eh w czasie transportu.
krzemianowe skały żelaziste - zawierające w swoim składzie chloryty takie jak: szamozyt, turyngit i inne. Chloryty tworzą skupienia oolityczne lub też występują gniazdowo i jako pojedyncze osobniki w drobnoziarnistej masie skalnej. W skład masy skalnej wchodzą minerały ilaste oraz kwarc. Pobocznym składnikiem jest syderyt. Do tej grupy skał należy również zaliczyć glaukonityty zbudowane głównie z glaukonitu. Skały te powstają na obszarach szelfowych, tam gdzie mam miejsce halmyroliza. Wśród tej grupy skalnej spotykane są również skały o charakterze oolitowym.
siarczkowe skały żelaziste - składające się głównie z pirytu i markasytu oraz melnikowitu czyli skrytokrystalicznej postaci pirytu. Najczęściej tworzą skupienia soczewkowate lub występują pod postacią konkrecji w osadach ilastych i węglanowych, w których stwierdzić można duże bogactwo substancji organicznej. Aby skały te powstały środowisko musi redukcyjny charakter, czyli związane jest to właśnie z występowaniem dużej ilości substancji organicznej.
fosforanowe skały żelaziste - zawierające w swoim składzie jako główny minerał wiwianit czyli fosforan Fe. Skały te tworzą się w środowisku o niskim Eh, rzadko tworzą większe nagromadzenia i najczęściej spotkane są w rudach darniowych oraz torfach.
Skały manganowe są mniej rozpowszechnione niż skały żelaziste. Tworzą się dalej od brzegu i na większych głębokościach niż poprzednicy. Spotykane struktury mają również charakter oolitowy, pizolitowy czy też konkrecyjny. Tlenkowe skały manganowe najczęściej mają barwę czarną, węglanowe są bezbarwne, różowe lub czerwone, barwa ta jest wynikiem barwy rodochrozytu czyli węglanu Mn obecnego w tych skałach. Pospolite są konkrecje manganowe zwłaszcza że tworzą się one również w naszych obecnych czasach na dnach głębokich oceanów. Zbudowane są głównie z wodorotlenków Mn i Fe z towarzyszącymi drobnopelitycznymi minerałami ilastymi i kwarcem. Zawierają całą gamę pierwiastków ciekawych z punktu widzenia gospodarczego, z tego powodu są one obecnie obiektem dużego zainteresowania.
SKAŁY SOLNE (EWAPORATY)
Są to skały utworzone w wyniku krystalizacji łatwo rozpuszczalnych soli - głównie chlorków, siarczanów, azotanów i boranów pierwiastków alkalicznych i pierwiastków ziem alkalicznych. Skały te tworzą często ogromne pokłady, których powstanie związane jest z izolowanymi basenami wodnymi oraz z silnym parowaniem. Innym miejscem gdzie skały te powstają są obszary pustynne suche, tutaj geneza skał wiązana jest z jeziorami okresowymi ale nie tylko. Azotany krystalizują w klimacie o skrajnie suchych warunkach.
Z ważniejszych minerałów ewaporatowych wymienić należy:
gips
CaSO4* H2O
halit
NaCl
anhydryt
CaSO4
kizeryt
MgSO4*H2O
bischofit
MgCl2*6 H2O
polihalit
K2MgCa2(SO4)*2 H2O
boracyt
Mg3[Cl/B7O13]
epsomit
MgSO4* 7(H2O)
boraks
Na2[B4O5(OH)]* 8H2O
mirabilit
Na2[SO4]* 10H2O
sylwin
KCl
trona
Na3H[CO3]2* 2H2O
Wzorcowa krystalizacja ewaporatowa ma następujący przebieg:
*
najpierw krystalizuje kalcyt
*
następnie dolomit
*
później siarczany takie jak gips czy anhydryt i inne
*
następnie halit
*
na końcu sole potasowe
Jak napisałem jest to wzorcowy przebieg procesu, ponieważ w warunkach naturalnych zostaje on zaburzony, przykładowo przez dopływ świeżych wód na terytorium ewaporacji co zmienia stężenia składników zawartych w wodach i jednocześnie powoduje wspomniane wcześniej zmiany kolejności krystalizacji. Tworzenie się formacji solnych związane jest z końcowym stadium orogenezy. Praktycznie wszystkie większe nagromadzenia się skał solnych związane są z zapadliskami przedgórskimi.
Nazwy skał ewaporatowch są w sumie pochodną składników z jakich skały są zbudowane. Mamy więc halityty, anhydrytyty, karnalityty itd. Skały polimineralne nazwy swe biorą od połączenie nazw minerałów z których się składają czyli: anhydryto - halityt itd.
SKAŁY FOSFORANOWE
Najczęściej nazywane fosforytami. Powstanie tych skał wiąże się z wytrącaniem P z wód morskich co ma miejsce przy pH większym niż 8. Inną genezą mogą mieć skały które powstają wskutek gromadzenia się koprolitów czyli ekskrementów oraz kopalnych kości. Najbardziej znanym typem takiej skały jest guano pochodzące z akumulacji ptasich oraz nietoperzowych odchodów. Głównym składnikiem fosforytów jest kolofanit będący odmianą apatytu o wykształceniu kryptokrystalicznym. Fosforyty tworzą czarne buły o średnicach do kilkunastu centymetrów których powierzchnie są wygładzone i błyszczące. Spotkane są w osadach ilastych, ilasto - marglistych, wapiennych i piaszczystych. Najczęściej składnikami ich są ziarna kwarcu i glaukonitu spojone kolofanitem lub też skały wapienne impregnowane przez ten minerał. W przypadku guana pierwotne składniki takie jak okasmit czy sterkoryt przechodzą podczas diagenezy w monetyt i whitlockit by zakończyć swą ewolucje na apatycie, głównie fluorowym.
SKAŁY ORGANICZNE
Skały tej grupy jako cechę wyróżniającą zawierają w swym składzie dużą ilość związków organicznych, których głównym składnikiem jest węgiel. Substancja organiczna w znaczeniu petrograficznym oznacza twór powstały z cząstek pochodzących wprost lub pośrednio z żywych części ciała organizmów zwierzęcych lub roślinnych. Składowymi cząstek organicznych są głównie pierwiastki takie jak: węgiel, wodór, tlen, azot, siarka. W wyniku procesów diagenetycznych powstają węglowodory, które są wynikiem kilku etapów diagenezy organicznej. W środowisku beztlenowym z 'organizmów żywych' powstaje substancja zwana kerogenem. Natomiast procesy geochemiczne a nie biochemiczne prowadzą do wyżej wymienionych węglowodorów. Wraz z pogrążaniem się na coraz większe głębokości osadów a co z tym związane wzrostem temperatury i ciśnienia następują coraz większe zmiany substancji organicznej. Następuje wzrost zawartości pierwiastka węgla aż do powstania grafitu czyli czystego pierwiastka C. Lżejsze węglowodory oddzielając się migrują i tworzą skały które przez większość ludzi nie są uznawane za skały. Chodzi oczywiście o ropę naftową i gaz ziemny. Przyjrzyjmy się nieco szczegółowiej ewolucji skał organicznych.
