Składniki teksturalne skał węglanowych

Składniki cementu/spoiwa mają formę kryształów. Ze względu na ich rozmiar wyróżnia się:

Mikryt jest składnikiem pierwotnym lub wtórnym. Może powstawać na wiele sposobów, takich jak krystalizacja z roztworu, procesy biochemiczne, dezintegracja szkieletów węglanowych lub podczas diagenezy. Sparyt tworzy się na różnych etapach formowania się skały. Pierwotny jest efektem krystalizacji węglanów w przestrzeniach międzyziarnowych. Wtórny powstaje przez rekrystalizację mikrytu lub ziaren. Kryształy mikrytu i sparytu mogą być jedynym składnikiem skał węglanowych i budować odmiany skał homogenicznych (wapieni mikrytowych i sparytowych). Makroskopowo można rozróżnić tylko sparyt, którego kryształy osiągają wielkości powyżej dziesiątych milimetra.

Drugim typem składników skał węglanowych są ziarna. Ze względu na genezę wydzielane są w ich obrębie [2], [8], [9], [7], [10]:

Bioklasty to ziarna mające pochodzenie organiczne, które wytwarzane są w procesach biochemicznych [11], [4]. Zbudowane są z biokalcytu bądź bioaragonitu (zob.  Biominerały), (Rys. 2). Są to głównie elementy twarde pełniące funkcję ochrony, usztywnienia lub podtrzymania powłok miękkich organizmów. Bioklasty produkowane są przez różne grupy taksonomiczne, w większości pochodzą od zwierząt bezkręgowych, które żyją w środowiskach wodnych [7]. Najczęściej występującymi bioklastami są całe lub pokruszone muszle, pancerzyki, korality, zwapniałe części roślinne oraz elementy budowli organicznych. W strefach płytkowodnych, które objęte są sedymentacją węglanową, zwykle panują korzystne warunki dla rozwoju organizmów, w tym produkujących masywne szkielety wewnętrzne lub zewnętrzne. W takich środowiskach proces produkcji autigenicznych biowęglanów przebiega szybko i następuje wytworzenie, w stosunkowo krótkim czasie, dużej ilości materiału. Drugą strefą dostarczającą znacznej ilości bioklastów jest pelagiał.

Ziarna obleczone (ooklasty) [11], [12], ,[4], [13], [7], składają się z jądra oraz koncentrycznej otoczki okołojądrowej (Rys. 3). Jądro jest składnikiem okruchowym, allo- lub autigenicznym i może być niewęglanowe. Jest otoczone przez serię powłok wapiennych, formujących charakterystyczną, zbudowaną ze współśrodkowych lamin, sferoidalną strukturę. Ziarna obleczone charakteryzuje różne wykształcenie, które wynika z ich genezy. Ze względu na pochodzenie dzielone są one na dwie grupy:

Ooidy [1], [2], [4], [11], [12], [14] są ziarnami kulistymi, o regularnej budowie wewnętrznej, które zwykle nie przekraczają 2-3 mm wielkości. Posiadają gładką, wyrównaną powierzchnię i centralnie zlokalizowane jądro. Otoczka oodiów składa się z gęsto upakowanych lamin, które są w zarysie okrągłe lub półokrągłe. Oodidy tworzą się w środowiskach wysokoenergetycznych i ich wielkość oraz kształt są modelowane podczas trakcji. Ooidy o rozmiarach większych niż standardowe nazywane są pizoidami.

Onkoidy [2], [3], [4], [11], [12] to ziarna pochodzenia biochemicznego. W tworzeniu powłok węglanowych biorą udział organizmy, które zasiedlają powierzchnię ziaren. Najczęściej są to glony, sinice, bakterie lub/i grzyby. Organizmy te wykazują zdolność wiązania węglanów w obrębie/lub na swoich plechach. Onkoidy są w przekroju okrągłe, owalne lub nieregularne. Mają lekko falistą, niewyrównaną powierzchnię. Laminację wewnętrzną charakteryzuje nieregularny przebieg oraz zmienny stopień upakowania. Poszczególne laminy są nieprzystające i mają różną ciągłość. Pomiędzy laminami mogą występować niewielkie bioklasty. Rozmiary onkoidów są bardzo zróżnicowane, od pojedynczych milimetrów do centymetrów, rzadziej powstają ziarna większe. Formy małe wykazują większy stopień regularności.

Ooidy i onkoidy tworzą się w płytkich i ruchliwych wodach. Ooidy zwykle występują w środowiskach o wysokiej energii wód, natomiast onkoidy rozwijają się w strefach wód, o różnej ruchliwości, zwykle umiarkowanej

Litoklasty to materiał okruchowy, który powstał przez destrukcję wcześniej istniejących skał węglanowych (Rys. 4), [2], [10]. Ze względu na miejsce jego pochodzenia dzielone są one na [12], [9],                                                                                [14]:

Litoklasty są zróżnicowane pod względem kształtów, frakcji i obtoczenia. Z reguły intraklasty przechodzą krótszą drogę transportu przez co, w porównaniu do ekstraklastów, wykazują niższy stopień obtoczenia.

Peloidy to homogeniczne, obłe w kształcie, drobne ziarna mikrytowe [11], [12], [4], [7], [10], [14]. Mają wielkości mikrometrów lub pojedynczych milimetrów. Ich geneza jest różnorodna i nie zawsze prosta do określenia. Mogą to być, np. grudki fekalne (pellety), przerobione grudki mułu węglanowego, czy też ooidy lub bioklasty o zatartej budowie pierwotnej (zmikrytyzowane). Występują jako izolowane ziarna lub wchodzą wraz z innymi drobnymi ziarnami (np. małymi ooidami, koprolitami, fragmentami bioklastów) w skład gruzełków, czyli większych form, których średnice wynoszą od dziesiątych milimetra do kilku milimetrów.


Wapienie

Przy analizach makroskopowych używanie powyższej klasyfikacji może sprawiać trudności, ze względu na ograniczone możliwości identyfikacji drobnych składników. W zasadzie bez wykorzystania specjalistycznego sprzętu optycznego nie można precyzyjnie określić cech teksturalnych wapieni drobnoziarnistych. Dlatego przy opisie makroskopowym przyjęto stosowanie nazewnictwa mniej formalnego, które uwzględnia widoczne okiem nieuzbrojonym cechy tekstualne wapieni.

Dla określenia wapieni zbudowanych z drobnych, makroskopowo nierozróżnialnych składników, które na poziomie obserwacyjnym są jednorodne teksturalnie, powszechnie stosowany jest termin wapienie pelityczne (Rys. 1). Mogą one być zbudowane z mikrytu, ale też drobnych, pozostających poza możliwościami identyfikacji makroskopowej, składników ziarnistych lub/i drobnego sparytu.

Skały wapienne, które składają się z makroskopowo rozpoznawalnego sparytu nazywane są wapieniami sparytowymi.

W obrębie wapieni zawierających widoczne makroskopowo ziarna, wyróżnia się:

Podstawowym składnikiem wapieni detrytycznych (okruchowych) są litoklasty (Rys. 3), (zob.  Składniki teksturalne skał węglowych), [9], [5], [10]. Mogą one mieć pochodzenie wewnątrz- i pozazbiornikowe. Wapienie z intraklastami są efektem depozycji fragmentów skał wapiennych zdeponowanych wcześniej w tym samym basenie sedymentacyjnym. Ich powstanie wiąże się z destrukcją epizodyczną lub permanentną. Epizodyczna zachodzi przy występującym efemerycznie krótkotrwałym wzroście energii środowiska. Charakteryzuje ją duża jednostkowa produkcja materiału klastycznego, który jest masowo deponowany. Materiał ten buduje izolowane warstwy wapieni. Destrukcja permanentna to sukcesywna i systematyczna dostawa niewielkich ilości materiału klastycznego w dłuższym przedziale czasu. Zwykle zachodzi wskutek niszczenia skał, które znalazły się w wyżejenergetycznych środowiskach. Materiał detrytyczny gromadzi się w bezpośrednim otoczeniu niszczonej formy (np. rafy lub wyniesionego bloku) i wchodzi w skład, kolejno występujących po sobie, serii warstw. Wapienie zawierające intraklasty wykazują zwykle niską dojrzałość teksturalną i cechuje je duży rozrzut wielkości ziarna. Kształt i stopień obtoczenia klastów jest zależny od drogi transportu, ale też od stopnia ich konsolidacji. Intraklasty powstałe ze skał zwięzłych wykazują niski stopień obtoczenia, a ziarna pochodzące ze słabo skonsolidowanego lub plastycznego i kohezyjnego materiału są zaoblone.

Drugim typem wapieni detrytycznych są skały zbudowane z ekstraklastów, czyli ziaren pochodzących ze źródła zewnątrzbasenowego. W porównaniu do wapieni z intraklastami wykazują zwykle wyższą dojrzałość teksturalną, ich materiał podczas transportu przechodzi selekcję i uzyskuje obtoczenie.

Wapienie ooidowe i onkoidowe (oolity i onkolity) [2], [3], [1], [11], [4], [10] to skały, które zbudowane są głównie z ziaren obleczonych (Rys. 4), (zob.  Składniki teksturalne skał węglowych). Tworzą się w środowiskach płytkich o wysokiej ruchliwości wód. Oolity cechuje nieduży rozrzut wielkości ziarna i wysoki stopień upakowania. Zawierają niewielką ilość mułu węglanowego oraz mocno rozdrobnione bioklasty (zob.  Składniki teksturalne skał węglowych). Powszechnie występują w nich struktury sedymentacyjne (najczęściej laminacje przekątne) (zob.  Struktury depozycyjne), związane z depozycją lub przerabianiem materiału na dnie basenowym. Wapienie onkoidowe charakteryzuje większy rozrzut wielkości ziarna, mniejszy stopień upakowania (zob.  Tekstury skał okruchowych) i obecność większej ilości mułu węglanowego. Towarzyszące onkoidom bioklasty zwykle wykazują różny stopień rozdrobnienia.

Głównym składnikiem wapieni organodetrytycznych są bioklasty, czyli ziarna wapienne produkowane przez organizmy, które w trakcie depozycji stanowiły materiał luźny i niezwiązany biogenicznie (Rys. 5, Rys. 6), (zob.  Składniki teksturalne skał węglowych). Skałę składającą się z licznych, gęsto upakowanych bioklastów nazywa się zlepem bioklastycznym. Jej odmianami są zlepy muszlowe (muszlowce) krynoidowe, ramienionogowe, małżowe itd. W nazwie tych skał uwzględniony jest typ bioklastów lub grupa organizmów skałotwórczych [3], [1], [11], [5]. Ilość ziaren pochodzenia organicznego, jak i ich rozmieszczenie w pojedynczej warstwie, może być zróżnicowana. W wapieniach powszechnie występują normalne gradacje oraz różne struktury laminacyjne. Przerabianie materiału przez prądy prowadzi do selekcji frakcyjnej oraz uporządkowania składników. Jego efektem jest organizacja przestrzenna ziaren i powstanie zwykle zgodnego, poziomego lub prawie poziomego ich zalegania. Pokrywa bioklastyczna składająca się z uporządkowanych, gęsto upakowanych bioklastów, nazywana jest brukiem bioklastycznym/muszlowym [9], [10].

Wapienie organodetrytyczne są powszechne przede wszystkim w środowiskach płytkowodnych, w których następuje masowa produkcja węglanowego materiału organicznego. Duże ilości bioklastów są wytwarzane i kumulowane w miejscach siedlisk organizmów żyjących w grupach. Nazwy poszczególnych odmian wapieni bioklastycznych tworzone są:

Powyższą formę nazewnictwa zwykle stosuje się dla skał o zwartym szkielecie ziarnowym, natomiast wyrażenia przyimkowe (np. wapień z brachiopodami) używa się dla wapieni o rozproszonym szkielecie ziarnowym (wak).

Wapienie bioklastyczne powstają również w głębokowodnych środowiskach morskich. Zbudowane są z mikroszczątków należących do organizmów planktonicznych, które formują wapienne muły [3], [11]. Makroskopowo są to skały bardzo drobnoziarniste lub jednorodne teksturalnie, czyli pelityczne. Szczególnym typem wapienia bioklastycznego jest kreda pisząca, która jest skałą słabo zwięzłą i porowatą. Składa się głównie ze skorupek otwornic planktonicznych i z kokolitów [1], [12], [10].

Lądowe wapienie organodetryczne tworzą się głównie w środowiskach jaskiniowych i składają się ze scementoanych wzajemnie skalcyfikowanych kości ssaków (tzw. brekcje kostne). W innych lądowych środowiskach zachowują się sporadycznie.

Odrębną grupą węglanów, związaną z budowlami organicznymi, są wapienie organogeniczne (Rys. 7). Tradycyjnie ich obrębie wyróżniane są rafy, biohermy i biostromy, choć obecnie termin rafa stosowany jest też dla wszystkich struktur węglanowych in situ tworzonych przez osiadłe organizmy [13], a jako osobny typ budowli węglanowych wyróżnia się kopce mułowe, które mogą być zarówno pochodzenia organicznego, jak i nieorganicznego.

Sztywne i stabilne konstrukcje, składające się z połączonych w trakcie wzrostu organicznego elementów szkieletowych zachowanych w pozycji wzrostowej, które zostały wyprodukowane w procesach życiowych kolonii organicznej nazywa się wapieniami rafowymi [1], [11], [14], (Rys. 7). Struktura takiego wapienia zależy od form przyrostu organizmów skałotwórczych. Nieregularny rozrost kolonii powoduje powstanie struktur bezładnych i pozbawionych stratyfikacji, natomiast przy przyroście regularnym mogą wykształcić się struktury laminacyjne lub ławicowe, zwykle słabo zaznaczające się i nieciągłe. Wapienie rafowe są skałami porowatymi, w których porowatość wynika ze specyfiki wzrostu i swobodnego rozwoju budowli. Jest ona częściowo redukowana w trakcie funkcjonowania rafy przez wypełnianie mułem węglanowym, a w etapach postdepozycyjnych przez kompakcje i sekrecję węglanami.

Wapienie biohermalne i biostromy powstają z nagromadzenia in situ elementów szkieletowych organizmów bentosowych, które występują w skupiskach. Biohermy od biostrom różnią się formą. Biohermy mają soczewkowate, rzadziej kopułowate kształty, natomiast biostromy są typem ławicy organogenicznej. Szczególną odmianą wapieni biohermalnych i biostromowych są wapienie gąbkowe (Rys. 7), w których oprócz elementów szkieletowych, występują mumie gąbkowe, powstałe przez kalcyfikację organów miękkich                                                                                gąbek.

Odmianą skał organogenicznych są wapienie powstałe wskutek skałotwórczej aktywności organizmów, tj. sinice, glony, grzyby, bakterie, które wykazują zdolność inkrustacji wewnątrztkankowej lub wiązania mułu wapiennego na swoich powierzchniach. Tworzą one wapienne formy dywanowe, o charakterze mat powlekających dno basenowe. Charakterystyczną ich odmianą są stromatolity (Rys. 7). Są to wapienie, które cechuje nieregularna laminacja, wykazująca różną geometrię od falistej do mocno urozmaiconej o typie kopułowatym [3], [1], [10], [15].

W opisach makroskopowych stosowany też jest podział wapieni oparty o wielkość budujących je ziaren, wg. którego wyróżnia się 3 klasy skalne: kalcyrudyty, kalkarenity i kalcylutyty.

Inne klasyfikacje systematyzują wapienie względu na genezę i wydzielane są skały chemiczne, biogeniczne oraz detrytyczne. Stosowane są również podziały środowiskowe, bazujące na miejscu ich depozycji. Wyodrębnia się wapienie o pochodzeniu lądowym i wodnym, w tym słodkowodnym i morskim oraz szereg podtypów odnoszących się do konkretnych środowisk, np. szelfowe, skłonowe, pelagiczne itd...

W środowiskach osadowych powszechnie tworzą się skały węglanowe mieszane. Najczęściej spotykane są margle [2], [4], [5], czyli skały wapienno-ilaste, zawierające minimum 35% każdego ze składników. W przypadku znacznego udziału węglanów, w zakresie 70% - 90% wydziela się wapienie margliste, natomiast skały zbudowane z takiej samej ilości minerałów ilastych z domieszką węglanów nazywa się iłami wapnistymi [5], [14]. Wapienie, w których 10% - 50% składników zostało przekształconych w dolomit określane są wapieniami dolomitycznymi.

Odmianą skał mieszanych składającą się z węglanów oraz autigenicznej krzemionki są opoki (zob.  Skały krzemionkowe). Wapienie zawierające krzemionkę w ilościach pobocznych nazywane są wapieniami krzemionkowymi. Dość powszechnym składnikiem wapieni są psamity, zwykle w formie ziaren silikoklastycznych lub glaukonitowych, a skały zawierające takie komponenty nazywane są wapieniami zapiaszczonymi.

Powszechnie spotykane wapienie mają barwy jasne, od białych do jasnoszarych lub jasno kremowych. Występują też odmiany barwne, których kolor wynika z obecności w nich składników pozawęglanowych. Zwykle na zielone zabarwienie wapieni wpływają domieszki glaukonitu, na żółtawo, czerwono lub zielono barwią wapienie tlenki żelaza, natomiast związki bitumiczne i siarczki żelaza powodują czarne, brunatne lub ciemnoszare zabarwienie.

Definicja 1: Wapienie

  Skały osadowe zbudowane z węglanu wapnia w formie kalcytu (zob.  Minerały
węglanu wapnia) lub aragonitu nazywane są wapieniami.


Dolomity i syderyty

Dolomityzacja może doprowadzić do utrwalenia lub zaniku cech skały pierwotnej. W zależności od charakteru przemian, w dolomitach zostaną zachowane wyjściowe cechy strukturalno-teksturalne wapieni lub nastąpi ich zatarcie. Dolomityzacja to proces długotrwały, zwykle przebiega gradacyjnie i wybiórczo. Najpierw przemianom podlegają małe ziarna węglanowe oraz mikrytowa masa podstawowa, natomiast składniki większe dolomityzowane są w dalszej kolejności. Dolomityzacja składników kalcytowych zachodzi wolnej niż aragonitowych, a najbardziej odporne są elementy zbudowane z wysokomagnezowego kalcytu. Przy bardziej zaawansowanej dolomityzacji pierwotne cechy wapieni ulegają całkowitemu zanikowi i wapienie ziarniste ulegają przekształceniu w homogeniczne teksturalnie, zwykle skrytokrystaliczne dolomity. W wyniku postępującej rekrystalizacji powstają dolomity krystaliczne, które zbudowane są ze sparytu dolomitowego. Odmiany, których świeże powierzchnie są chropowate i skrzące nazywane są dolomitami cukrowymi. Efekt świetlny połyskiwania wywołany jest mocnym szklistym połyskiem kryształów dolomitu.

Inną cechą teksturalną, którą wykazuje część dolomitów jest porowatość. Wykształca się ona podczas dolomityzacji. Zastąpienie kalcytu przez dolomit wiąże się ze zmianą objętości, która może być kompensowana przez powstanie w skale pustych przestrzeni. Dolomity z makroskopowo widoczną porowatością nazywane są dolomitami komórkowymi [1].

Przyjmuje się, że dolomity zbudowane są w co najmniej w połowie z minerału dolomitu. Drugim głównym minerałem jest kalcyt, którego udział zależy od stadium zaawansowania procesu dolomityzacji. Skały, w których ilość kalcytu wynosi 50-10% nazywane są dolomitami wapnistymi. Dolomity sensu stricto zbudowane                                                                                są w 90% z minerału dolomitu.

Dolomity są zwykle skałami o zabarwieniu jasnym: białym, jasnoszarym, kremowym lub żółtawym. Obecność domieszek innych minerałów może powodować zmianę ich zabarwienia na zieloną, czerwoną, brunatną czy czarną. Powszechnymi minerałami pobocznymi występującymi w dolomitach są minerały ilaste, siarczki, tlenki i wodorotlenki.

Należą do skał rozpowszechnionych w środowisku sedymentacyjnym, które zwykle powiązane są z kompleksami skał drobnoklastycznych. Występują głównie wśród skał ilastych, mułowcowych lub marglistych. W ich składzie mineralnym, oprócz minerału syderytu występuje kalcyt, minerały ilaste, siarczki żelaza, fosforany wapnia, tlenki manganu i inne. Syderyty zawierające większe domieszki minerałów ilastych nazywane są syderytami ilastymi.

Na świeżym przełamie syderyty mają najczęściej barwy szare, od popielatych po prawie czarne. Ich powierzchnie graniczne pokryte są cienką warstewką limonitową o charakterystycznym brązowym, pomarańczowym lub czerwonawym zabarwieniu. Warstewka ta, nazywana korą (skórką) syderytyczną, powstaje przez utlenienie i uwodnienie żelaza (zob.  Tlenki i wodorotlenki) w zewnętrznych strefach skały.

W makroskopowym obrazie, syderyty są zwykle homogenicznymi skałami pelitycznymi. Niektóre odmiany zawierają widoczne okiem nieuzbrojonym ziarna, najczęściej są to ooidy lub bioklasty (zob.  Składniki teksturalne skał węglanowych). Odmiany ziarniste, tj. oolity syderytowe lub muszlowce syderytowe są dość rzadkie.

Ze względu na formę występowania wyróżnia się:

We wnętrzu syderytów ilastych powszechnie występują spękania, które nazywane są septariami (Rys. 2), [3], [7], [8]. Powstają w trakcie diagenezy, jako kompensacja zmiany objętości minerałów ilastych. Spękania te pozostają puste lub tworzą się w nich sekrecje (całkowite lub częściowe), które najczęściej wypełnia jawnokrystaliczny kalcyt. Syderyty pokładowe mają niewielkie miąższości i zwykle występują w warstwach lub soczewkach od bardzo cienkich do średnich. Geometria konkrecji syderytowych jest zróżnicowana i obejmuje całe spektrum kształtów od okrągłych, przez owalne do spłaszczonych. Mają one wielkości zwykle rzędu centymetrów lub decymetrów.

Powstawanie syderytów związane jest głównie ze środowiskami wodnymi, które charakteryzuje niedobór tlenu. Powstają też na etapie diagenezy.

Definicja 1: Dolomity

 Dolomity to skały, które zbudowane są w ponad 50% z minerału dolomitu
(zob.  Dolomit, syderyt i inne węglany), (Rys. 1).

Definicja 2: Syderyty

 Syderyty to skały w których dominującym minerałem jest syderyt (Rys. 2),
(zob.  Dolomit, syderyt i inne węglany), [1], [3].


Skały krzemionkowe

Skały krzemionkowe są twarde i zbite i ze względu na dużą sztywność są kruche i podlegają deformacjom nieciągłym. Powszechnie występują w nich spękania o typie ciosu i kliważu. Wyjątek wśród skał krzemionkowych stanowią diatomity, które są skałami porowatymi, a przez to lekkimi. Składniki skał krzemionkowych są drobne i zwykle pozostają poza możliwościami identyfikacji makroskopowej (Rys. 1, Rys. 2, Rys. 3).

Ze względu na genezę budulca, skały krzemionkowe dzielone są na:

Bioklasty, z uwagi na swoje niewielkie rozmiary, są rzadko rozróżniane makroskopowo. Stosowanie klasyfikacji genetycznej, biorącej pod uwagę pochodzenie krzemionki, opiera się głównie na analizach mikroskopowych. W trakcie procesów postdepozycyjnych, elementy organiczne zostają utrwalone albo ulegają przekształceniu w substancję amorficzną lub krystaliczną.

Skały krzemionkowe występują w formie [1], [7], [4], [8], [9]:

Warstwy skał krzemionkowych nazywane są rogowcami (Rys. 2). Zwykle przewarstwiają one inne odmiany skał osadowych, np. węglanowych czy detrytycznych. Kompleksy jednorodne, składające się tylko z warstw skał krzemionkowych są rzadkie. Rogowce są skałami masywnymi lub laminowanymi (zwykle z laminacją równoległą). Mają wyraźne zaznaczone powierzchnie graniczne i z reguły niewielkie miąższości. W większości są skałami pierwotnymi, czyli powstałymi przez depozycję materiału krzemionkowego w zbiorniku sedymentacyjnym. Mają barwy beżowe lub szare, ale występujące w nich domieszki mogą wpływać na zmianę ich zabarwienia. Szczególną odmianą są lidyty, czyli równolegle laminowane czarne rogowce, które zawierają związki węgla organicznego. W rogowcach czerwonych, które zaliczane są do jaspisów, barwa pochodzi od tlenków żelaza [6], [4], [3].

Miejscowe skupienia krzemionki wewnątrz innych skał osadowych tworzą konkrecje (Rys. 3). Powstają podczas procesu diagenezy i są elementami wtórnymi. Występują zazwyczaj w skałach węglanowych, rzadziej w skałach okruchowych. Tworzą formy niewielkich rozmiarów, których średnice (lub miąższości) liczone są w milimetrach lub centymetrach.

Ze względu na wykształcenie w ich obrębie wydziela się [6], [4], [5], [3]:

Krzemienie są konkrecjami o wyrazistych granicach, które kontrastują ze skałą otaczającą pod względem barwy, tekstury i/lub struktury (Rys. 3). Od zewnątrz obleka je cienka powłoka, tzw. kora krzemienna (skórka), która obok krzemionki zawiera materiał skały otaczającej. Krzemienie mają rozmaitą morfologię. W szczelinach i fugach międzyławicowych tworzą się formy płaskie (tzw. płaskury krzemienne), wewnątrz warstw występują konkrecje owalne, bochenkowate, soczewkowate (tzw. buły krzemienne), wydłużone (soplowe) lub nieregularne.

Czerty są konkrecjami upodobnionymi kolorystycznie i strukturalnie do skały otaczającej (Rys. 3). Powstają zwykle przez przesycenie krzemionką luźnych osadów węglanowych. Rozkład krzemionki w czertach jest różny. Skały o mniej więcej równomiernym rozkładzie są wewnętrznie jednorodne, natomiast w czertach o nierównomiernym rozkładzie występują obszary wzbogacone w krzemionkę, zwane jądrowymi, które otoczone są przez strefy ze zwiększoną ilością składnika pozakrzemionkowego, czyli skały otaczającej. Czerty mają zróżnicowane kształty. Występują w formach konkrecyjnych regularnych, które są w zarysie okrągłe lub owalne lub tworzą formy niesymetryczne.

Krzemienie zwykle mają barwy szare, brązowe lub czarne, natomiast czerty zabarwione są na biało, jasnoszaro lub są kremowe.

Duża ilość skał krzemionkowych powstaje w strefach abysalnych oceanów, gdzie deponowane są muły krzemionkowe. Ich sedymentacja jest uzależniona od produkcji organicznej planktonu krzemionkonośnego, głównie promienic. Skały zbudowane z krzemionki gąbkowej tworzą się w strefach płytszych zbiorników                                                                                morskich. W zbiornikach słodkowodnych i morskich deponowane są diatomity (Rys. 2), odpowiednio jeziorne lub morskie. Ich powstanie jest związane z masowym wytwarzaniem elementów krzemionkowych podczas zakwitów planktonu okrzemkowego.

W skałach organogenicznych krzemionce towarzyszą węglany, kwarc detrytyczny, minerały ilaste, żelaziste, a w skałach pochodzenia morskiego również ziarna glaukonitu. Osady krzemionkowe są charakterystyczne dla środowisk niskoenergetycznych, typowe dla basenów o niskim tempie depozycji, z ograniczonym wpływem sedymentacji klastycznej i węglanowej. Skały krzemionkowe chemiczne związane są głównie ze środowiskami lądowymi i tworzą nagromadzenia lokalne, zwane martwicami krzemionkowymi i gejzerytami [4], [6].

Cześć skał krzemionkowych powstaje podczas diagenezy i epigenezy. Proces wzbogacania skał w krzemionkę nazywany jest sylifikacją [3]. Zachodzi on przez zastępowanie składników skały minerałami krzemionkowymi (substytucja) lub wypełnianiem przez krzemionkę wolnych przestrzeni w skale. Podczas procesów diagenetycznych dochodzi do przekształceń krzemionki w skałach, następuje krystalizacja, podczas której opal przechodzi w chalcedon lub rekrystalizacja chalcedonu [1], [7]. Bioopal, wchodzący w skład elementów szkieletowych jest rozpuszczany, po czym wtórnie ulega strącaniu.