Początek jest bardzo prosty. Szczątki roślinne generowane w danym miejscu tworzą torfy. Są to skały porowate w których rozróżnianie poszczególnych części roślin nie przysparza żadnych kłopotów. Torf zawiera do 75% wody, obecna jest w nim zarówno celuloza jak i lignina. Z nich to później tworzą się związki humusowe. W miarę pogrążania się takiego osadu, środowisko zmienia charakter z utleniającego na redukujące. Często wówczas zanikają pierwotne struktury roślinne. Rozkładowi podlega wówczas celuloza, wzrasta natomiast ilość ligniny, bituminów i taniny. W przypadku obecności w torfie roślin niższych, głównie glonów to mówimy o gytii. Gytia powstaje w środowisku wodnym. Tworzy się ona obecnie podobnie jak dy który to jest masą sapropelową ale z przewagą koloidalnych produktów rozkładu. Odpowiednikami tych utworów w starszych osadach są węgle o nazwach boghead i kennel. Dalsze procesy rozkładu torfów doprowadzają do powstania węgli brunatnych. Węgle brunatne u których stwierdza się występowanie dobrze rozpoznawalnych fragmentów drzew, pni, liści itp. nazywane są lignitem. W zależności od stopnia uwęglenia czyli wzrostu zawartości pierwiastka C oraz spadku zawartości pierwiastków lotnych wyróżnić można miękkie i twarde węgle brunatne, a wśród twardych, węgle matowe i błyszczące. Podczas przeróżnych procesów powstają w węglu składniki które nazywamy macerałami. Wyróżniamy cztery podstawowe macerały węgli:
witryt - błyszczący, szklisty i zwięzły, całkowicie jednorodny
klaryt - błyszczący, na przełamie wykazuje on warstwowanie
duryt - twardy, matowy, ziarnisty
fuzyt - miękki, o połysku jedwabistym
Każdy z tych macerałów podstawowych tworzy grupę macerałów których jest kilkanaście.
Wraz z dalszymi przemianami dochodzi do powstania węgla kamiennego, by w końcu zawartość pierwiastka wzrosła na tyle że pojawia się antracyt i w końcu grafit.
Wśród skał organicznych wyróżniamy również łupki bitumiczne w których zawartość stałych lub płynnych węglowodorów czyli bituminów wynosi powyżej 10%.
Osobną grupę stanowi skała którą jak wspomniałem trudno ze skałą kojarzyć a mianowicie ropa naftowa. Jest ona mieszaniną węglowodorów, w której występuje zarówno faza ciekła, gazowa jak i stała. W składzie dominują węglowodory o składzie parafin, naftenów i różnych związków aromatycznych. W miarę pogrążania się ropy naftowej oddzielają się od niej bardziej lotne frakcje z których tworzy się gaz ziemny. W czasie różnicowania się składników ropy, stałe składniki składają się na powstanie skał zwanych ozokerytami.
składników szklistych które nazywamy witroklastami
pojedynczych kryształów o kształtach idiomorficznych nazywanych krystaloklastami
fragmentów wcześniej skonsolidowanych skał wulkanicznych nazywanych litoklastami
Fragmenty skał piroklastycznych o rozmiarach większych niż 64 mm nazywane są blokami wulkanicznymi w przypadku elementów kanciastych lub bombami wulkanicznymi jeśli ich kształty są już zaokrąglone. Najczęściej bloki powstają w podczas erupcji z już zestalonego materiału wulkanicznego, natomiast bomby wulkaniczne są produktem powstałym ze świeżej lawy której w czasie lotu zostaje nadany kształt charakteryzujący się zaokrągleniem.
Ziarna piroklastyków o rozmiarach mieszczących się w przedziale między 2 mm a 64 mm określamy jako lapille. Najczęściej uwidaczniają budowę charakteryzującą się występowaniem zakrzepłego szklistego materiału, rzadziej powstają z wcześniej skonsolidowanej lawy.
Materiał którego rozmiary nie przekraczają 2 mm nazywany jest popiołem wulkanicznym. Szczegółowy podział skał piroklastycznych przedstawiono w tabeli obok.
Wśród tej grupy skalnej często pojawia się pojęcie tefry które ciągle jednak nie jest do końca zdefiniowane. Według jednych są to nieskonsolidowane osady piroklastyczne, inni nazwę tę stosują do osadów skonsolidowanych. W przypadku pierwszym to znaczy gdy słowo tefra rozumiemy jako osad nieskonsolidowany, skałą skonsolidowaną jest tuf. Wśród tufów w zależności od składników je budujących wyróżnia się podstawowe trzy rodzaje:
*
tufy witroklastyczne w których dominuje szkliwo wulkaniczne
*
tufy krystaloklastyczne w których dominują pojedyncze kryształy minerałów
*
tufy litoklastyczne z dominującymi fragmentami skał wulkanicznych
Ignimbryt jest natomiast skałą piroklastyczną która powstała w wyniku wypadania materiałów piroklastycznych z chmur erupcyjnych w których następnie doszło do spieczenia podczas depozycji materiałów wchodzących w skład ignimbrytu.
Wszystkie wspomniane skały genezę swą wiążą z procesami wulkanicznymi, ich transport ma miejsce tylko i wyłącznie w środowisku aerycznym (powietrznym). Jeśli materiał złożony, zostanie przetransportowany przykładowo w środowisku wodnym, to zdeponowaną skałę która zawierać będzie od 25 do 75% materiału piroklastycznego (pozostałą część stanowi materiał osadowy) nazywamy tufitem.
SKAŁY TERYGENICZNE
Skały te powstały w wyniku gromadzenia się produktów niszczenia starszych skał wszystkich typów a więc zarówno magmowych, metamorficznych jak i osadowych. Składają się one z fragmentów tych skał i z pojedynczych ziarn mineralnych. Skały terygeniczne są wynikiem wszystkich procesów omówionych w ramach działu skały osadowe, i ich postać może przybierać różne formy w zależności od formy wietrzenia, transportu, sedymentacji oraz diagenezy. Wśród skał terygenicznych wyróżnić możemy kilka klas skalnych które wydzielić możemy na podstawie wielkości ziarn budujący te skały. Omawiać więc po kolei będziemy:
żwiry i zlepieńce
gruzy i brekcje
piaski i piaskowce
muły i mułowce
ŻWIRY I ZLEPIEŃCE
Skały te zawierają więcej niż 50% ziarn mineralnych lub okruchów skał o średnicy powyżej 2 mm. Większość ziarn w skałach tych reprezentowane jest przez składniki otoczone (zaokrąglone). Skały luźne określane są jako żwir natomiast skały które uległy cementacji nazywamy zlepieńcem lub też konglomeratem.
W przypadku gdy skały te składają się głównie z otoczaków jednego rodzaju skały nazywamy je oligomiktycznymi, przy bardzo wyraźnej przewadze monomiktycznymi. Jeśli otoczaki pochodzą z różnych skał wówczas skały określamy jako polimiktyczne. Zlepieńce które nie mają dobrego stopnia wysortowania określa się jako ortokonglomeraty. Jeśli frakcje piaszczysto - ilaste przeważają w zlepieńcu wówczas nazywany on jest parakonglomeratem.
Monomiktyczne żwiry oraz zlepieńce zawierające ziarna kwarcu wskazują na długotrwały transport lub też na pochodzenie otoczaków z wcześniej powstałych żwirów i zlepieńców. Żwiry polimiktyczne pochodzą z terenów o mało zróżnicowanym składzie, należy pamiętać że skały takie jak wapienie, dolomity oraz skały magmowe zasadowe i ultrazasadowe wskutek działania wietrzenia chemicznego i dezintegracji granularnej zostają bardzo szybko zniszczone, powstaje z nich tylko ewentualnie frakcja drobnoklastyczna. Utwory żwirowe i zlepieńcowate wskazują często na osady morskie, powstałe wskutek działania prądów zawiesinowych. Najbardziej charakterystyczną cechą tych skał jest powstawanie w czasie transgresji morskiej, nazywane są one wówczas zlepieńcami podstawowymi. Składniki budujące takie formacje są najbardziej odpornymi skałami na niszczenie w danym rejonie. Najczęściej znajdziemy wśród składników otoczaki kwarcu czy też krzemieni. Żwiry i zlepieńce powstające w wyniku procesów dezintegracji w obszarach górskich charakteryzuje obecność skał mniej odpornych w frakcji otoczaków, skałami tymi są przykładowo zarówno wapienie jak i różnego rodzaju łupki łyszczykowe, stopień zaokrąglenia poszczególnych ziarn i okruchów jest na pewno słabszy niż w przypadku np. zlepieńców podstawowych.