W środowiskach sedymentacji krzemionkowo-klastycznej dochodzi do powstania skał mieszanych. W takich warunkach formowane są gezy, które zbudowane są z krzemionki autigenicznej i allogenicznej (Rys. 4). Składają się z ziarn kwarcowych frakcji psamitowej i pelitowej [6], [3], które spojone są autigeniczną krzemionką. Skały pelitowe i aleurytowe zawierające domieszkę allogenicznej krzemionki wydzielane są jako iły/iłowce i muły/mułowce krzemionkowe. Odmiany przejściowe pomiędzy skałami krzemionkowymi i wapiennymi nazywane są opokami (Rys. 4), [6], [4]. Składają się z kalcytu oraz autigenicznej krzemionki. Opoki, ze względu na swoiste cechy teksturalne należą do skał charakterystycznych. Są to skały lekkie i porowate, barwy białej, jasno szarej lub żółtawej. Porowatość sprzyja odwapnieniu opoki. Po rozpuszczeniu węglanów w skale pozostają tylko składniki krzemionkowe, przez co zwiększa się jeszcze bardziej jej powierzchnia porowa. Ze względu na niski ciężar właściwy, taka skała nazywana jest opoką lekką (odwapnioną).

Gezy i opoki formowane są w zbiornikach morskich i oceanicznych, a krzemionka w nich występująca ma zwykle pochodzenie gąbkowe.


Ewaporaty

Ze względu na skład chemiczny, w ich obrębie wydzielane są:

Klasyfikacje środowiskowe segregują ewaporaty względem basenu sedymentacyjnego i wyróżniane są np. ewaporaty lagunowe, jeziorne, pustynne i inne.

Ewaporaty są skałami nietrwałymi środowiskowo. Szczególnie niską trwałość mają skały łatworozpuszczalne w wodzie. Są one wyodrębniane jako osobna grupa nazywana skałami solnymi (zob.  Skały solne). W ich obrębie największe znaczenie mają chlorki (zob.  Chlorki). Ewaporaty występują w różnych formach. Najczęściej tworzą przeławicenia lub skupienia konkrecyjne w obrębie utworów klastycznych. Niektóre z nich (np. gipsy, anhydryty czy halityty) formują większe jednostki skalne, których charakterystyczną cechą jest wykształcenie wyrazistej stratyfikacji oraz obecność przewarstwień skał drobnookruchowych.

Procesy ewaporacyjne skutecznie zachodzą w warunkach klimatu gorącego i suchego, w śródlądowych zbiornikach wód zmineralizowanych lub w odizolowanych od otwartych wód zatokach morskich i lagunach. Nasycenie roztworu w zbiorniku wodnym uzyskiwane jest w procesie ewaporacji ([z łac.] evaporatio - parowanie), czyli utraty wody przez parowanie, przy braku dodatkowego zasilania wodą.

Sedymentacja ewaporatów jest procesem sekwencyjnym. Strącanie poszczególnych typów skał wiązane jest z określonym stężeniem roztworu. Następstwo krystalizacji minerałów, przy postępującym wzroście stężenia wody morskiej, przedstawia cykl solny. Zakłada on, iż ponad skałami węglanowymi (dolomitami), które stanowią podłoże, a zarazem pierwszy element sekwencji, następuje wytrącanie najpierw ewaporatów siarczanowych, kolejno chlorkowych.

Ewaporaty powstają przez parowanie wód morskich i jeziornych (zob.  Akumulacja i osady limniczne). Wody morskie mają zunifikowany skład chemiczny i powstające w nich sekwencje ewaporatowe mają podobny skład mineralny. Natomiast, ewaporaty jeziorne wykazują dużą różnorodność pod względem mineralnym, która wynika z warunków panujących w środowisku sedymentacyjnym, w tym ze składu chemicznego zmineralizowanych wód (zob.  Akumulacja i osady limniczne).

Do opisu teksturalnego ewaporatów stosowana jest nomenklatura określająca cechy skał krystalicznych, tj. automorfizm kryształów, fanero- i skrytokrystaliczność oraz wielkość kryształów w podziale na grubokrystaliczne (> 5 mm), średnioziarniste (2-5 mm) i drobnokrystaliczne (< 2 mm).


Ewaporaty siarczanowe

Gipsy zbudowane są z minerału gipsu. W większości są jawnokrystaliczne, a cechą, która je wyróżnia spośród innych skał osadowych, jest tworzenie dużych i bardzo dużych kryształów. Odmiany skrytokrystaliczne nie są powszechne. Gipsy mają różne barwy, zwykle są to skały jasne, zabarwione na biało, żółtawo, szare lub różowe, rzadziej spotykane są odmiany brunatne czy czarne. Jako domieszki występują w nich anhydryt i inne minerały siarczanowe, minerały ilaste, chlorki i minerały węglanowe [1], [2], [3], [4], [5], [6].

Ze względu na pochodzenie gipsy dzielone są na:

Gipsy cechuje duża różnorodność cech teksturalnych, przekładająca się na wyróżnienie w ich obrębie wielu odmian (Rys. 1, Rys. 2, Rys. 3), [2], [1], [4], [7], [5], [6], [8]. Powszechne są gipsy włókniste (fibrolity), które tworzą cienkie warstwy składające się z zespołu wzajemnie równoległych i zorientowanych prostopadle względem uławicenia kryształów. Ze względu na charakterystyczny jedwabisty połysk znane one są też pod nazwą szpatów satynowych. Skrytokrystaliczne lub bardzo drobnoziarniste, jasno zabarwione gipsy nazywa się alabastrami, natomiast typy grubokrystaliczne - gipsami szkieletowymi. Skały składające się z bardzo dużych kryształów gipsu wyróżnia się jako gigantogipsy, a zbudowane ze zbliźniaczonych kryształów stykowych są odmianą nazywaną gipsami jaskółczymi. Typ zbudowany z mocno wydłużonych kryształów o pokroju listewkowym nazywany jest gipsem szablastym, a składający się z średniej wielkości izometrycznych kryształów - gipsem ziarnistym (trocinowym).

Gipsy występują w warstwach, ale powszechnie tworzą też formy konkrecyjne. Najbardziej znaną jest gipsowa „róża pustyni”, która posiada charakterystyczny wielokierunkowy pokrój i miodowe zabarwienie (Rys.                                                                                2). Gipsy współwystępują ze skałami solnymi oraz klastycznymi, głównie marglami i iłowcami, rzadziej towarzyszą skałom węglanowym. Są słabo odporne na działanie wietrzenia chemicznego. Ulegają ługowaniu, aczkolwiek, w porównaniu do skał solnych, ich skłonność do rozpuszczania jest znacznie niższa. W gipsach powszechnie rozwija się kras gipsowy, prowadzący do wytworzenia różnych form wietrzeniowych. Jedną z nich są jaskinie, które należą do najdłuższych jaskiń na Ziemi.

Anhydryty są skałami skrytokrystalicznymi lub drobnoziarnistymi, zbudowanymi z minerału anhydrytu (Rys. 3). Odmiany grubiej ziarniste spotykane są rzadziej. Najczęściej mają barwę białą lub szarą, choć podobnie jak gipsy, mogą występować w różnym zabarwieniu. Jako domieszki w anhydrytach obecne są inne siarczany, chlorki i minerały z grupy węglanów. Powstają w wyniku ewaporacji lub podczas diagenezy, najczęściej w procesie dehydratacji gipsów [1], [3], [7]. Występują w różnych formach, co jest podstawą klasyfikacji strukturalnych, w których wydziela się m. in. anhydryty ziemiste, gruzełkowe, nodularne, warstwowe i inne.

Oprócz odmian monomineralnych, ewaporaty siarczanowe są głównym składnikiem skał mieszanych. Powszechnie spotykane są skały gipsowo-anhydrytowe, siarczanowo-chlorkowe oraz skały siarczanowo-klastyczne. Skały gipsowo-anhydrytowe występują zwykle w formie zwanej trzewiowcem [1], [3]. Jest to zdeformowana warstwa, składająca się z ciasno rozmieszczonych fałdów wąskopromiennych. Powstaje wskutek zmian diagenetycznych, zawiązanych z przekształcaniem się anhydrytu w gips. Pofałdowanie formowane jest sukcesywnie, podczas przyrostu objętości, jakie towarzyszy uwodnieniu anhydrytu [7], [8].

Odmiany skał przejściowych zawierające ewaporaty siarczanowe i materiał dorobnoklastyczny nazywane są gipsami lub anhydrytami zailonymi, natomiast skały zdominowane przez minerały ilaste z istotną domieszką minerałów siarczanowych określane są jako iły/iłowce gipso- lub anhydrytonośne.


Skały solne

Najbardziej znanymi ewaporatami solnymi są halityty (zwane popularnie solą kamienną lub kuchenną) (Rys. 1), [2], [1], [3]. Są to skały monomineralne, które zbudowane są z halitu lub prawie monomineralne, gdy oprócz halitu zawierają domieszki minerałów siarczanowych, chlorkowych, węglanowych i minerałów ilastych. Najczęściej mają struktury fanerokrystaliczne i równoziarniste, w odmianach od drobno- do gruboziarnistych. Halityty zwykle wykazują przezierność, mają barwy białe lub szare, niektóre odmiany są różowe lub pomarańczowe. Tworzą większe samodzielne jednostki skalne, w których są przeławicane utworami mułowymi lub ilastymi, lub współwystępują z ewaporatami siarczanowymi.

Sole potasowo-magnezowe są skałami polimineralnymi, które stanowią końcowe ogniwo cyklotemu solnego [4], [4], [5]. Budują je chlorki i siarczany. Są wyraźnie krystaliczne, zwykle drobno- lub średnioziarniste, barwy białej lub szarej, rzadziej różowej (Rys. 2). W środowiskach ewaporacyjnych powszechnie występują:

Pod wpływem nadkładu skalnego lub nacisków bocznych skały solne ulegają deformacjom. W ich obrębie powstają różnego rodzaju zafałdowania, które prowadzą nie tylko modyfikacji pierwotnych struktur wewnętrznych, ale powodują zdecydowaną zmianę morfologii ciał solnych (Rys. 3). W związku z tym, intrakrustalne skały solne rzadko tworzą warstwy. Zwykle mają formy wewnętrznie sfałdowanych poduszek, wałów, słupów lub diapirów solnych [6], [4]. Sole są podatne na deformacje ciągłe, ulegają uplastycznieniu pod wpływem niewielkiego ciśnienia (10 MPa). W środowiskach powierzchniowych Ziemi są skałami wybitnie nietrwałymi, gdyż ulegają ługowaniu. Zachowanie ewaporatów solnych zachodzi w warunkach odcięcia ich od wody i odbywa się przez szybkie pogrzebanie. Rolę izolatora, który zabezpiecza skały solne przed rozpuszczaniem, pełnią przewarstwienia skał mułowych i iłowych.

Sole tworzą samodzielne odmiany skalne lub występują, jako główny składnik skał mieszanych. Sole gipsowe są skałą przejściową pomiędzy ewaporatami chlorkowymi i siarczanowymi. Skały mieszane zbudowane z minerałów chlorkowych i drobnoklastycznych ziarn detrytycznych nazywane są solami zailonymi lub iłami solonośnymi. Jedną z takich odmian jest zuber, w której występuje od 15-85% halitu (Rys. 2), [2], [7], [3].


Skały żelaziste

Powstają w różnych warunkach. W środowiskach redukcyjnych tworzą się siarczki, węglany i krzemiany żelaza, natomiast w środowiskach tlenowych formują się tlenki i wodorotlenki żelaza. Głównym źródłem żelaza dla procesów sedymentacyjnych są obszary objęte wietrzeniem.

Żelaziste skały tlenkowe i wodorotlenkowe

Pośród skał żelazistych największe rozprzestrzenienie w środowisku powierzchniowym Ziemi mają tlenki i wodorotlenki żelaza. Wśród nich najczęściej spotykany jest limonit [5], [3], [6], w starszej nomenklaturze znany jako żelaziak [1]. Jest to drobnokrystaliczna mieszanina tlenków i wodorotlenków żelaza, składająca się głównie z getytu współwystępującego z lepidokrokitem i domieszek kwarcu i minerałów ilastych (zob.  Tlenki i wodorotlenki), (Rys. 1), [6]. Tlenki i wodorotlenki żelaza powszechnie tworzą konkrecje, rzadziej warstwy lub mają formy luźnych lub zbitych agregatów. W obrazie makroskopowym są pelityczne, rzadziej wykazują tekstury sferolityczne i mają struktury oolitów [1], [2], [4], których luźne nagromadzenia nazywane są piaskami żelazistymi. Pelityczna skała limonityczna (zwykle uwodniona) o charakterystycznym pomarańczowym zabarwieniu nazywana jest ochrą. W jej składzie występuje podwyższona ilość minerałów ilastych oraz koloidalnych wodorotlenków żelaza. W obszarach lądowych powstają odmiany nazywane rudami darniowymi (bagiennymi, jeziornymi), które tworzą poziomy w górnych częściach profilów glebowych (Rys. 3), [1], [2], [6], [7].

Tlenki żelaza są głównymi minerałami wchodzącymi w skład warstwowanych formacji żelaza (warstwowanych rud żelaza, tzw. BIF-ów) (Rys. 2), [8], [7]. Żelazo znajduje się w magnetycie i hematycie, które tworzą, charakterystycznie zabarwione na czerwono, warstewki występujące naprzemiennie z warstewkami krzemionkowymi. Tlenki żelaza powstały przez chemiczne strącanie żelaza z wód morskich w okresie Wielkiego Zdarzenia Oksydacyjnego, które miało miejsce w archaiku i wczesnym proterozoiku. W obrębie BIF-ów skumulowana jest większość światowych złóż żelaza. Zawartość wagowa żelaza w ich obrębie wynosi od 20% do 40% [9]. W obecnie panujących warunkach osadowe hematyty i magnetyty tworzą się na znacznie mniejsza skalę.

W środowiskach sedymentacyjnych powszechne są syderyty [1], [10], [6], czyli węglanowe skały żelaziste (Rys. 2). Ich charakterystyka zamieszczona została w rozdziale poświęconym skałom węglanowym (zob.  Dolomity i syderyty).