Spoiwo zlepieńców często ma charakter matriks, powstające w wyniku działalności prądów zawiesinowych lub też działalności lądowych potoków błotnych itp. Węglanowe spoiwo w wypadku zlepieńców powstawało zapewne w środowisku morskim, charakteryzuje często w facji węglanowej zlepieńce podstawowe.
Wśród zlepieńców wspomnieć jeszcze należy o zlepieńcach intraformacyjnych nazywanych inaczej śródwarstwowymi. Cechą wyróżniającą taką skałę jest identyczny skład i wiek frakcji żwirowej i masy piaszczysto - ilastej spełniającej rolę spoiwa. Wszystkie inne zlepieńce zawierają frakcję żwirową starszą i o innym składzie niż spoiwo.
GRUZY I BREKCJE
Zbudowane są z kanciastych okruchów o rozmiarach większych niż 2 mm. Gruzem nazywamy osad luźny zbudowany z takiego materiału, natomiast osad zwięzły nazywany jest brekcją. Skały te powstają w różnych środowiskach, ale charakterystyczna dla nich jest pochodzenie ze środowisk niestabilnych. Inną cechą jest słabe wysortowanie a właściwie jego brak.
Brekcje morskie pojawiają się jako wkładki wśród sedymentów piaszczystych na skłonach kordylier, wykazując warstwowanie gradacyjne.
Brekcje kontynentalne można podzielić na kilka typów:
brekcje sedymentacyjne
brekcje tektoniczne
brekcje wulkaniczne
brekcje krystalizacyjne
Pierwszy typ powstaje między innymi na obszarze wybrzeży klifowych, na obszarach zlodowaconych jak również w czasie podmorskich trzęsień Ziemi. Typ drugi charakteryzuje się związkiem ze zjawiskami tektonicznymi i powstaje podczas ruchów tektonicznych. Najczęściej pojawia się w nich struktura kataklastyczna, scementowana CaCO3 lub SiO2. Brekcje wulkaniczne powstają w czasie eksplozji wulkanów, natomiast brekcja krystalizacyjna jest efektem nie tylko sił mechanicznych ale również procesów fizyko - chemicznych.
PIASKI I PIASKOWCE
Najczęściej składają się one z pojedynczych ziarn mineralnych ze zmienną domieszką okruchów skalnych, skał drobno- i średnioziarnistych. Piaski które uległy procesowi cementacji określamy oczywiście jako piaskowce. Spoiwem najczęściej są węglany oraz matriks. Rzadziej jest to krzemionka pod postacią opalu, chalcedonu lub kwarcu.
Środowisk w jakich powstawać mogą osady piaszczyste jest bardzo wiele: morskie, rzeczne, jeziorne, fluwioglacjalne oraz eoliczne. Każde z tych środowisk tworzy swoiste cechy osadu dzięki czemu możemy je rozpoznać.
Zajmijmy się najpierw cechami poszczególnych składników osadów piaszczystych. Oczywiście pierwsza cecha która jest tak charakterystyczna że należy o niej wspomnieć to kształt ziarn. Kształt ten zależy w dużej mierze od kształtu ziarna w pierwotnej skale. Czynnikiem kształtującym kształt następnie jest transport jak również procesy sedymentacji i diagenezy. Najbardziej pospolitym składnikiem osadów piaszczystych jest kwarc. Kształt ziarn kwarcu określony jest anizotropią ziarn związaną ze zmniejszoną ścieralnością kwarcu wzdłuż osi krystalograficznej Z. Ziarna te więc nieznacznie są wydłużone wzdłuż tej osi. Skały które nie wykazują żadnego specjalnego ukierunkowania (głównie skały magmowe) w efekcie dają głównie ziarna izometryczne, natomiast skały metamorficzne w których charakter ukierunkowania jest silnie zaznaczony będą ulegały dezintegracji podczas której ziarna jakie powstaną w tym procesie będą nieznacznie jednak wydłużone. Tak oto mamy pierwszy problem z głowy, jesteśmy w stanie określać pochodzenie ziarn w skałach piaszczystych. Oczywiście nie jest to takie łatwe z prostej przyczyny. Ziarna które przeszły już kilkakrotnie procesy osadotwórcze mogą wykazywać kształt izometryczny. Ale to może tak bardzo nie martwi w końcu mamy wówczas informację że skała ta przechodziła to i owo a przecież nie tylko kształt determinuje do podjęcia decyzji. Niski stopień obtoczenia ziarn wskazuje oczywiście na krótki etap transportu. Piaski pochodzące z transportu fluwioglacjalnego oraz osady morenowe charakteryzują się słabym wysortowaniem a właściwie to wysortowania tego brak w zupełności. We wszystkich środowiskach w których medium nośnym jest woda zmiany kształtu zachodzą powoli w stosunku do takiego medium jakim jest wiatr. Środowisko eoliczne ma tą cechę że zmiana kształtu ziarna i jego morfologii odbywa się szybko, ponieważ brak tu jest pewnej chroniącej warstwy jak ma to miejsce w środowisku wodnym. Poza tym ziarna tutaj częściej się ze sobą zderzają niż w przypadku środowiska wodnego. Ziarna w środowisku eolicznym ulegają matowieniu, środowisko wodne powoduje że są błyszczące, natomiast obróbka lodowcowa powoduje ich porysowanie. Są to bardzo wyraźne cechy wskazujące na środowisko w jakim osady się tworzyły.
Jedną z cech skał tej grupy jest obecność pewnych minerałów które wskazują na intensywność niszczenia transportu i sedymentacji. Przykładowo skalenie są minerałami które w czasie procesów osadotwórczych dosyć szybko ulegają niszczeniu, i mogą się w końcowym etapie tworzenia skały już w składzie
tejże nie pojawić. Kwarc natomiast jak już wspomniałem jest składnikiem na tyle odpornym, że zdarza się że w składzie skały osadowej pojawia się on jako jedyny składnik skały. Tak więc ilościowy udział minerałów różnych od krzemionkowych, jest wskaźnikiem oddziaływania procesów wietrzenia mechanicznego i chemicznego. Skład osadów zależy w dużej mierze od wielkości poszczególnych ziaren mineralnych, jednocześnie udział fragmentów skał w składzie maleje wraz ze zmniejszaniem się frakcji.
Wśród najczęściej wymienianych typów klasyfikacji tej grupy skalnej jest klasyfikacja Dotta modyfikowana przez Pettijohna. Obok przedstawiony został diagram tej klasyfikacji, natomiast poniżej scharakteryzuję poszczególne formacje wydzielone w tej klasyfikacji.
szarogłazy
Nazwą tą określano piaskowce występujące w górach Harcu. Piaskowiec taki bogaty jest w skalenie oraz okruchy skalne. Charakterystyczne dla nich jest występowanie matriks które pełni rolę spoiwa, jako że czysto chemicznie spoiwo pojawia się tutaj bardzo rzadko. Wśród tych skał spotykamy często warstwowanie gradacyjne. Wskazywało by to na możliwość powstawania w prądach zawiesinowych, i rzeczywiście tak jest (nie sugerujmy się tylko tą kwestią bo okaże się że spora ilość skał powstawała w prądach zawiesinowych :o). Występowanie w grubych ławicach jest drugim dowodem genezy związanej z prądami zawiesinowymi. Zawartość skaleni w składzie skały sugeruje natomiast że proces wietrzenia chemicznego był słabo zaznaczony.
arkozy, arkozowe i lityczne arenity
Nazwa arkoza wprowadzona została dla piaskowców bogatych w skalenie występujących we Francji w Owernii. Bogate w skalenie, zawierająca kaolinit który powstaje ze skaleni, ze zmienną ilością okruchów skalnych. Arkozy charakteryzuje lepsze wysortowanie w stosunku do wak oraz mniejsza ilość matriks. Arenity arkozowe powstają wskutek dezintegracji skał granitoidowych, natomiast arenity lityczne pochodzą ze skał łupkowych, wulkanicznych jak i osadowych. Osady te są szybko transportowane i deponowane, najczęściej powstają w środowiskach określanych jako molasowe, czyli na przedpolu wyniesionych i szybko erodowanych masywów górskich.
kwarcowe arenity i kwarcowe waki
Głównym składnikiem jest kwarc, co wskazywać może na intensywne i długotrwałe procesy niszczące i transportowe. Najczęściej osady te reprezentują morza epikontynentalne.
MUŁY I MUŁOWCE
Są skałami pośrednimi między osadami piaszczystymi i ilastymi. Zaznaczone jest to w składzie zarówno granulometrycznym jak i mineralnym.
Skały piaszczyste zawierają niewielką ilość minerałów pakietowych w przeciwieństwie do skał ilastych w których takie składniki jak kwarc, skalenie i okruchy skalne nie stanowią składników głównych ale podrzędne.
Muły zwane mułkami stanowią niescementowane osady frakcji omawianej, natomiast mułowce są osadami które już uległy cementacji. Wśród składników skał mułowych wymienić należy kwarc, skalenie, okruchy skał, węglany, łyszczyki oraz podrzędnie minerały ilaste. Na diagramie obok przedstawiono klasyfikację szczegółową skał drobnoziarnistych. Skład mineralny i chemiczny zmienia się wraz ze składem granulometrycznym.
Muły osadzają się najczęściej w środowisku morskim, pomiędzy strefą gromadzenia się piasków a iłów. Środowisko to charakteryzuje się małą ruchliwością wody. Drugim środowiskiem gdzie gromadzą się muły są rzeki i jeziora.
Osady mułowe powstają w środowiskach w których długotrwały transport umożliwia zróżnicowanie granulometryczne oraz selektywną sedymentację.
Less jest osadem granulometrycznie odpowiadającym klasie mułów. Less jest skałą pochodzenia eolicznego, zawierającą głównie kwarc, węglany, skalenie i podrzędnie minerały ilaste i ciężkie oraz wodorotlenki żelaza. Zawartość kwarcu waha się od 60 do 80%, natomiast węglanów od 10 do 30%. W osadzie tym wskutek uruchomienia węglanów powstają tak zwane kukiełki lessowe, będące rodzajem konkrecji kalcytowych.
SKAŁY ILASTE
Skały ilaste zawierają ponad 50% ziarn o średnicy mniejszej niż 0,002 mm, i różnią się od innych skał tym że zbudowane są praktycznie głównie ze zwietrzałych składników skał starszych. W swoim składzie zawierają głównie minerały ilaste do których należą: montmorillonity, kaolinit, illit, chloryty itp.
Co do składu chemicznego skał ilastych to można wyrazić teorię że są one śmietniskiem wszystkich znanych pierwiastków, a to oczywiście z powodu ich drobnej frakcji w której znajdziemy praktycznie wszystko. Jednocześnie nie zapominajmy że aby badać te skały posługiwać trzeba się już specjalnymi technikami, bezpośrednie obserwacje mikroskopowe nie wchodzą tu już w grę. Pozostaje rentgenografia, mikroskop skaningowy, metody termiczne czy też spektroskopowe.
Wszystkie skały ilaste charakteryzują się plastycznością która jest wynikiem obecności cienkiego filmu wodnego wokół poszczególnych ziarn. Inną cechą która utrudnia badania tej grupy skalnej jest skłonność do tworzenia przez poszczególne ziarna agregatów składających się z wielu pojedynczych ziarn. Spójność agregatów jest na tyle silna że w czasie badań zachowują się one często jak pojedyncze ziarna. Zdolność ta nazywana jest flokulacją. Podczas wzrastającego ciśnienia nadkładu, zachodzące procesy doprowadzają do "odpompowania" wody z iłów. Następuje wówczas zanik plastyczności, zanik agregatów, oraz reorientacja blaszek minerałów. Niebawem przy odpowiednim ciśnieniu i temperaturze następuje rekrystalizacja minerałów z których z budowana jest skała. Iły są skałami niescementowanymi, iłowce są scementowanymi iłami, natomiast łupki ilaste są skałami scementowanymi o wyraźnej oddzielności równoległej najczęściej do uwarstwienia. Oczywiście omawiając skały ilaste wspomnieć trzeba o glinach. Są one utworami o zmiennym składzie granulometrycznym, najczęściej zawierają wszystkie frakcje, brak jest jakiegokolwiek stopnia selekcji. W zależności od dominujących frakcji wyróżnia się gliny ilaste, piaszczyste, żwirowe itp. Najczęściej spotykane gliny mają związek ze zlodowaceniami jakie miały miejsca na terenie gdzie gliny są spotykane. Innym środowiskiem w którym tworzą się utwory gliniaste, to zbocza górskie oraz stożki napływowe, powstają one tutaj wskutek ruchów masowych.
SKAŁY REZYDUALNE - REGOLITY
Skały te powstają bez udziału fazy transportu, charakteryzuje więc je brak warstwowania oraz skład chemiczny wiążący je ze skałami macierzystymi. W tej grupie skalnej wyróżnia się trzy grupy charakterystyczne:
boksyty w składzie których dominują minerały glinowe (gibbsyt, boehmit, diaspor)
lateryty w składzie dominują minerały zawierające żelazo (goethyt, lepidokrokit, hematyt). Barwa ich jest czerwonobrunatna, brunatno żółta,
terra rossa w której dominują uwodnione tlenki Fe oraz Al i w mniejszych ilościach Mn, w różnych proporcjach występują tu również minerały krzemianowe i glinokrzemianowe jako składniki które przetrwały procesy rozkładu skały. Terra rossa jest produktem działalności wody na wapienie i dolomity. Woda usuwa fazy węglanowe i powstaje nagromadzenie faz mineralnych odpornych na działanie wody.
Procesy wietrzenia skał i skład utworów rezydualnych zależy od warunków fizycznych i chemicznych środowiska o czym już wiemy. Oczywiście wietrzenie doprowadza na terenach które mogą mu ulegać do powstania gleb typu laterytowego i boksytowego. Skały wymienione w tej grupie, w przypadku ich znalezienia w danych okresach historii Ziemi, uważane są za wskaźnik paleoklimatycznych warunków.
SKAŁY ORGANOGENICZNE I CHEMICZNE
Skały tej grupy powstają w wyniku nagromadzenia się szczątków organizmów zwierzęcych i roślinnych oraz wskutek różnorakich procesów chemicznych. W grupie tej wyróżniamy kilka klas skalnych:
SKAŁY KRZEMIONKOWE
Charakterystycznym składnikiem skał krzemionkowych jest opal bezpostaciowy lub submikroskopowo krystaliczny krystobalit agregatowy, który zawiera do 9% H2O.