Mniejsze rozprzestrzenienie od żelazistych skał tlenkowych mają krzemianowe skały żelaziste. Występującymi w nich nośnikami żelaza są zwykle chloryty i glaukonit (zob.  Minerały ilaste). Chloryty żelaziste, głównie w formie szamozytu i turyngitu, tworzą sferolityczne ziarna o typie oolitów. Ich obecność wpływa na kolorystykę skały i powoduje jej szaro-zielone wybarwienie. Skałom krzemianowym towarzyszą domieszki syderytu lub tlenków i wodorotlenków żelaza oraz drobne bioklasty. Glaukonit stanowi dominujący                                                                                składnik skał zwanych galukonitytami (zob.  Minerały ilaste). Wysoka zawartość glaukonitu powoduje, że mają one charakterystyczną soczysto zieloną barwę [1], [3], [6]. Glaukonityty są typowe dla środowisk płytkomorskich [11].

Żelaziste skały siarczkowe zbudowane są najczęściej z pirytu i markasytu (zob.  Siarczki), (Rys. 5). Powstają w środowisku redukcyjnym, przez wytrącanie z wody morskiej lub formowane są w etapie postdepozycyjnym, podczas procesów diagenetycznych i epigenetycznych. Cechują je tekstury fanerokrystaliczne, drobno- lub bardzo drobnoziarniste. Budują małe formy, zwykle konkrecyjne, które występują w obrębie osadów drobnoklastycznych o typie iłów, mułów, osadów węglanowych lub osadów zasobnych w organikę [2]. Często tworzą framboidy, czyli występujące w skałach osadowych kuliste agregaty kryształów siarczku żelaza.


Skały rezydualne

W zależności od zaawansowania procesów wietrzeniowych, skały rezydualne mają różne wykształcenie. Regolity grubookruchowe, oprócz frakcji drobnych, zawierają frakcje psefitowe i psamitowe. Są skałami niedojrzałymi teksturalnie, które mają charakter gruzów (zob.  Psefity). Udział składników neogenicznych jest w nich na ogół niewielki. Powstanie regolitów grubookruchowych wiąże się przede wszystkim z oddziaływaniem wietrzenia fizycznego. Przykładem takich skał są gołoborza (zob.  Erozja na obszarach wiecznej zmarzliny) lub hamady (zob.  Deflacja i formy deflacyjne).

Regolity, które przeszły zaawansowane procesy wietrzenia chemicznego mają teksturę drobnoziarnistą. Składają się w przewadze z minerałów neogenicznych, głównie minerałów ilastych lub tlenków i wodorotlenków glinu i żelaza (zob.  Materiały autigeniczne,  Minerały ilaste,  Tlenki i wodorotlenki). Minerały te tworzą małe ziarna i występują we frakcji aleurytowej i pelitowej. Regolity mają typowe cechy skał ilastych. Typowym ich przykładem są zaliczane do skał ilastych kaoliny oraz skały alitowe.

Kaoliny, zwane glinkami ogniotrwałymi zbudowane, są z kaolinitu (zob.  Minerały ilaste), który powstaje w wyniku wietrzenia skał zawierających glinokrzemiany [2], [3], [1], [4]. Są to skały pelityczne, o zabarwieniu jasnym, zwykle białym, szarym lub kremowym. Powstają ze skał bogatych w skalenie. Innym typem skał rezydualnych są bentonity. Tworzą się one w środowisku morskim, wskutek wietrzenia drobnookruchowych osadów piroklastycznych. Ich głównym minerałem skałotwórczym jest montmorylonit.

Podstawowymi składnikami skał alitowych są tlenki i wodorotlenki glinu, głównie gibbsyt (zob.  Tlenki i wodorotlenki), diaspor i bohemit [1], [5]. Minerałom tym towarzyszą tlenki i wodorotlenki żelaza, w formie lepidokrokitu i getytu, które powodują charakterystyczne czerwone zabarwienie tych skał (zob.  Tlenki i wodorotlenki). Zaawansowane wietrzenie, prowadzące do powstania regolitów alitowych odbywa się w warunkach wilgotnego i gorącego lub ciepłego klimatu tropikalnego i subtropikalnego. W jego wyniku ze skał macierzystych zostaje odprowadzona krzemionka i węglany. Ten typ wietrzenia nazywany jest alitowym lub laterytowym [1], [6].

Podstawowymi odmianami skał alitowych są:

Terra rosa (czerwona ziemia) jest skałą barwy czerwonej, w której dominującym składnikiem są tlenki i wodorotlenki glinu oraz towarzyszące im w różnej ilości wodorotlenki i tlenki żelaza (Rys. 3), [1], [5], [6]. Terra rosa stanowi residuum po wietrzeniu alitowym skał węglanowych [1], [2]. Występuje w formie pokryw, wypełnień szczelinowych lub gniazdowych w strukturach krasowych.

Lateryty zbudowane są, z występujących w różnych proporcjach, tlenków i wodorotlenków glinu i żelaza (Rys. 4), (zob.  Tlenki i wodorotlenki), [6], [7], [1], [2], [6]. W ich skład wchodzą głównie gibbsyt, getyt i lepidokrokit. Lateryty powstają w wyniku wietrzenia skał glinokrzemianowych. Odmiany zasobne w glin pochodzą ze skał kwaśnych, a zawierające większą ilość żelaza ze skał obojętnych i zasadowych. Ich zabarwienie jest różne, od czerwonego przez brązowe do żółtego i białego i uzależnione jest od zawartości tlenków i wodorotlenków żelaza [5].

Boksyty składają się z tlenków i wodorotlenków glinu (Rys. 4), (zob.  Tlenki i wodorotlenki), [7], [2], [5], [6]. Do ich powstania dochodzi w wyniku różnych procesów. Powszechnie tworzą się podczas krasowego wietrzenia skał węglanowych lub przez koncentrację związków glinu pochodzącego z rozmycia innych skał alitowych [1], [8]. Boksyty mają barwę brunatną, szarą lub kremową.

Definicja 1: Regolity

 Regolity (skały rezydualne) są nagromadzeniami materiału
pochodzącego z wietrzenia skały macierzystej, który pozostał w miejscu jej występowania [1].


Skały fosforanowe i manganowe

Skały fosforanowe są skałami zawierającymi podwyższoną ilość fosforu, w których przeliczając na zawartość tlenkową, udział wagowy tlenku fosforu (\(P_2O_5\)) wynosi co najmniej 12% [1], [2], [3], [4]. Fosforyty są odmianą skał fosforanowych, w których koncentracja tlenku fosforu przekracza 20% wagowych. Fosfor występuje głównie w kolofanicie i frankonicie, które zbudowane są z fosforanów wapnia (zob. Fosforany).

Większość skał fosforanowych to skały pochodzenia chemicznego. Powstają przez wytrącenie minerałów fosforanowych z roztworów lub przez zastępowanie minerałów węglanowych minerałami zawierającymi fosfor [5]. Część skał fosforanowych ma genezę organogeniczną i tworzy się dzięki kumulacji materiału biogenicznego (zob.  Biominerały). W ich obrębie wyróżniane są odmiany bioklastyczne, które składają się z elementów twardych produkowanych przez organizmy, tj. zęby i kości kręgowców czy muszle ramienionogów [5], [6].

Skały fosforanowe nie są powszechne. Ich większe nagromadzenia znane są z lokalnych wystąpień. Zwykle tworzą niewielkie formy, czyli wypełnienia pustek w innych skałach, konkrecje lub spoiwo w skałach okruchowych. Warstwy fosforanowe występują rzadziej [7], [4], [6]. Konkrecje zwykle są nieduże, mają wielkości mikrometrów lub centymetrów. Mają różny stopnień zwięzłości, makroskopowo są pelityczne, mają barwę brunatną, ciemno szarą lub żółtawą (Rys. 1). Ich powierzchnie są czarne, gładkie i lśniące. Poza fosforanami, występuje w nich kwarc, glaukonit, minerały ilaste. Powszechnie zawierają skamieniałości, które przeszły proces fosforyzacji. Skały fosforanowe tworzą się w obrębie skał węglanowych lub drobnoklastycznych, tj. mułowce, iłowce i margle, rzadziej występują w piaskowcach. Zwykle tworzą poziomy. Konkrecje fosforanowe powstają głównie w środowiskach płytkomorskich, w środowiskach głębokomorskich formowane są warstwy fosforanowe warstwowe o strukturze mikrokonkrecyjnej.

Odmianą organodetryczną morskich skał fosforanowych są fosforyty muszlowe, które składają się ze szczątków organicznych. Zwykle są to ramienionogowe zlepy muszlowe.

Guano, to skała fosforanowa lądowa, w której kumulacja fosforu pochodzi z odchodów kręgowców. Powstaje w klimacie suchym przez nagromadzenie ekskrementów, najczęściej ptasich [7], [2]. Dodatkowym źródłem fosforu w guanach są elementy kostne i pióra. Innym typem lądowych skał fosforanowych są brekcje kostne (fosforyty kostne) [4], które deponowane są w środowiskach jaskiniowych. Stanowią typ skały organogenicznej, będącej mieszaniną ekskrementów i kości kręgowców, np. nietoperzy, sów.

Udział skał manganowych w środowiskach sedymentacyjnych nie jest wysoki. Ich większe nagromadzenia powiązane są ze środowiskami wietrzenia laterytowego lub ze środowiskami głębokomorskimi [6], [7], [9]. Skały te powszechnie tworzą formy konkrecyjne, które występują wśród skał ilastych i mułowych (Rys. 2). Mają one tekstury masywne lub ooidowe [8]. W ich skład wchodzą zwykle piroluzyt, psylomelan, manganit, rodochrozyt oraz związki żelaza (zob.  Tlenki i wodorotlenki), [7]. Skały manganowe powstają jako efekt podmorskiego wietrzenia skał magmowych. W warunkach lądowych tworzą się manganowe skupienia szkieletowe, mające formy dendrytów.


Kaustobiolity

Węgle, zawierają powyżej 50% wagowych pierwiastka węgla (zob.  Cykl węglowy). Pochodzi on z różnych typów organizmów. Ze względu na źródło węgla wydziela się [1], [2], [3], [4]:

Węgle humusowe obejmują skały szeregu węglowego, czyli sekwencję odmian węgli o wzrastającej ilości pierwiastka węgla [3], [5], [6], [2], do których należy:

Torf jest pierwszym ogniwem szeregu węglowego, w którym ilość wagowa pierwiastka węgla wynosi około 60% (Rys. 1). Składa się on z amorficznej substancji humusowej oraz z nierozłożonych lub będących w fazie rozkładu szczątków roślinnych (zob.  Powstawanie węgli humusowych), [3], [4], [7], [5]. [2]. Oprócz materii organicznej, występują w nim allogeniczne aleuryty, pelity lub/i psamity, autigeniczne minerały zawierające żelazo i inne domieszki. Torf jest mocno porowaty i słabo zwięzły. Barwa torfu zależy od stopnia jego uwęglenia. Torfy, które przeszły zaawansowaną humifikację mają barwy ciemnobrązowe lub czarne i zawierają sporo amorficznego humusu. Natomiast przy mniejszym stopniu humifikacji ich barwa jest jasno brązowa lub żółta, a standardowym ich składnikiem jest duża ilość nieprzekształconych lub słabo przekształconych elementów roślinnych. Torfy mają różne struktury i w zależności od typu występujących w nich składników wyróżnia się odmiany włókniste, ziemiste lub pylaste. Podziały torfów są prowadzone ze względu na ich kaloryczność, cechy teksturalne lub warunki powstawania. W oparciu o warunki środowiskowe, wydzielane są torfy torfowisk wysokich oraz niskich (zob.  Obszary bagienne i sedymentacja torfowiskowa). Ich dalszy podział bazuje na dominującym typie flory skałotwórczej i wyodrębniane są odmiany, np. torfów mszarnych, wrzosowiskowych, turzycowiskowych [3], [4].

Węgiel brunatny zawiera 65-78% wagowych węgla organicznego [3], [1], (Rys. 2). Jego cechy strukturalno-teksturalne zależą od stopnia uwęglenia i ze względu na to dzielony jest na:

Węgiel kamienny zawiera 76-96% wagowych węgla (Rys. 3). Jest barwy czarnej, cechuje go zwięzłość, kruchość, matowy lub błyszczący połysk oraz występowanie laminacji równoległej. Wzrost uwęglenia wiąże się z zanikiem struktur laminarnych i uzyskaniem metalicznego połysku oraz przełamu muszlowego [3], [4]. Takie cechy mają odmiany wysoko kaloryczne, tj. antracyt zawierający ponad 94% wagowych węgla i szungit, w którym udział pierwiastka węgla przekracza 96% [1], [8], [6].

Sapropele (szlamy gnilne) (zob.  Akumulacja i osady limniczne) powstają z nagromadzeń flory wodnej oraz organizmów jednokomórkowych w obrębie zbiorników wodnych morskich lub jeziornych (Rys. 4), [8], [3], [4]. Świeże sapropele stanowią koloidalną masę, zbudowaną ze znajdujących się w stanie rozkładu szczątków organicznych. Są barwy ciemno brązowej lub czarnej, zwykle zawierają domieszkę drobnoziarnistego materiału detrytycznego oraz związków żelaza. Zwięzłymi formami sapropelu, które przeszły proces diagenezy są spropelity. Odmiany powstałe w eutroficznych zbiornikach słodkowodnych nazywane są gytiami (zob. Akumulacja i osady limniczne), [9]. Są to skały pelityczne, masywne lub równolegle laminowane o jasnobrązowej barwie.

Kaustobiolity ciekłe reprezentowane są głównie przez ropę naftową (Rys. 5). Składa się ona z mieszaniny węglowodorów ciekłych, stałych i gazowych. Występuje w niej 84%-86% wagowych pierwiastka węgla oraz 12%-14% pierwiastka wodoru. Ma barwę brązową lub brunatną, jest tłusta oraz wydziela charakterystyczny bitumiczny zapach [3], [4]. Ropa powstaje przez depozycję i przekształcenie szczątków organicznych w środowisku morskim. Wygenerowana ropa ulega przemieszczeniu i ze skały macierzystej przepływa do skały zbiornikowej. Gromadzi się w obrębie skał porowatych. W wyniku gwałtownego odgazowania ropy naftowej tworzy się kruchy i tłusty w dotyku brunatny ozokeryt, który jest mieszaniną stałych węglowodorów. Natomiast przez wietrzenie ropy naftowej, zachodzące w warunkach powierzchniowych Ziemi, powstaje mocno zgęstniała, półplastyczna substancja nazywana asfaltem [3], [4], [8], [8].