Skały krzemionkowe pochodzenia organicznego, zbudowane są z okrzemek czyli morskich i słodkowodnych alg, radiolarii pochodzenia morskiego i gąbek najczęściej również pochodzenia morskiego. Wśród skał tego typu wymienić możemy:
ziemie okrzemkowe - będące nieskonsolidowanym osadem oraz diatomity będące osadem skonsolidowanym. Zbudowane są te skały oczywiście z okrzemek. W chwili obecnej osady okrzemkowe (muły okrzemkowe) tworzą się w rejonach Antarktydy i Arktyki otaczając pasem osadów te rejony. Diatomity charakteryzują się występowaniem opalu jako spoiwa, który w czasie dalszych procesów diagenetycznych przechodzi w chalcedon a następnie w kwarc. Diatomit jest skałą lekką i porowatą. Poza okrzemkami mogą w niej występować szczątki radiolarii gąbek oraz minerały ilaste i glaukonit. Diatomity znamy tylko z kenozoiku.
muły i iły radiolarytowe będące skałą luźną oraz radiolaryty które są już skałą zwięzłą. Muły i iły najczęściej mają barwę czerwonobrunatną i obecnie zajmują olbrzymie obszary tworząc się współcześnie na Oceanie Spokojnym. W obecnych osadach znajduje się do 70% szkieletów radiolarii, natomiast zwięzła skała - radiolaryt charakteryzuje się często składem czysto radiolariowym. Radiolaryt najczęściej ma barwę zieloną, żółtawoszarą, czerwonobrunatną. Charakteryzuje się dużą zwięzłością oraz muszlowym przełamem. Skały te tworzą się najczęściej na dużych głębokościach chociaż znamy też radiolaryty powstałe w strefach płytkowodnych, znajdywane są również w obszarach ofiolitowych pośród skał magmowych. Struktura radiolarytów zmienia się z czasem, w skałach niezdeformowanych przekroje radiolarii są koliste, natomiast wraz ze wzrostem łupkowatości skały stają się coraz bardziej elipsoidalne.
muły spikulowe oraz spongiolity. Muły spikulowe będące osadem nieskonsolidowanym zbudowane są ze spikul czyli pojedynczych igieł gąbek i spotykane prawie we wszystkich typach środowisk morskich i słodkowodnych. Spongiolity jako skały zwięzłe zbudowane są z igieł gąbek oraz spoiwa opalowo - chalcedonowego. Poza tymi składnikami w spongiolicie mogą się pojawić skupienia kalcytu oraz kwarcu pochodzenia detrytycznego oraz minerałów ilastych i skaleni. Pierwotna struktura skał często zatarta jest rekrystalizacją opalu lub chalcedonu. Spongiolity często tworzą przejścia do skały zwanej gezą. Skały te będące skałami porowatymi i lekkimi charakteryzuje większa zawartość minerałów detrytycznych, radiolarii oraz węglanów. Gezy uważane są za skały przybrzeżne.
opoki będące skałami będące w zasadzie często zaliczane do skał węglanowych. Zawierają jednak spore ilości autogenicznej krzemionki pochodzenia organicznego. Głównym składnikiem jest drobnopelityczny węglan, kryptokrystaliczna krzemionka oraz kwarc detrytyczny. Podrzędnie pojawiają się minerały ilaste oraz siarczki żelaza tworzące konkrecje. Zawartość węglanów może dochodzić do 75% jednak często węglan zostaje wyługowany i powstaje wówczas opoka lekka. Najczęściej spoiwem jest opal.
lidyt jest skałą barwy czarnej, skryto- lub bardzo drobno krystaliczną. Głównie występuje w skałach tych chalcedon oraz substancja organiczna i często piryt. Zawartość minerałów ilastych oraz składników piroklastycznych powoduje warstwowanie. Podczas diagenezy, wskutek rekrystalizacji chalcedonu powstają żyłki kwarcu przecinające skałę w różnych kierunkach. Substancja organiczna znajdująca się w lidytach, jest substancją węglistą o wysokim stopniu uwęglenia.
Wśród skał krzemionkowych pochodzenia chemicznego wymienić można:
*
rogowce składające się z niedetrytycznego kwarcu i chalcedonu. Przełom tych skał jest muszlowy, połysk szklisty do woskowego. Barwa jest różna najczęściej czerwonobrunatna, czerwona lub czarna. Skały te tworzą warstwy w osadach.
*
porcelanity będące skałami dosyć różnymi ponieważ tą nazwą obejmowane są skały powstałe z:
o
osadów ilastych które pośród pokładów węgla wskutek pożarów uległy skrzemionkowaniu (jaspis porcelanowy)
o
nazywane są tą nazwą jasno zabarwione czerty złożone głównie z krystobalitu i trydymitu, będące skałami kryptokrystalicznymi.
o
nazwa ta obejmuje również skrzemionkowany popiół wulkaniczny.
*
martwice i gejzeryty tworzące się również współcześnie przede wszystkim na obszarach objętych działalnością wulkaniczną. Skały te odznaczają się jasnym zabarwieniem - jasnoszarym, białawym i zielonkawym. Głównym składnikiem gejzerytów jest opal który szybko przekrystalizowuje w chalcedon. Lokalnie gejzeryty zawierają szczątki roślin lub zwierząt. Martwice charakteryzują się większą zawartością szczątków roślinnych w swoim składzie. Najczęściej są to skały porowate.
*
krzemienie i czerty uważane za produkty diagenetycznych procesów które doprowadzają do uruchomienia SiO2. Obydwie formy są konkrecjami krzemionkowymi różniącymi się wykształceniem. Krzemień jest konkrecją która posiada zmienny kształt a kontury megaskopowo wyraźnie odcinają się od otaczającej skały, zewnętrzna strefa jest jasna jądro natomiast ciemne. W przypadku czertu, kontury są nieostre, barwa jest szara zbliżona barwą do skały otaczającej, składniki zarówno konkrecji jak i samej skały nawzajem się przenikają. Skały te często spotykane są w osadach węglanowych, co jest dowodem wędrówki SiO2, wypierania i w końcu krystalizacji konkrecji.
SKAŁY WĘGLANOWE
Ten dział może być naprawdę obszerny... Różnorodności skał węglanowych i ich problematyce do chwili obecnej poświęcono wiele opracowań. Spróbuje to streścić w kilku słowach ;o)
Jest to grupa skał powstałych w wyniku procesów zarówno chemicznych, biochemicznych jak i mechanicznych. Po skałach piaszczystych i ilastych stanowią one grupę najbardziej rozpowszechnionych skał osadowych. Powstawać mogą wskutek:
wytrącania się z przesyconych roztworów wodnych
gromadzenia się szczątków organicznych zbudowanych z węglanów
dopływu rozdrobnionego materiału detrytycznego pochodzącego ze starszych skał węglanowych
Głównymi składnikami budującymi skały węglanowe są: kalcyt, aragonit, dolomit i rzadziej syderyt. Poza nimi pojawiają się minerały ilaste, kwarc, opal, chalcedon, fosforany, siarczki, tlenki Fe i Mn.
Skały węglanowe nie powstają na głębokościach większych niż około 5000 metrów, a to wskutek rozpuszczania się węglanów w stosunku większym niż ich krystalizacja. Głębokość na jakiej to zjawisko się pojawia nazywana jest głębokością kompensacji węglanów.