Podczas dostawy materiału klastycznego do zbiornika objętego sedymentacją biogeniczną powstają skały o niższej kaloryczności. Należą do nich łupki palne, będące utworami drobnoklastycznymi, ilastymi lub mułowcowymi, które zawiewają domieszki węgli oraz łupki bitumiczne, zawierające domieszki kaustobiolitów płynnych i stałych [4].

Gaz ziemny składa się z metanu w ilości 70-98% oraz etanu, propanu, butanu, tlenku i ditlenku węgla, azotu, wodoru oraz mieszaniny różnych innych związków. Jest bezwonny i bezbarwny. Tworzy indywidualne nagromadzenia lub występuje wraz z ropą naftową i węglami humusowymi [3], [4]. Wypełnia puste przestrzenie w skorupie ziemskiej oraz przestrzenie porowe w skałach. Podziały gazu ziemnego bazują na jego składzie oraz na zawartości prostych węglowodorów. Wyróżniane są gazy suche, składające się w ponad 95% z metanu i etanu oraz mokre, w których udział węglowodorów cięższych, tj. propan i butan wynosi ponad 5%. Gazy zawierające ponad 85% metanu nazywane są gazami wysokometanowymi. Inne podziały uwzględniają ilości domieszek azotu lub siarki w gazie ziemnym.

Kaustobiolty gazowe występują także w obrębie hydratów (klatratów) gazowych. Składają się one z wody, która tworzy strukturę krystaliczną zamykającą cząsteczki kaustobiolitów gazowych. Nazywane są śniegiem lub lodem gazowym, odpowiednio do zawartości - metanowym, etanowym, etylenowym itd... Są powszechną formą kauastobiolitów gazowych, która występuje w oceanach oraz na obszarach wiecznej zmarzliny.

Definicja 1: Kaustobiolity

  Kaustobiolity są skałami palnymi, które zawierają węgiel pochodzenia
organicznego. Ze względu na formę (stan skupienia) dzielone są na:

stałe, do których należą węgle,

ciekłe, do których zaliczana jest ropa naftowa i jej pochodne,

gazowe, do których należy gaz ziemny i jego pochodne.


Pochodzenie wody na Ziemi i jej rola w przyrodzie

Olbrzymią rolę w tym procesie odegrało Słońce [1]. Jony wodorowe przemieszczane przez wiatr słoneczny łączą się z tlenem zawartym w pyle kosmicznym lub w asteroidach tworząc wodę. Dużą rolę odegrało też przejście Jowisza przez pas asteroid.

Są też zwolennicy teorii geochemicznej mówiącej, że większość wody na Ziemi pochodzi z głębi Ziemi (płaszcza) i wydostaje się w trakcie wybuchów wulkanów [1].

Woda – tlenek wodoru (\(H_2O\)) może występować w trzech stanach skupienia: stałym (lód), gazowym (para wodna) i ciekłym (woda). Woda jest najważniejszym składnikiem życia na Ziemi. Jest także niezmiernie istotnym czynnikiem kształtowania powierzchni Ziemi. W olbrzymim stopniu wpływa na przebieg i tempo takich procesów, jak: erozja, transport, sedymentacja.

Najbardziej znane i widoczne formy występowania wody w przyrodzie to deszcze, wody płynące: strumienie, rzeki oraz wody stojące: jeziora, oceany i morza. Jednak niezwykle istotną rolę w bilansie wody w przyrodzie pełnią także wody podziemne i lodowce.

Ponad 71% powierzchni Ziemi pokrywa woda, ale niemal 97% wód stanowi woda słona w oceanach i morzach [4], [5], a tylko około 3,5% znajduje się w lodowcach, rzekach, jeziorach, bagnach, zbiornikach podziemnych i w atmosferze (Rys. 1).

Woda słona zawiera rozpuszczone sole, głównie chlorek sodu. Zawiera także w śladowych ilościach wiele innych związków chemicznych, w których reprezentowane są wszystkie pierwiastki (zob.  Chemizm, temperatura i ruch wód oceanów i mórz oraz  Procesy cyklu hydrologicznego).


Oceany i morza

Morza to fragmenty oceanów, zwykle przylegające do lądu, oddzielone od otwartych wód oceanicznych łańcuchami wysp, półwyspami lub podniesieniami dna, utrudniającymi wymianę wód głębinowych, tzw. morza przybrzeżne. Ale są to także morza otoczone lądami, w których wymiana wód odbywa się tylko cieśninami (np. Morze Śródziemne).

Z uwagi na dominujący udział wód oceanów i mórz w bilansie globalnym, mają one kluczowe znaczenie w cyklu wodnym (por.  Procesy cyklu hydrologicznego).

Podstawowymi źródłami zasilania oceanów i mórz są opady deszczu i śniegu oraz rzeki. Parująca z oceanów i mórz woda nasyca parą wodną atmosferę. Większa część wody wyparowującej z oceanów i mórz wraca do nich z powrotem w postaci opadów. Duża część opadów na lądach również trafia do oceanów i mórz rzekami (por. Procesy cyklu hydrologicznego).

Woda w oceanach i morzach podlega permanentnej cyrkulacji w formie prądów oceanicznych. Przemieszczanie się wód ze stref ciepłych do zimnych i odwrotnie ma olbrzymie znaczenie dla klimatu na Ziemi.

Oceany różnią się powierzchnią, głębokością i objętością wody (Tabela 1).


Krawędź kontynentalna

Krawędź pasywna polega na przejściu szelfu w stok kontynentalny i dalej w wyniesienie (podniesienie) przedkontynentalne (Rys. 1).

Takie krawędzie są charakterystyczne [1] dla wybrzeży atlantyckich obu Ameryk, Europy i oceanicznych wybrzeży Afryki, Australii i Antarktydy. W tych strefach pasywne wybrzeża kontynentów przemieszczane są [2] ze strefy akrecji w kierunku stref subdukcji. U podnóża krawędzi pasywnych występują baseny sedymentacyjne powstałe w wyniku subsydencji wywołanej przez nagromadzenie osadów pochodzących z lądu.

Krawędź aktywna związana jest ze strefami subdukcji i rowami oceanicznymi i ma charakter tektoniczny (Rys. 1). Cienka skorupa oceaniczna subdukuje pod krawędź kontynentalną, w obrębie której rozwijają się trzęsienia Ziemi i intensywny wulkanizm. Szelf kontynentalny jest wąski. Krawędzie aktywne są charakterystyczne dla zachodnich wybrzeży obu Ameryk oraz wschodnich wybrzeży Azji.


Strefy głębokościowe i sedymentacyjne

Według kryterium batymetrycznego możemy wyróżnić strefy [1], [2], (Rys. 1):

Strefa litoralna przylega do lądu. Charakteryzuje się bardzo zmiennymi warunkami: naświetlenia, zasolenia, temperatury wód, nagromadzenia materii organicznej. Wyznacza ją obszar między linią średniego przypływu i odpływu morza.

W literaturze wyróżnia się często strefę nerytyczną (sublitoralną), która obejmuje szelf kontynentalny do jego krawędzi, czyli średnio 200 m do 130 m [1], [2], [3].

Strefa batialna obejmuje skłon (stok) kontynentalny do głębokości ok. 4000 m.

Strefa abysalna zawiera się w głębokościach od 4000 m do 6000 m. Strefa ta obejmuje większość tzw. równi abysalnych, czyli głębokiego dna oceanicznego.

Strefa hadalna obejmuje obszary dna oceanicznego poniżej 6000 m. Są to właściwie wyłącznie dna głębokich rowów oceanicznych.

W zależności od wpływu lądu na przebieg sedymentacji morskiej oraz warunki życia fauny i flory, wyróżniamy strefy (Rys. 2), [4], [1], [3], [5]:

Strefa litoralna to obszar między linią średniego przypływu i średniego odpływu. Obejmuje przejście środowiska lądowego w morskie. Powstają tu osady klastyczne związane z plażą, równiami pływowymi i strefą przybrzeża.

Strefa nerytyczna (sublitoralna) czyli strefa od linii średniego odpływu po krawędź szelfu, obejmująca morza szelfowe. Powstają tutaj osady klastyczne pochodzące z lądu oraz organogeniczne powstające z obumarłych organizmów żyjących na szelfie. W tej strefie występują także rafy, czyli podmorskie budowle utworzone z organizmów kolonijnych.

Strefa hemipelagiczna obejmuje skłon kontynentalny oraz głębokie rowy oceaniczne. Osadzają się tutaj różnego rodzaju muły: niebieskie, szare, czerwone, zielone i czarne, zabarwione materią organiczną, pirytem, tlenkami żelaza, glaukonitem i innymi. Dobrze rozpoznanymi osadami środowiska hemipelagicznego jest flisz związany z głębokomorskimi stożkami osadowymi.

Strefa pelagiczna obejmuje dna głębokich oceanów. Docierają tutaj tylko niewielkie ilości materiału terygenicznego oraz osady biogeniczne i hydrogeniczne. Wraz z głębokością spada ilość węglanu wapnia (poziom kompensacji kalcytu, ang. CCD), a wzrasta ilość krzemionki i substancji ilastej. Powstają tutaj muły wapienne, krzemionkowe oraz muł czerwony i głębinowy.


Chemizm, temperatura i ruch wód oceanów i mórz

Źródłami soli w oceanach i morzach są: skorupa ziemska i wnętrze Ziemi. W wodzie morskiej rozpuszczone są gazy pochodzące z powietrza, w efekcie procesów zachodzących w wodzie morskiej i z wulkanów podwodnych. Największy udział mają azot (\(N_2\)), tlen (\(O_2\)) i dwutlenek węgla (\(CO_2\)) [1], [2], [3], [4].

Temperatura wód oceanów i mórz jest uzależniona głównie od ciepła pochodzącego od Słońca [5].

Temperatura wód powierzchownych [6], [1] jest silnie zróżnicowana: najwyższa w obszarach tropikalnych (od \(+20^{o}\)C do \(+30^{o}\)C), w strefie umiarkowanej od \(+2^{o}\)C do \(+15^{o}\)C i spada do \(-2^{o}\)C w obszarach podbiegunowych (Rys. 2).

Na rozkład temperatur w strefie przypowierzchniowej duży wpływ mają prądy morskie przemieszczające masy wód.

Temperatura, zasolenie i ciśnienie decydują o gęstości wód oceanów i mórz. Gęstość wody rośnie wraz ze wzrostem zasolenia, a maleje, gdy temperatura spada. Dla gęstości wód przypowierzchniowych ciśnienie nie ma znaczenia, ale wraz z głębokością jego rola rośnie. Do głębokości około 100 m woda jest wymieszana i ma podobną gęstość. Na głębokościach od około 100 m do 1000 m gęstość                                                                                rośnie.

Geologiczna aktywność oceanów i mórz związana jest z faktem, że ich wody znajdują się w ustawicznym ruchu.

Głównymi formami ruchu wody morskiej są [5], [1], [2], [4], [7], [8]:


Falowanie

Charakter falowania zmienia się w zależności od odległości od brzegu. Od otwartego morza w stronę brzegu występują kolejno (Rys. 1):

Ruch wody morskiej wygasa na pewnej głębokości, zwanej podstawą falowania. Podstawa falowania występuje na różnej głębokości w zależności od typu morza i siły falowania (Rys. 1). Na Bałtyku osiąga maksymalnie około 30 m głębokości, w morzach otwartych i oceanach 100 m, a w niektórych przypadkach sięga nawet 300 m.


Prądy przybrzeżne


Pływy

Różnice w sile przyciągania spowodowane są zmianami położenia Księżyca i Słońca względem Ziemi. Różnica tak w danym miejscu Ziemi nazywana jest siłą pływową. Najsilniejsze pływy występują wtedy, gdy składowe sił Księżyca i Słońca są zgodne w fazie i sumują się (pełnia oraz nów Księżyca) (Rys. 1), [4], (por.  Energia słoneczna).

Najsłabsze są wówczas, gdy wpływy Słońca i Księżyca nie sumują się (Księżyc, Ziemia i Słońce tworzą kąt prosty).

Średni czas między przypływami i odpływami wynosi 12 godzin i 27 minut.

Efektem pływów są oscylacyjne prądy pływowe. Amplituda pływów, czyli różnica między poziomem morza w czasie przypływu i odpływu jest zróżnicowana: od kilku cm na Bałtyku do kilkunastu metrów w zatoce Fundy w Kanadzie [5]. Znaczące prądy pływowe występują na wybrzeżach oceanicznych, szczególnie w zatokach i przesmykach. Znacznie słabsze pływy są na wybrzeżach Morza Śródziemnego, a praktycznie niezauważalne na Bałtyku. Tabele pływów pozwalają obliczać czas i wielkość pływów dla poszczególnych lokalizacji na Ziemi [6], [7], [8], (Rys. 2).

Definicja 1: Pływy

 Pływy są to okresowe zmiany poziomu morza wywołane przez grawitacyjne
przyciąganie Księżyca i Słońca.


Prądy oceaniczne i globalna cyrkulacja termohalinowa

Stałe wiatry wiejące nad oceanami powodują ruch wierzchniej warstwy wody i wywołują powstanie wielkich prądów płynących prawie niezmiennymi trasami [3], [4], [5], [6], [7]. Można je porównać do potężnych rzek pozbawionych dna i brzegów. Siła Coriolisa powoduje odchylanie prądów powierzchniowych w prawo od kierunku wiatru na półkuli północnej oraz w lewo na półkuli południowej. Rozkład prądów oceanicznych powierzchniowych przedstawia (Rys. 1).

Prądy oceaniczne przenoszą gigantyczne ilości wody, setki razy większe od największych rzek Ziemi oraz redystrybuują ciepło, co w wielkim stopniu wpływa na klimat. Generalnie, głębokie prądy oceaniczne przemieszczają zimne wody ze stref podbiegunowych w kierunku równika.

Szczególnym typem prądów są prądy wstępujące (ang. upwelling). Prądy te powstają w specyficznych warunkach: wiatry wiejące od lądu w stronę otwartego morza lub wzdłuż wybrzeża powodują obniżenie powierzchni morza i wywołują prąd powierzchniowy w stronę otwartego morza. W efekcie zimne wody, bogate organicznie, podnoszą się z głębi oceanu w górę skłonu kontynentalnego (Rys. 2), [8], [6]. W przeszłości geologicznej prądy wstępujące umożliwiały bogate życie organiczne w obszarze ich występowania. Obumarłe organizmy gromadzące się na dnie, w sprzyjających warunkach geochemicznych prowadziły do powstania złóż węglowodorów.

Tego typu prądy występują obecnie głównie na przybrzeżach (wybrzeżach) Pacyfiku Ameryki Północnej i Południowej oraz na zachodnich wybrzeżach Afryki.

W niektórych rejonach świata powstają także tzw. prądy zstępujące. Są to prądy głębinowe, które płyną pionowo wzdłuż dna oceanicznego i przenoszą duże ilości ciepła i zasolenia.

W głębokich warstwach oceanów cyrkulacja wywołana jest zmianami gęstości wody spowodowanymi zmianami temperatury i zasolenia, których źródłem są procesy zachodzące w strefach przypowierzchniowych (dostawa wody słodkiej z rzek i lodowców, parowanie, zamarzanie lodowców) (Rys. 3), [9], [6]. Są to tzw. prądy termohalinowe.

Prędkość prądów termohalinowych jest niewielka i wynosi około 100 m/dobę. Cyrkulacja termohalinowa może wpływać na długoterminowe zmiany klimatyczne na Ziemi. Wchodzi także w interakcję z innymi prądami oceanicznymi.

Definicja 1: Prądy oceaniczne

 Prądy oceaniczne to potężne i stałe ruchy wody morskiej wywołane
stałymi wiatrami (np. pasaty) i różnicami temperatury i gęstości wody.


Erozja morska

Mechanizm erozji mechanicznej i hydraulicznej, których znaczenie jest największe, przejawia się w różny sposób:

W zatokach fale są wyhamowywane i częściej osadzają materiał okruchowy. Proces ten jest wyraźnie zależny od selektywnego zróżnicowania odporności skał. Jeśli są to skały magmowe, to ważnym czynnikiem będzie ich spękanie, zarówno ciosowe, jak i tektoniczne. W skałach okruchowych decydującym czynnikiem będzie rodzaj spoiwa, a w skałach węglanowych rodzaj szkieletu ziarnowego.

Erozja morska oddziaływuje także na dno, szczególnie powyżej podstawy falowania, gdzie przemieszczany jest materiał okruchowy w stronę brzegu. Również głębokomorskie przydenne prądy oceaniczne mogą przesuwać pewne ilości materiału.

Znacznie większe znaczenie niszczące na skłonie kontynentalnym mają podmorskie ruchy masowe inicjowane głównie przez trzęsienia Ziemi [6], [7].

Szczególnie intensywna erozja ma miejsce w kanionach podmorskich zasilających głębokomorskie stożki napływowe. Kaniony żłobione są przez prądy zawiesinowe powstające w górnej części skłonu kontynentalnego lub wyspowego. W obrębie olbrzymich nagromadzeń materiału okruchowego: żwirów, piasków, mułów, iłów, tworzących nasyp litoralny uruchamiane są osady przez wstrząsy sejsmiczne, bądź przekroczenie równowagi przeciążonego wodą nasypu litoralnego.

Prądy zawiesinowe są odmianą pospolitych w przyrodzie prądów gęstościowych (np. lawiny śnieżne), w których przemieszczające się w dół skłonu, pod wpływem grawitacji, ziarna są utrzymywane w zawieszeniu przez skierowaną ku górze składową pionową turbulencji wody.

Prądy zawiesinowe niszczą dno i brzegi kanionów rozcinających skłon, natomiast na równi basenowej deponują materiał okruchowy w formie głębokomorskich stożków napływowych (por.  Sedymentacja głębokomorska).

Definicja 1: Erozja morska

 Erozja morska polega na niszczeniu brzegów morskich i dna i przejawia
się w działalności hydraulicznej, mechanicznej, chemicznej i biologicznej.


Formy erozji morskiej

Fale atakujące stromy brzeg niszczą go, szczególnie mocno w dolnej części. W efekcie powstaje strome, często prawie pionowe urwisko nazywane klifem. Cofanie się brzegu przyspiesza silna erozja u podstawy klifu (Rys. 1, Rys. 2, Rys. 3) powodując drążenie niszy abrazyjnej ułatwiającej odrywanie skał z wyższej części brzegu.

Od podnóża klifu powstaje prawie płaska powierzchnia, lekko nachylona w stronę otwartego morza (Rys. 4). Jest to tzw. platforma abrazyjna.

W warunkach stabilnego poziomu morza (lub poziomu lądu), po pewnym czasie siła erozji maleje i powierzchnia platformy powiększa się bardzo powoli lub nie ulega zmianie, a klif staje się nieaktywny.

Materiał okruchowy, powstający w wyniku niszczenia klifu, deponowany jest w morzu, tworząc platformę akumulacyjną (Rys. 5). Wskutek obniżenia poziomu morza lub wyniesienia lądu, platforma abrazyjna zostaje podniesiona powyżej aktualnie tworzonej platformy abrazyjnej; nazywamy ją terasą morską.

Jeśli brzeg morski zbudowany jest ze skał o różnej odporności i/lub skomplikowanej tektonice, erozja w zróżnicowany sposób niszczy brzeg. Fragmenty odporniejsze dłużej opierają się erozji i tworzą wysunięte w stronę morza izolowane formy zwane stosami (ostańcami): iglice, wieże, baszty, a także łuki i jaskinie (Rys. 6, Rys. 7),

Erozję morską wywołują także prądy pływowe. Jej intensywność jest zmienna, uzależniona od wielkości pływów, które najsilniej oddziaływają w zatokach i cieśninach wybrzeży oceanicznych (do kilkunastu metrów), a najsłabiej w morzach zamkniętych (np. na Bałtyku – 2 cm). Pływy mają charakter cykliczny – równia pływowa jest zalewana i odsłaniana (zob.  Pływy). Zatem i przypływy i odpływy przemieszczają materiał okruchowy powodując naprzemiennie erozję i depozycję. Erozja najsilniej widoczna jest w korytach kanałów pływowych [7]. Generalnie, prądy pływowe mają niezbyt duże znaczenie dla erozji morskiej.


Transport materiału okruchowego w morzach i oceanach

Globalnie, pewne ilości materiału okruchowego dostają się do morza w trakcie erupcji wulkanicznych, są nawiewane przez wiatr, ale także pochodzą z lodowców schodzących do morza.

Transport tego materiału okruchowego (ziarnowego) może odbywać się poprzez wiele (wcześniej omówionych) zjawisk, takich jak: falowanie, pływy, prądy przybrzeżne, prądy oceaniczne, prądy zawiesinowe czy osuwiska podmorskie [1], [2], [3], [4], [5], (por.  Falowanie,  Prądy przybrzeżne,  Prądy oceaniczne i globalna cyrkulacja termohalinowa).

Falowanie powoduje przesuwanie materiału okruchowego w stronę brzegu, nadbudowując plaże i usypując u podnóża klifu wał burzowy (Berg) w warunkach wysokiej energii fal.

Prądy powrotne wynoszą część materiału okruchowego z plaży do morza, szczególnie w warunkach sztormowych.

Materiał okruchowy w strefie przybrzeża przemieszczany jest przez prąd litoralny wzdłużbrzegowy, tworząc różne formy osadowe (por.  Strefa przybrzeża).

Prądy oceaniczne przenoszą duże ilości najdrobniejszego materiału ziarnowego, detrytycznego i organodetrytycznego.

Potężne ilości materiału znoszone są transportem grawitacyjnym z nasypu litoralnego (usypywanego na krawędzi szelfu) przez osuwiska podmorskie, często przekształcające się w prądy zawiesinowe usypujące głębokomorskie stożki napływowe (por.  Sedymentacja głębokomorska), u podnóża skłonu, na równi basenowej.


Sedymentacja morska i typy osadów

Osady solne (sole kamienne, potasowo-magnezowe) tworzyły się w warunkach klimatu subtropikalnego i tropikalnego, w lagunach, w końcowej fazie funkcjonowania - często całkowicie odciętych od morza - panwiach, sprzyjających parowaniu wody i krystalizacji minerałów soli (Rys. 2A). Współcześnie, takie warunki panują np. w Morzu Martwym i wielu solnych jeziorach.


Sedymentacja płytkomorska

Typowymi osadami w strefie litoralnej są: wały burzowe, osady plażowe, osady rew, osady równi pływowych [1], [2], [3], [4], [5].

Wyróżnia się często plażę suchą lub mokrą. Mokra - bliżej morza - jest regularnie, poza rzadkimi okresami ciszy i braku falowania, zalewana przez morze, a suchą morze zalewa tylko w czasie sztormów. Plaża jest nachylona w stronę morza, pod kątem od kilku stopni dla plaż piaszczystych, nawet do \(20^{o}\) stopni dla plaż żwirowych. Piaski plażowe wykazują najczęściej laminację równoległą. Na plaży piaszczystej, silne wiatry wiejące wzdłuż wybrzeża, tworzą różnego rodzaju mikroformy eoliczne: riplemarki, zaczątkowe formy wydm (Rys. 1). Formy te niszczone są przez fale sztormowe morza albo (przy silnych wiatrach wiejących wzdłuż wybrzeża) przekształcane w mikroformy zasp piaskowych i wydm barchanowych, parabolicznych i poprzecznych (por.  Akumulacja eoliczna). Przy sprzyjającym wietrze wiejącym od morza, piasek z tych form przenoszony jest na wał wydmowy i dalej na ląd.

Bezpośrednio na plaży, u podnóża brzegu, powstaje w warunkach sztormowych wał burzowy (Rys. 2), zbudowany głównie ze skał frakcji psefitowej (głazy, żwiry) i psamitowej. Ma on zróżnicowaną wysokość (od kilkudziesięciu centymetrów nawet do kilku metrów), a jego powierzchnia jest lekko nachylona w stronę otwartego morza.

Woda zmywu powrotnego, spływając z plaży, żłobi różnego rodzaju bruzdki, rynienki ściekowe zwane rillmarkami, natomiast wokół większych otoczaków wymywane są rowki nazywane śladami opływania (Rys. 3). W płytkiej wodzie, w efekcie falowania, powstają riplemarki (Rys. 3), ale są to struktury nietrwałe i zachowują się w stanie kopalnym tylko w szczególnych warunkach (np. regresji morza).

Czasami, kiedy fale nabiegające na plażę rozbijane są na wiele „języków”, powstają charakterystyczne, łukowate stożki (żwirowo-piaszczyste i/lub piaszczyste) otwarte w stronę morza – tzw. sierpy plażowe (Rys. 4), [6], [7].

Definicja 1: Plaża

Plażą nazywamy brzeg oceanu lub morza zbudowany z piasku lub żwiru.


Strefa przybrzeża

W strefie przybrzeża profil dna jest zróżnicowany. Generalnie wyróżniamy dwa typy przybrzeża: rewowe i bezrewowe [1], [4].

Na przybrzeżu rewowym występują najczęściej 2 lub 3 piaszczyste wały podwodne, równoległe do brzegu, zwane rewami. Ich wysokość dochodzi do 2-3 m, a długość wynosi zazwyczaj kilkaset metrów; czasami jednak dochodzi nawet do kilku kilometrów. Rewy charakterystyczne są dla wybrzeży o umiarkowanym falowaniu i małej skali pływów (Rys. 2), [2], [3], [5]. W warunkach długotrwale wiejącego od morza wiatru rewa może zostać przesunięta w stronę brzegu, a czasami połączona z brzegiem rozbudowując plażę.

Między barierą a brzegiem często tworzy się laguna. Brzeg bariery od strony morza ma charakter plaży, a na jej zapleczu rozwija się pas wydm tworzonych z najdrobniejszego piasku wywiewanego z plaży.

Na wybrzeżach pływowych, w przerwach między barierami powstają przesmyki pływowe (Rys. 3). Z obu stron przesmyku powstają nasypy piaszczyste nazywane deltami pływowymi tworzone przez prądy pływowe [1], [6], [7].

Laguny są płytkie, a powstające w nich osady zależą od warunków klimatycznych i zasolenia. Generalnie w lagunach przeważa drobnoziarnista sedymentacja klastyczna (ił, muł).

W klimacie suchym tropikalnym i subtropikalnym powstają w lagunach ewaporaty: sole, gipsy i wapienie. W klimacie wilgotnym w lagunach zwiększa się ilość materii organicznej.


Równie pływowe i estuaria

Równie pływowe występują w miejscach o dużej skali pływów i częściowo izolowanych od otwartego morza: zatokach, lagunach, estuariach i deltach. Płaska powierzchnia równi pływowej rozcięta jest siecią krętych kanałów, które w głębszych partiach (strefa niżej pływowa) są cały czas zalane przez wodę. Kraniec strefy wyżej pływowej równi często zajmują słone bagna (Rys. 1).

Materiał okruchowy dostarczają prądy pływowe od strony otwartego morza, zatem energia prądów i wielkości ziarna zmniejszają się w wyższej części równi pływowej. Osadzony tam materiał z reguły nie jest erodowany przez słabe w pierwszej fazie prądy odpływu. Wielkość ziarna jest także większa w kanałach niż na powierzchniach międzykanałowych ponieważ energia wody w kanałach jest większa (Rys. 1).

Ze względu na cykliczne zmiany kierunku prądów pływowych, osady wykazują na zmianę grubsze i drobniejsze ziarna oraz warstwowania soczewkowe, faliste i przekątne o przemiennie przeciwnych kierunkach nachylenia [1], [2], [3].

Estuaria są to rozszerzające się ujścia rzek, w których wyraźnie zaznacza się oddziaływanie pływów [1], [4], [5]. Nie występują zatem w morzach zamkniętych (np. Bałtyk) o niewielkiej skali pływów.