Klasyfikacja skał węglanowych jest dosyć trudna, wiele osób definiowało własne klasyfikacje i generalnie w klasyfikacji skał węglanowych panował chaos. Najprościej oczywiście jest makroskopowo obejrzeć skałę i przyporządkować jej nazwę. Uwzględniać należy tutaj wielkość ziarn skały i stopień jej diagenezy. Wyróżnimy tutaj:
muły będące skałami luźnymi, składającymi się z drobnych ziarn węglanów,
kredy będące mułami bardzo słabo zrekrystalizowanymi, kruchymi, miękkimi, porowatymi,
wapienie stanowiące zrekrystalizowaną masę kredową,
marmury będące grubokrystalicznymi, całkowicie zrekrystalizowanymi, masywnymi skałami będące już skałami metamorficznymi.
Aby dokładniej klasyfikować skały bo przecież taka klasyfikacja jest nieco mało szczegółowa należało by wziąć pod uwagę cechy jakościowe budujących skałę składników oraz ich ilościowe zawartości. Elementy strukturalne jakie można brać pod uwagę to:
pojedyncze ziarna mineralne lub ich agregaty czyli izoklasty, agregaklasty, litoklasty, bioklasty oraz ooklasty. Stanowią one część szkieletową skały.
spoiwo które często w skałach drobnoziarnistych jest nierozdzielalne względem głównej masy skalnej.
pory skalne
Dla klasyfikacji biorącej pod uwagę wielkość poszczególnych składników (wg Folka) wydzielono cztery rodzaje nazw które przyporządkowane mogą zostać każdej skale węglanowej:
rudyty o ziarnach większych niż 1mm
arenity o ziarnach w przedziale wielkości między 1 mm a 0,062 mm
lutyty gdzie ziarna zawarte są poniżej 0,062 mm
sparyty średnica ziarn większa niż 0,010 mm
mikryty ziarna są mniejsze niż 0,004 mm
W zależności czy składnikiem skały jest kalcyt czy też dolomit do tej nazwy dodajemy przedrostek kalka- lub dolo-, czyli kalkarudyty, dolosparyty itd.
Wapienie mikrogranularne są skałami utworzonymi z ziarn mniejszych od 20 mikrometrów. Masa skalna utworzona jest w większości przypadków przez autogeniczne ziarna kalcytu spajające kalcytowe ziarna pochodzenia detrytycznego. Część ziarn detrytycznych może ulec rekrystalizacji. W skałach tych często spotka się rozrzucone w masie skalnej drobne ziarna pirytu które wskazują na słabe przewietrzanie zbiornika podczas sedymentacji. Skały osadzone w morzach głębszych charakteryzują się warstwowaniem równoległym natomiast skały osadzane w zbiornikach płytszych czy też nawet jeziorach posiadają warstwowanie nieregularne często przekątne.
Wapienie gruzełkowate przy oględzinach wstępnych wydają się konglomeratem żwirów o różnych rozmiarach. Zbudowane są one z drobnych konkrecji wapieni mikrogranularnych tkwiących w podobnie wykształconej masie skalnej zawierającej sporo składników ilastych. Są to więc wapienie ilaste, powstałe wskutek krystalizacji kalcytu wokół zarodków jakimi są tutaj drobiny ilaste. Konkrecje są najczęściej nieco jaśniejsze niż tło skalne. wapienie te tworzą się w strefie wyniesień stoków podmorskich, kordylier i na brzegowych skłonach basenów geosynklinalnych.
Wapienie oolitowe zbudowane są z drobnych utworów o charakterze kulek, kuleczki te składają się z jądra oraz koncentrycznie warstwowanej otoczki i nazywane są oolitami. Wapienie oolitowe budują pojedyncze ziarna kwarcu, fragmenty szkieletów organizmów i agregaty drobnoziarnistego kalcytu. Koncentryczne warstwy zbudowane są natomiast z drobnogranularnego kalcytu. Wapienie te tworzą się współcześnie w ciepłych, ruchliwych morzach. Mogą również wapienie oolitowe powstawać w środowisku jeziornym. Przy ciepłych źródłach oraz w jaskiniach spotykane są formy oolitowe większych rozmiarów nazywane pizolitami.
Wapienie żwirowe lub zlepieńcowate są utworami mórz epikontynentalnych, powstają w bardzo ruchliwym środowisku. Powstają przy wybrzeżach zbudowanych ze skał wapiennych, wskutek niszczącej działalności wód morskich na takie wybrzeże. Obserwować można czasami ciągłe przejścia do brekcji wapiennych jeśli erozja i akumulacja nie doprowadza do obtoczenia fragmentów skał.
Martwice są skałami tworzącymi się w miejscach gdzie wypływa woda bogata w węglan wapnia przy założeniu że woda ta jest ciepła. Najczęściej martwice są porowate i złożone głównie z aragonitu, często zawierają dobrze zachowane szczątki roślinne które porastają obszary przyległe do źródeł. Starsze martwice podlegając rekrystalizacji przechodzą w trawertyny których składnikiem jest już głównie kalcyt.
Wapienie organogeniczne powstają wskutek akumulacji na dnie szczątków obumarłych organizmów żyjących na dnie lub też organizmów których szczątki zostały przetransportowane z innych miejsc. Organizmy które zmarły i pozostały na miejscu tworzą różne typy skał ale najbardziej znana formą są chyba rafy i powstające w tej strefie wapienie rafowe. Rozwijają się one w morzach szelfowych i mogą tworzyć formy soczewkowate zwane biohermami lub też warstwowe zwane biostromami. Wśród wapieni organogenicznych istotną pozycję zajmują wapienie otwornicowe które zbudowane są głównie ze szkieletów wapiennych otwornic. Wyróżnić można tutaj znów kilka rodzajów wapieni w zależności od gatunku czy też rodzaju otwornic, przykładem mogą być wapienie numulitowe złożone z otwornic Nummulites.
Kreda pisząca jest skałą wapienną zawierającą głównie kalcyt do 95% lub wręcz do 100%. Zawiera ona drobne otwornice z dominującymi kokolitami. W skale tej występują podrzędne ilości składników ilastych, glaukonit i pojedyncze ziarna kwarcu. Osady te tworzą się w ciepłych morzach epikontynentalnych gdzie głębokość nie przekracza paruset metrów.
Kreda łąkowa lub kreda jeziorna są skałami których powstanie wiązać należy z okresowymi migracjami wody w różnych poziomach glebowych, zmiana warunków czyli pH i Eh doprowadza do wytrącenia CaCO3. Powstają wówczas czasami spore pokłady tych skał.
Stromatolity są cienko laminowanymi skałami utworzonymi przez węglanowe algi. Laminy najczęściej ułożone są poziomo rzadziej faliście czy też kolumnowo. Równoległe do laminacji przekroje ukazują budowę koncentryczną. Najczęściej skały te zbudowane są z kalcytu który często zastąpiony jest wtórnie jest dolomitem.
Powstanie ich wiąże się z rozwojem tak zwanych mat glonowych. Są to skały zbudowane z organizmów uważanych za najstarsze formy na naszej planecie, charakterystyczne dla okresu prekambru.
Skały węglanowe często zawierają zmienne ilości składników detrytycznych należących głównie do frakcji piaszczystej lub ilastej. Z tego względu wyróżnia się wiele skał przejściowych między skałami terygenicznymi piaszczystymi, ilastymi a węglanowymi. Główną pozycje zajmują tu margle. Skały te zbudowane są z węglanów, minerałów ilastych oraz ziarn piasku występujących w podobnych ilościach. Obok na diagramie przedstawiono w miarę szczegółowy podział skał węglanowych zawierających różne domieszki.
Skałami węglanowymi których pozycja w tej grupie skalnej jest również duża są dolomity. Skały te zbudowane są z minerału dolomitu - węglanu wapnia i magnezu - CaMg(CO3)2. Stosowane są różne klasyfikacje skał dolomitowych. Często podaje się następujący podział:
wapienie o zawartości do 5% dolomitu
wapienie magnezowe zawierające od 5% do 10% dolomitu
wapienie dolomityczne zawierające między 10 a 50% dolomitu
dolomity wapienne zawierające od 50 do 90% dolomitu
dolomity zawierające ponad 90% CaMg(CO3)2
W wapieniach magnezowych sam minerał nie jest widoczny, pierwiastek Mg jest ukryty w składzie kalcytu podstawiając częściowo Ca. Procesy związane z powstawaniem skał dolomitowych są zrozumiałe, jednak często trudno jest stwierdzić w jaki sposób dana skała powstała. Co to oznacza? Okazuje się że skały dolomitowe mogą powstać w wyniku bezpośredniej depozycji czy też krystalizacji dolomitu lub w wyniku późniejszych procesów zwanych dolomityzacją. Proces dolomityzacji polega na zastępowaniu kalcytu przez minerał dolomit efektem czego jest skała dolomityczna. Dolomity które tworzą się w wyniku bezpośredniego wytrącania nazywane są dolomitami pierwotnymi. Są one drobnoziarniste, będąc jednocześnie równoziarnistymi skałami które kontaktują często ze skałami solnymi. Dolomity pierwotne nazywane są dolomitami syngenetycznymi w przeciwieństwie do dolomitów epigenetycznych. Ten drugi typ dolomitów posiada struktury grubo- i nierównoziarniste i zawiera pierwotne relikty składników wapiennych. Geneza skał tego typu związana jest z procesami metasomatycznymi które zachodzą już po złożeniu i najczęściej częściowej lityfikacji skały. Kolejna grupa to dolomity diagenetyczne które tworzą się w wyniku przemian diagenetycznych osadów wapiennych. Ostatnią grupę stanowią dolomity detrytyczne złożone jak sama nazwa tych skał wskazuje ze składników detrytycznych dolomitów utworzonych wcześniej.
SKAŁY ŻELAZISTE I MANGANOWE
Omówienie skał tej grupy zaczniemy od skał żelazistych, później scharakteryzuje skały manganowe.
Skałami żelazistymi określamy skały które zawierają więcej pierwiastka Fe niż przeciętna zwartość tego pierwiastka w skałach osadowych. W czasie wietrzenia Fe podobnie jak i Mn uwalniane są i transportowane głównie przez wody w postaci koloidalnych różnego rodzaju wodzianów, rzadziej natomiast transport odbywa się w postaci właściwych roztworów. Żelazo łatwiej utlenia się niż mangan, jednocześnie związki Fe są trudniej rozpuszczalne niż związki Mn dlatego też związki Fe szybciej ulegają wytrąceniu, podczas gdy związki Mn pozostają dalej transportowane. W zależności od charakteru środowiska powstawać będą różne minerały i tak:
w środowisku utleniającym powstają takie minerały jak: goethyt, hematyt.
w środowisku redukcyjnym powstają natomiast: piryt, markasyt, syderyt, chloryty.
Wśród skał żelazistych wyróżnić można następujące grupy:
węglanowe skały żelaziste - złożone głównie z syderytu któremu towarzyszą siarczki Fe, szamozyt, węglany Ca i Mg oraz fosforany. Skały te tworzą ciągłe ławice a także często występują w postaci soczewek i konkrecji (sferosyderytów). Wśród skał tego typu pojawiają się również skały złożone ze szczątków organizmów w których dominującym składnikiem jest węglan Fe czyli syderyt. Określane są one nazwą muszlowców syderytowych. Skały żelaziste powstają jako utwory pierwotne jak i również w wyniku procesów diagenetycznych pierwotnych osadów ilastych lub krzemionkowych wskutek zastępowania pierwotnych składników żelazem o charakterze allogenicznym. Syderyty ilaste jak sama nazwa wskazuje są skałami w składzie których obecne są minerały ilaste.
tlenkowe skały żelaziste - występujące najczęściej w drobnych skupieniach, rzadko charakteryzujące się dużym rozprzestrzenieniem i miąższością, zbudowane są z goethytu, hematytu, maghemitu, magnetytu oraz z drobnych ilości kwarcu, minerałów ilastych oraz nie rzadko z tlenków Mn. Wśród skał tego typu spotykane są często owalne lub kuliste skupienia różnych minerałów o średnicy do kilku milimetrów nazywane strukturami bobowymi. Znajdowane są również skupienie o budowie koncentrycznej czyli posiadająca budowę oolitową lub pizolitową. Skały żelaziste tlenkowe określane są mianem żelaziaków lub żelaziaków brunatnych. Skały luźne o charakterze piaszczystym określane są jako piaski żelaziste. Geneza żelaziaków wiąże się z warunkami kontynentalnymi oraz morskimi związanymi ze strefą litoralną. Często spotykaną formą są rudy darniowe, rudy bagienne, czy też rudy jeziorne, których genezę wiązać można z wytrącaniem się Fe podczas zmian pH i Eh w czasie transportu.
krzemianowe skały żelaziste - zawierające w swoim składzie chloryty takie jak: szamozyt, turyngit i inne. Chloryty tworzą skupienia oolityczne lub też występują gniazdowo i jako pojedyncze osobniki w drobnoziarnistej masie skalnej. W skład masy skalnej wchodzą minerały ilaste oraz kwarc. Pobocznym składnikiem jest syderyt. Do tej grupy skał należy również zaliczyć glaukonityty zbudowane głównie z glaukonitu. Skały te powstają na obszarach szelfowych, tam gdzie mam miejsce halmyroliza. Wśród tej grupy skalnej spotykane są również skały o charakterze oolitowym.
siarczkowe skały żelaziste - składające się głównie z pirytu i markasytu oraz melnikowitu czyli skrytokrystalicznej postaci pirytu. Najczęściej tworzą skupienia soczewkowate lub występują pod postacią konkrecji w osadach ilastych i węglanowych, w których stwierdzić można duże bogactwo substancji organicznej. Aby skały te powstały środowisko musi redukcyjny charakter, czyli związane jest to właśnie z występowaniem dużej ilości substancji organicznej.
fosforanowe skały żelaziste - zawierające w swoim składzie jako główny minerał wiwianit czyli fosforan Fe. Skały te tworzą się w środowisku o niskim Eh, rzadko tworzą większe nagromadzenia i najczęściej spotkane są w rudach darniowych oraz torfach.
Skały manganowe są mniej rozpowszechnione niż skały żelaziste. Tworzą się dalej od brzegu i na większych głębokościach niż poprzednicy. Spotykane struktury mają również charakter oolitowy, pizolitowy czy też konkrecyjny. Tlenkowe skały manganowe najczęściej mają barwę czarną, węglanowe są bezbarwne, różowe lub czerwone, barwa ta jest wynikiem barwy rodochrozytu czyli węglanu Mn obecnego w tych skałach. Pospolite są konkrecje manganowe zwłaszcza że tworzą się one również w naszych obecnych czasach na dnach głębokich oceanów. Zbudowane są głównie z wodorotlenków Mn i Fe z towarzyszącymi drobnopelitycznymi minerałami ilastymi i kwarcem. Zawierają całą gamę pierwiastków ciekawych z punktu widzenia gospodarczego, z tego powodu są one obecnie obiektem dużego zainteresowania.