Najpełniej rozwijają się przy ujściach starych dolin rzecznych zatopionych w efekcie podniesienia się poziomu morza lub w ujściach koryt rozprowadzających na deltach kształtowanych głównie przez pływy (Rys. 2). Mieszanie się wód słonych i słodkich zmniejsza zasolenie wód w estuariach w kierunku lądu, co ma silny wpływ na skład flory i fauny [1].

Cechą charakterystyczną sedymentacji w estuariach jest dostawa materiału klastycznego z dwóch przeciwstawnych stron: od strony morza i przez rzeki. W estuariach usypywane są długie (nawet do kilku kilometrów), szerokie (do kilkuset metrów) i wysokie do kilkunastu metrów piaszczyste grzbiety pokryte falami piaskowymi i ripplemarkami. Transport materiału wskazuje na dwa przeciwne kierunki, [1].


Rafy

Rafy rozwijają się w środowisku płytkowodnym na obrzeżach platform węglanowych. Są to rafy koralowo-glonowe, budowle podmorskie utworzone przez osiadłe organizmy kolonijne: korale, glony, stułbiopławy. Struktura raf jest sztywna, ale porowata, z dużą ilością pokruszonych szkieletów organizmów [1], [2], [3], [4], [5]. Najpełniej rozwinięte rafy to: Wielka Rafa Barierowa Australii, rafy Florydy i Bahamów.

W budowie klasycznej rafy wyróżniamy, [1], (Rys. 1):

Obszar przedrafowy gromadzi materiał okruchowy pochodzący z erozji rafy.

W obszarze grzbietu rafowego występuje bogaty świat organiczny, zwłaszcza korale i glony.

Obszar zarafowy (laguny i płycizny) zasiedlają korale i glony tworząc formy gniazdowe, wokół których gromadzi się materiał węglanowy pochodzący z niszczenia organizmów.

W morfologii rafy wyróżniamy następujące elementy (Rys. 1), [1]: równię rafową, czoło rafy i skłon rafy, różniące się zespołem organizmów i dynamiką morza.

Równia rafowa (Rys. 1) to najwyższa część rafy. Strefa zewnętrzna zasiedlona jest przez glony tworzące tzw. wał glonowy, natomiast część wewnętrzna zasiedlona jest przez korale.

Czoło rafy jest to krawędź rafy opadająca w głąb morza, narażona na działanie fal i zasiedlona przez koralowce preferujące środowisko dynamiczne.

Skłon rafy opada pod kątem około \(30^{o}\) w głąb oceanu. Stromość nachylenia złagodzona jest terasami, na których gromadzi się materiał okruchowy.

Poza koralami, w obrębie rafy występują małże, szkarłupnie, ślimaki, skorupiaki i otwornice (Rys. 2), [6].


Sedymentacja silikoklastyczna i węglanowa

W obszarach klimatu tropikalnego i subtropikalnego występuje obfita produktywność bentosu wapiennego i proces ten jest intensywniejszy w warunkach powolnej subsydencji dna. Obecnie takie warunki panują na szelfowych platformach węglanowych połączonych z kontynentem i izolowanych (Zatoka Perska, Bahamy).

Generalnie, w morzach szelfowych zaznacza się następstwo facji od brzegu do krawędzi szelfu: osady klastyczne (od żwiru do piasku) (Rys. 1), osady drobnoklastyczne (muły, iły) i osady węglanowe [1], [2], [3], [4].

Subsydencja dna morza szelfowego prowadzi do powstania bardzo grubych (setki metrów) formacji skał okruchowych i węglanowych.

Skały, czyli osady kopalne, środowisk płytkomorskich wykazują duże zróżnicowanie, chociaż nie zawsze jest je łatwo odróżnić od osadów innych środowisk sedymentacyjnych (zob.  Struktury sedymentacyjne i kolejne rozdziały w części "Struktury skał osadowych" e-podręcznika). Pewne cechy skał wskazują na środowisko płytkomorskie [5], [1], [4]:

Skały okruchowe i węglanowe dominują wśród skał powstałych w morzach płytkich (szelfowych) ( Rys. 2). Skały okruchowe charakteryzują się bardzo zróżnicowanymi strukturami i teksturami odzwierciedlającymi odmienne środowiska sedymentacji: przybrzeże, równie pływowe, estuaria, laguny (zob.  Skały okruchowe, Wapienie).

Skały środowiska pływowego charakteryzuje warstwowanie przekątne o przeciwnych kierunkach przypływu i odpływu [5]. Często występują także powierzchnie erozyjne ze skupiskami muszli oraz struktury bioturbacyjne.

W środowiskach płytkomorskich mamy niekiedy dominację skał węglanowych [2], [6]. Związane to jest z obfitością bentosu i słabego dostarczania materiału klastycznego w rejonach subtropikalnych i tropikalnych. Obecnie, tego typu sedymentacja zachodzi na platformach szelfowych związanych z kontynentem (Floryda, Zatoka Perska) lub na platformach izolowanych (Bahamy).

Skały środowisk płytkomorskich wykazują duże zróżnicowanie, głównie ze względu na rodzaj materiału budującego skały. W polskich Karpatach łupki krzemionkowe warstw menilitowych powstały w warunkach płytkomorskich ( Rys. 3), [7]. Rozpoznano struktury wskazujące na środowisko równi pływowej (fluwialno-pływowej) z akcentem salinarnym.


Sedymentacja głębokomorska

Strefa hemipelagiczna zawiera skłon kontynentalny, podniesienie przedkontynentalne i dna basenów oceanicznych. W składzie osadów nadal dominuje materiał okruchowy pochodzący z lądu [1].

Skłon kontynentalny jest to wąska strefa ciągnąca się od krawędzi szelfu do głębokości kilku tysięcy metrów. Nachylenie skłonu wynosi kilka stopni, a jego powierzchnia pocięta jest podmorskimi kanionami, którymi znoszone są olbrzymie ilości materiału okruchowego przez prądy zawiesinowe na dno basenu [1], [2], [3], [4].

Skłon kontynentalny pokrywa gruby (nawet do 2 km) kompleks różnego rodzaju mułów. Muły różnią się barwami: szare, zielone, czerwone, czarne – zabarwione glaukonitem, pirytem, tlenkami żelaza i materią organiczną. Stosunkowo łatwo powstają w nich osuwiska podmorskie przeradzające się w prądy zawiesinowe. Fragmenty lepiej skonsolidowane często przemieszczają się w całości, tworząc tzw. bloki ześlizgowe [5], [6].

Podniesienie przedkontynentalne to obszar między skłonem kontynentalnym, a równiami abysalnymi nachylony pod niewielkim kątem do równi abysalnych. Podniesienie przedkontynentalne związane jest z pasywnymi krawędziami kontynentów (zob.  Krawędź kontynentalna).

Gromadzą się tutaj osady osuwisk podmorskich, prądów grawitacyjnych i prądów konturowych, [1]. Są to przede wszystkim muły i drobnoziarniste piaski. Tworzą gruby kompleks (nawet kilka km) w formie klina cieniejącego ku równi basenowej.

Podniesienie przedkontynentalne pocięte jest rzadkimi, niezbyt głębokimi, ale dość szerokimi dolinami. Przemieszczają się nimi rozcieńczone prądy zawiesinowe usypujące na ich krańcu płaskie stożki napływowe. Jeśli przelewają się przez koronę doliny, wówczas nadbudowują powierzchnię podniesienia. W części podniesienia, sąsiadującej ze skłonem, występują osady osuwisk podmorskich często pokrywając duże powierzchnie.

Głębokomorskie stożki napływowe tworzą się w głębokich basenach rozwiniętych u podnóża aktywnych krawędzi kontynentów w niezbyt szerokich (z reguły kilkadziesiąt km) basenach, usytuowanych poprzecznie do kanionów podmorskich i rozdzielonych grzbietami podmorskimi (zob.  Struktury erozyjne). Niekiedy grzbiety przekształcają się w wyspy i są źródłem materiału okruchowego (strefa subdukcji). Usypywane są u wylotów kanionów podmorskich przez prądy zawiesinowe (ang. turbidites currents) z materiału okruchowego pochodzącego z lądu i gromadzonego na nasypie litoralnym. Czynnikami powodującymi zaburzenie stanu równowagi w osadzie mogą być trzęsienia Ziemi lub ekstremalne obniżenie podstawy falowania. Uruchomiony materiał okruchowy spływa w dół stoku pod wpływem siły ciężkości (Rys. 1) [1], [7], [8], [9], [10], [11]. Ziarna są długo podtrzymywane w zawieszeniu przez turbulencję. U ujścia kanionu powstaje szeroki kanał centralny, często rozwidlający się w mniejsze kanały rozprowadzające.

U ujścia tych kanałów usypywane są tzw. loby depozycyjne (Rys. 2), które nakładając się na siebie tworzą stożek napływowy.

W budowie stożka można wyróżnić sekwencje osadowe charakterystyczne dla: kanału centralnego, kanałów rozprowadzających, lobów depozycyjnych, osadów przelewających się z kanałów rozprowadzających oraz obrzeżenia stożka (Rys. 3, Rys. 4), [12], [13], [6], [7], [14], [15], [16], [17].

Sekwencje kanałowe charakteryzuje spadek miąższości ławic i wielkości ziarna ku stropowi sekwencji. W kanałach stożka wewnętrznego sekwencje są grube (nawet do kilkudziesięciu metrów), z wysokim udziałem psefitów i psamitów (zlepieńce, zlepieńce piaszczyste, piaskowce zlepieńcowate i piaskowce) (zob.  Skały okruchowe).

W kanałach stożka środkowego sekwencje są cieńsze, zwykle kilka metrów, a skały wykazują drobniejsze uziarnienie (Rys. 3).

Sekwencje lobowe charakteryzuje (odwrotnie niż w sekwencjach kanałowych) wzrost miąższości ławic psamitów (głównie piaskowców, rzadko piaskowców zlepieńcowatych) ku stropowi sekwencji. Spada również udział przeławicających psamity łupków mułowcowych i/lub ilastych.

Grubość sekwencji lobowych, miąższość ławic psamitów i ich udział w profilu spada w kierunku peryferii stożka zewnętrznego.

Potężne stożki napływowe usypywane są u ujścia wielkich rzek (Missisipi, Amazonka, Kongo, Ganges). Mogą mieć setki, a nawet tysiące kilometrów długości i grubość liczącą nawet 10 km. Nie mają dobrze wykształconych typowych cech stożków ze stref subdukcji (kanały, loby) ponieważ prądy zawiesinowe rozpływają się na olbrzymim obszarze. Zbudowane są głównie z bardzo drobnoziarnistego piasku i mułu z podrzędną ilością grubszego materiału [18].

W środowisku głębokomorskim ważnym typem osadu są muły.

Powstają one w koincydencji różnych procesów depozycyjnych: swobodne opadanie zawiesiny zawartej w wodzie morskiej, a dostarczonej przez wulkany, wiatr, rzeki, prądy przybrzeżne przenoszące materiał okruchowy poza krawędź szelfu oraz najdrobniejszy materiał okruchowy z zamierających prądów grawitacyjnych i osuwisk podmorskich [1].

Skały, czyli osady kopalne, powstałe w środowisku hemipelagicznym reprezentują przede wszystkim grupę skał okruchowych wykazujących pewne specyficzne cechy pozwalające rozpoznać środowisko sedymentacji [1], [8], [12], [13].

Najłatwiej rozpoznawalne są skały powstałe w obrębie głębokomorskich stożków napływowych (powszechnie nazywane fliszem), szczególnie produktów prądów zawiesinowych, tzw. turbidytów. Cechuje je zmiana uziarnienia w profilu ławic – od najgrubszego w spągu do najdrobniejszego w stropie oraz następstwo struktur depozycyjnych: uziarnienie frakcjonalne przechodzi w laminację równoległą i w warstwowanie przekątne (Rys. 5). Pełną sekwencję kończy mułowiec i/lub łupek ilasty. Często występuje niepełny zestaw struktur. Powierzchnie spągowe pokryte są hieroglifami prądowymi i organicznymi (Rys. 6), [19].

Niektóre z tych struktur: odlewy jamek wirowych i warstwowanie przekątne, mogą być wskaźnikami kierunku transportu materiału okruchowego [1], [8], jeśli kompleks skalny nie uległ rotacji poziomej.

Duży problem stwarza rozróżnienie genezy, zwłaszcza makroskopowe, członu mułowcowego i ilastego z prądu zawiesinowego, czy z opadu zawiesiny w toni wody. Często czynnikiem wyróżniającym muły hemipelagiczne jest barwa: czerwona, zielona, niebieska i żółta oraz mikrofauna planktoniczna.

Typowymi skałami strefy hemipelagicznej związanymi ze stożkami napływowymi są: zlepieńce, piaskowce, łupki mułowcowe i łupki ilaste. Rozległe obszary poza sedymentacją fliszową budują mułowce o różnych barwach związanych z zawartością związków żelaza, substancji organicznej i glaukonitu (Rys. 7, Rys. 8).

Skały powstające w środowisku hemipelagicznym wykazują duże zróżnicowanie związane ze zmiennymi warunkami głębokościowymi i sedymentacyjnymi w tej strefie. Różnią się barwami osadów (zawartość związków żelaza) i strukturami wewnętrznymi (Rys. 8).


Strefa pelagiczna

Osady strefy pelagicznej obejmują rozległe obszary den oceanów.

Osady te składają się z kilku składników [1], [2], [3], [4], (Rys. 1):

Wapienne i krzemionkowe osady organogeniczne powiązane są ze szczątkami organicznymi planktonu występującego na powierzchni oceanów. Istotnym czynnikiem wpływającym na powstawanie tych osadów jest poziom kompensacji kalcytu.

Najważniejszym osadem nieorganicznym tego środowiska są brunatne iły głębinowe, z którymi związane są konkrecje i naskorupienia manganowo-żelaziste.

Naskorupienia i konkrecje manganowo-żelaziste pokrywają duże powierzchnie dna oceanicznego [1], [6].

Poziom kompensacji kalcytu (ang. CCD) jest to głębokość, na której ilość dostarczonych do osadu substancji węglanowych jest równoważona przez stopień rozpuszczania kalcytu [1], [7].