SKAŁY SOLNE (EWAPORATY)
Są to skały utworzone w wyniku krystalizacji łatwo rozpuszczalnych soli - głównie chlorków, siarczanów, azotanów i boranów pierwiastków alkalicznych i pierwiastków ziem alkalicznych. Skały te tworzą często ogromne pokłady, których powstanie związane jest z izolowanymi basenami wodnymi oraz z silnym parowaniem. Innym miejscem gdzie skały te powstają są obszary pustynne suche, tutaj geneza skał wiązana jest z jeziorami okresowymi ale nie tylko. Azotany krystalizują w klimacie o skrajnie suchych warunkach.
Z ważniejszych minerałów ewaporatowych wymienić należy:
gips
CaSO4* H2O
halit
NaCl
anhydryt
CaSO4
kizeryt
MgSO4*H2O
bischofit
MgCl2*6 H2O
polihalit
K2MgCa2(SO4)*2 H2O
boracyt
Mg3[Cl/B7O13]
epsomit
MgSO4* 7(H2O)
boraks
Na2[B4O5(OH)]* 8H2O
mirabilit
Na2[SO4]* 10H2O
sylwin
KCl
trona
Na3H[CO3]2* 2H2O
Wzorcowa krystalizacja ewaporatowa ma następujący przebieg:
*
najpierw krystalizuje kalcyt
*
następnie dolomit
*
później siarczany takie jak gips czy anhydryt i inne
*
następnie halit
*
na końcu sole potasowe
Jak napisałem jest to wzorcowy przebieg procesu, ponieważ w warunkach naturalnych zostaje on zaburzony, przykładowo przez dopływ świeżych wód na terytorium ewaporacji co zmienia stężenia składników zawartych w wodach i jednocześnie powoduje wspomniane wcześniej zmiany kolejności krystalizacji. Tworzenie się formacji solnych związane jest z końcowym stadium orogenezy. Praktycznie wszystkie większe nagromadzenia się skał solnych związane są z zapadliskami przedgórskimi.
Nazwy skał ewaporatowch są w sumie pochodną składników z jakich skały są zbudowane. Mamy więc halityty, anhydrytyty, karnalityty itd. Skały polimineralne nazwy swe biorą od połączenie nazw minerałów z których się składają czyli: anhydryto - halityt itd.
SKAŁY FOSFORANOWE
Najczęściej nazywane fosforytami. Powstanie tych skał wiąże się z wytrącaniem P z wód morskich co ma miejsce przy pH większym niż 8. Inną genezą mogą mieć skały które powstają wskutek gromadzenia się koprolitów czyli ekskrementów oraz kopalnych kości. Najbardziej znanym typem takiej skały jest guano pochodzące z akumulacji ptasich oraz nietoperzowych odchodów. Głównym składnikiem fosforytów jest kolofanit będący odmianą apatytu o wykształceniu kryptokrystalicznym. Fosforyty tworzą czarne buły o średnicach do kilkunastu centymetrów których powierzchnie są wygładzone i błyszczące. Spotkane są w osadach ilastych, ilasto - marglistych, wapiennych i piaszczystych. Najczęściej składnikami ich są ziarna kwarcu i glaukonitu spojone kolofanitem lub też skały wapienne impregnowane przez ten minerał. W przypadku guana pierwotne składniki takie jak okasmit czy sterkoryt przechodzą podczas diagenezy w monetyt i whitlockit by zakończyć swą ewolucje na apatycie, głównie fluorowym.
SKAŁY ORGANICZNE
Skały tej grupy jako cechę wyróżniającą zawierają w swym składzie dużą ilość związków organicznych, których głównym składnikiem jest węgiel. Substancja organiczna w znaczeniu petrograficznym oznacza twór powstały z cząstek pochodzących wprost lub pośrednio z żywych części ciała organizmów zwierzęcych lub roślinnych. Składowymi cząstek organicznych są głównie pierwiastki takie jak: węgiel, wodór, tlen, azot, siarka. W wyniku procesów diagenetycznych powstają węglowodory, które są wynikiem kilku etapów diagenezy organicznej. W środowisku beztlenowym z 'organizmów żywych' powstaje substancja zwana kerogenem. Natomiast procesy geochemiczne a nie biochemiczne prowadzą do wyżej wymienionych węglowodorów. Wraz z pogrążaniem się na coraz większe głębokości osadów a co z tym związane wzrostem temperatury i ciśnienia następują coraz większe zmiany substancji organicznej. Następuje wzrost zawartości pierwiastka węgla aż do powstania grafitu czyli czystego pierwiastka C. Lżejsze węglowodory oddzielając się migrują i tworzą skały które przez większość ludzi nie są uznawane za skały. Chodzi oczywiście o ropę naftową i gaz ziemny. Przyjrzyjmy się nieco szczegółowiej ewolucji skał organicznych.
Początek jest bardzo prosty. Szczątki roślinne generowane w danym miejscu tworzą torfy. Są to skały porowate w których rozróżnianie poszczególnych części roślin nie przysparza żadnych kłopotów. Torf zawiera do 75% wody, obecna jest w nim zarówno celuloza jak i lignina. Z nich to później tworzą się związki humusowe. W miarę pogrążania się takiego osadu, środowisko zmienia charakter z utleniającego na redukujące. Często wówczas zanikają pierwotne struktury roślinne. Rozkładowi podlega wówczas celuloza, wzrasta natomiast ilość ligniny, bituminów i taniny. W przypadku obecności w torfie roślin niższych, głównie glonów to mówimy o gytii. Gytia powstaje w środowisku wodnym. Tworzy się ona obecnie podobnie jak dy który to jest masą sapropelową ale z przewagą koloidalnych produktów rozkładu. Odpowiednikami tych utworów w starszych osadach są węgle o nazwach boghead i kennel. Dalsze procesy rozkładu torfów doprowadzają do powstania węgli brunatnych. Węgle brunatne u których stwierdza się występowanie dobrze rozpoznawalnych fragmentów drzew, pni, liści itp. nazywane są lignitem. W zależności od stopnia uwęglenia czyli wzrostu zawartości pierwiastka C oraz spadku zawartości pierwiastków lotnych wyróżnić można miękkie i twarde węgle brunatne, a wśród twardych, węgle matowe i błyszczące. Podczas przeróżnych procesów powstają w węglu składniki które nazywamy macerałami. Wyróżniamy cztery podstawowe macerały węgli:
witryt - błyszczący, szklisty i zwięzły, całkowicie jednorodny
klaryt - błyszczący, na przełamie wykazuje on warstwowanie
duryt - twardy, matowy, ziarnisty
fuzyt - miękki, o połysku jedwabistym
Każdy z tych macerałów podstawowych tworzy grupę macerałów których jest kilkanaście.
Wraz z dalszymi przemianami dochodzi do powstania węgla kamiennego, by w końcu zawartość pierwiastka wzrosła na tyle że pojawia się antracyt i w końcu grafit.
Wśród skał organicznych wyróżniamy również łupki bitumiczne w których zawartość stałych lub płynnych węglowodorów czyli bituminów wynosi powyżej 10%.
Osobną grupę stanowi skała którą jak wspomniałem trudno ze skałą kojarzyć a mianowicie ropa naftowa. Jest ona mieszaniną węglowodorów, w której występuje zarówno faza ciekła, gazowa jak i stała. W składzie dominują węglowodory o składzie parafin, naftenów i różnych związków aromatycznych. W miarę pogrążania się ropy naftowej oddzielają się od niej bardziej lotne frakcje z których tworzy się gaz ziemny. W czasie różnicowania się składników ropy, stałe składniki składają się na powstanie skał zwanych ozokerytami.
Komentarze