Głębokość kompensacji kalcytu zależy od wielu czynników:

Czas przemieszczenia węglanu wapnia na dno jest o wiele krótszy od czasu przebywania na dnie. Zatem proces rozpuszczania zachodzi głównie na granicy osadu z wodą.

Czynnikiem przyspieszającym rozpuszczanie jest zawartość \(CO_2\) i obniżenie temperatury wody. Duże znaczenie ma także tempo sedymentacji, ponieważ szybko narastające osady przechodzą poniżej strefy rozpuszczania. Głębokość poziomu kompensacji kalcytu jest zmienna, a średnia przekracza 4 km w oceanach.

Generalnie, powyżej poziomu kompensacji kalcytu w osadach przeważają muły węglanowe: kokolitowe, otwornicowe, pteropodowe, zaś poniżej występują muły radiolariowe i okrzemkowe.

Osady nieorganiczne reprezentowane są przez brunatny ił głębinowy oraz muły powstające przez opadanie ziaren z powierzchni oceanu.

Skały reprezentujące kopalne osady pelagiczne rozpoznajemy w formacjach głębokomorskich.

W środowisku pelagicznym brunatne iły głębinowe mogły przekształcić się w iłowce lub łupki ilaste o różnym zabarwieniu: czerwonym, żółtym i brunatnym.

Natomiast kopalne muły radiolariowe utworzyły radiolaryty, a muły okrzemkowe diatomity; z kolei muły kokolitowe - kredę (Rys. 2).

W środowisku pelagicznym, obok organizmów charakterystycznych dla tego środowiska, pojawiają się także składniki , których źródłem są np. erupcje wulkaniczne. Powstaje wówczas specyficzny "przekładaniec" warstw skał krzemionkowych i tufów wulkanicznych. Na równi basenowej głębokich mórz mogą występować nagromadzenia różnych surowców mineralnych i złóż rud [6].


Ablacja deszczowa

Skala tej erozji, w porównaniu do erozji rzecznej, nie jest zbyt duża i ma charakter incydentalny związany z intensywnymi opadami.

Wody opadowe mają także pewną zdolność erozyjną w skałach wapiennych, prowadząc do pobrużdżenia ich powierzchni. Taka powierzchnia nazywana jest lapiezem [1], [2], [3].

Specyficznymi strukturami powstającymi w efekcie ablacji są piramidy ziemne. Piramidy ziemne to charakterystyczny twór, będący efektem ablacji deszczowej. W miękkich skałach, zawierających twarde fragmenty, ablacja deszczowa powoduje szybką erozję miękkich skał i słabszą tam, gdzie nad nimi znajdują się skały bardziej odporne. Tworzą one specyficzny "parasol ochronny" powodujący, że leżące nad i pod nimi skały słabiej odporne są szybciej niszczone. Efektem tego działania jest powstanie specyficznych form skalnych: ostro stożkowe piramidy zwieńczone "czapką" twardszych skał (Rys. 2).


Rzeki i ich rodzaje

W zależności od ilości przenoszonej wody, długości i szerokości koryta wyróżniamy: strugi, strumyki, potoki, rzeki małe, średnio duże i wielkie [1], [2]. Rzeki zasilane są przez wody deszczowe, roztopowe - pochodzące z topnienia śniegu i lodowców, a także (w pewnym stopniu) przez wody podziemne (por.  Procesy cyklu hydrologicznego).

Rzeki dzielimy także ze względu na czas płynięcia wody, na rzeki stałe, kiedy korytem cały czas płynie woda i rzeki okresowe, kiedy woda płynie korytem tylko w okresach deszczowych. Rzeki mają źródła punktowe (wypływają z lodowców, jezior, bagien, mokradeł) i obszary źródłowiskowe, kiedy początek stanowi kilka małych strumyków z większego obszaru.

Formą morfologiczną rzeki jest jej koryto. W obrębie koryta wyróżniamy dno i brzegi.

Masa (m) i prędkość wody (V) wytwarzają energię kinetyczną (\(E_k\)):

Masa wody w rzece zmienia się w czasie i z biegiem rzeki. W czasie opadów i roztopów rośnie, natomiast w czasie suszy maleje. Z biegiem rzeki rośnie ponieważ rzeka przyjmuje wodę z dopływów.

Prędkość płynięcia zależy od masy wody, spadku koryta, a także przebiegu (prostolinijny czy kręty) i budowy koryta. Skały twarde i wygładzone podwyższają prędkość płynięcia rzeki.

Jeśli masa wody wzrośnie dwukrotnie, to energia również wzrośnie dwukrotnie; natomiast, jeśli prędkość wzrośnie dwukrotnie, to energia rośnie czterokrotnie. Przy trzykrotnym wzroście prędkości energia kinetyczna wzrośnie aż dziewięciokrotnie!

Ruch wody w rzece może być laminarny lub burzliwy [3], [2], [4]. W ruchu laminarnym warstewki wody przesuwają się równolegle do siebie. W rzekach jest to bardzo rzadki rodzaj ruchu. Dominuje ruch burzliwy (turbulentny), w którym cząstki wody poruszają się w różnych kierunkach, wykazują ruchy postępowe i wsteczne oraz wirowe, śrubowe, obrotowe itp.

Ze względu na krętość koryta oraz ilość koryt wyróżniamy następujące rodzaje rzek (Rys. 1), [4], [5], [6], [7], [1]:

Definicja 1: Rzeka

  Rzeką nazywamy masę wody płynącą w naturalnym korycie pod wpływem siły
ciężkości.


Transport materiału w rzece

Działalność transportowa rzek polega na przenoszeniu rozdrobnionego materiału, pochodzącego głównie z niszczenia dna i brzegów rzeki oraz znoszonego przez deszcze i wody roztopowe. Ten materiał znoszony jest do mórz, oceanów, jezior i większych rzek. Może także zostać osadzony w korycie rzeki, jeśli siła transportowa spada i nie pozwala na transport całego materiału. Efektem transportu materiału okruchowego jest jego kruszenie i sortowanie.

Transport materiału w rzece opisuje kilka parametrów: obciążenie, nośność i wydolność. Obciążeniem nazywamy masę materiału przenoszoną przez cały przekrój rzeki w jednostce czasu (\(\frac {m^3}{s}\)). Nośność jest to masa materiału przenoszona przez rzekę przy najwyższych stanach wody. Wydolność oznacza maksymalną wielkość materiału skalnego przenoszonego przez rzekę.

Ze względu na rodzaj materiału transportowanego przez rzekę wyróżniamy (Rys. 1), [1], [2], [3], [4]:

Ze względu na rodzaj transportu wyróżniamy:


Erozja rzeczna i jej rodzaje

Prędkość i masa wody wytwarzają energię (por.  Rzeki i ich rodzaje), która ma największy wpływ na erozję hydrauliczną, ale pozwala także przesuwać duże ilości grubego materiału okruchowego, który ma duże znaczenie dla erozji dna rzeki. Twarde, skaliste dno trudniej ulega erozji, a dno zbudowane ze starszych osadów rzeki jest łatwo rozmywane i usuwane.

Erozja rzeczna to najważniejszy czynnik niszczący na kontynentach. Tylko lodowce w okresach glacjalnych i na obszarach, w których występują mogą być porównywalne co do siły niszczącej (por.  Erozja lodowcowa).

Do najważniejszych mechanizmów erozji należą:

Abrazja polega na ścieraniu skał dna wskutek przesuwania się materiału okruchowego (szlifowanie, wygładzanie, wyrywanie fragmentów skał z dna).

Eworsją nazywamy przegłębianie odcinków dna koryta rzeki spowodowane ruchem wirowym wody obciążonej grubym materiałem okruchowym. Powstają wówczas misy, rynny lub kotły (Rys. 1).

Kawitacja jest to proces wyzwalania energii wskutek zanikania pęcherzyków próżniowych w efekcie nagłego spadku prędkości rzeki, np. w pobliżu wodospadów. Jej znaczenie jest słabo rozpoznane.

Rozmywanie hydrauliczne starszych osadów rzecznych.

Podcinanie brzegów (por.  Erozja morska).

Najczęściej wyróżnia się trzy rodzaje erozji [2], [3], [5]:

Erozja denna polega na żłobieniu dna rzeki zbudowanego ze skał podłoża lub rozcinaniu i usuwaniu wcześniej złożonych aluwiów (osady rzeczne). Czynnikami erozji dennej są: abrazja, eworsja i kawitacja.

Erozja boczna ma duże znaczenie wówczas, kiedy rzeka – osiągając krzywą równowagi – przestaje pogłębiać dno rzeki i eroduje brzegi (Rys. 2). W brzegach zbudowanych z twardych skał erozja ma charakter żłobienia mechanicznego, a w brzegach zbudowanych ze starszych aluwiów – rozmywania hydraulicznego. Szczególnie silna erozja występuje w rzekach o krętym przebiegu (Rys. 2, Rys. 3).

Erozja wsteczna polega na cofaniu się wodospadów, progów i załomów skalnych, co prowadzi do wydłużania doliny w górę rzeki (Rys. 4, Rys. 5).

Tempo erozji wstecznej jest różne, w zależności od energii rzeki i rodzaju skał budujących próg wodospadu. Wodospad Niagara cofa się około 0,8 m na rok. Wyliczenia pokazują, że za około 25 tys. lat całkiem zaniknie.

W konsekwencji, działanie erozji wstecznej może prowadzić do przejęcia odcinka innej rzeki, czyli tzw. kaptażu (Rys. 6), [6].

Jeśli dwie rzeki rozcinają wododział z dwóch różnych stron, ale jedna z nich szybciej i mocniej eroduje wstecznie podłoże, to wówczas może dojść do przejęcia dopływów słabiej erodującej rzeki, a nawet głównej rzeki. Kaptaż rzeczny może się zdarzyć także wtedy, kiedy w poprzek biegu jednej z rzek dojdzie do stopniowego wyniesienia fragmentu obszaru.

Innym efektem erozji wstecznej jest cofanie się obszaru źródłowego rzeki i wydłużenia jej długości.

Erozja rzeczna ma wielki wpływ na morfologię terenu i dostarcza olbrzymich ilości materiału okruchowego, składanego w korycie rzecznym i na równi zalewowej oraz znoszonego do jezior, mórz i oceanów. Z tego materiału tworzone są stożki napływowe, delty i gigantyczne stożki u ujścia wielkich rzek. Doliny rzeczne są poszerzane wskutek migracji bocznej koryta i pogłębiane.

Erozja wsteczna, w koincydencji z budową geologiczną (deformacje tektoniczne, zróżnicowana odporność skał), wpływa na powstawanie i cofanie się wodospadów oraz obszarów źródliskowych. Erozja denna (wgłębna) wytwarza misy erozyjne i kotły wirowe.

Definicja 1: Erozja rzeczna

  Erozja rzeczna jest to żłobienie powierzchni Ziemi przez
płynącą wodę w efekcie działalności hydraulicznej, mechanicznej i chemicznej (por.  Erozja morska).


Baza erozji i profil równowagi

Najniższym poziomem, do którego rzeka może obniżyć swoje dno jest poziom jej ujścia. Profil równowagi zmienia się wraz ze zmianą poziomu ujścia rzeki. Ten najniższy poziom nazywany jest bazą erozji.

Bardzo często w rzekach (szczególnie dużych i wielkich) występują lokalne bazy erozyjne, wyznaczane przez jeziora powstałe na trasie biegu rzeki i przez progi skalne poprzeczne do biegu rzeki.

Rzeki na ogół nie dochodzą do profilu równowagi, ale są odcinki wyrównanego profilu równowagi i takie, gdzie dominuje erozja, a na innych akumulacja.

Ten układ dodatkowo komplikują dopływy, które niosą więcej materiału okruchowego niż rzeka główna może unieść [3].


Terasy rzeczne

Baza erozyjna może ulec obniżeniu, ale może także podnosić się, co prowadzi do przewagi akumulacji nad erozją. System teras może być zatem bardzo skomplikowany.

Generalnie wyróżniamy cztery podstawowe systemy teras:

Układ teras komplikuje dodatkowo boczna migracja koryta rzeki powodująca niszczenie teras leżących, w kierunku migracji rzeki.

Definicja 1: Terasa

 Terasą nazywamy stare dno rzeki rozcięte przez erozję po obniżeniu bazy
erozyjnej.


Osady rzeczne

Generalnie wyróżniamy dwa rodzaje aluwiów (Rys. 1):

Aluwia korytowe powstają w obrębie koryta rzeki i wyróżniamy w nich [1], [2], [3], [4]:

W korycie osadza się najgrubszy materiał tworząc bruk korytowy, złożony głównie z głazów i żwiru. Materiał drobniejszy zostaje wymyty i przeniesiony w miejsca spokojniejszej depozycji.

Łachy śródkorytowe (łachy mieliznowe) tworzą się w nurcie rzeki, ale w miejscach, gdzie rzeka jest szeroka„ płytsza i nurt jest wolniejszy. Budują je głównie piaski i żwiry, mają one z reguły kształt wydłużonej w kierunku płynięcia rzeki elipsy lub innej figury. Rzadko się zdarza, że łacha stabilizuje się, zarasta roślinnością i przekształca się w wyspę.

W rzekach meandrujących odcięcie meandru powoduje „zamrożenie” osadów rzeki w starorzeczu, między innymi osadów korytowych.

Osady pozakorytowe powstają poza korytem rzeki, na równi zalewowej, podczas wysokich stanów wód. Złożone są z bardzo drobnego materiału okruchowego, głównie transportowanego w zawiesinie. Przyrastają one pionowo i dlatego nazywane są osadami przyrostu pionowego.

Do osadów pozakorytowych zaliczamy obecnie, mimo że powstały wcześniej w korycie rzeki, także osady odciętych od rzeki meandrów, czyli fragmentów starych koryt stopniowo wypełnianych drobnoziarnistymi osadami. Są to tzw. starorzecza.

Do osadów rzecznych należą także osady stożków napływowych i osady deltowe.


Stożki napływowe

Stożki mają kształt wycinka płaskiego stożka, którego wierzchołek jest najwyżej położony i to w tym miejscu przecina się profil dna doliny jednej rzeki z drugą lub dna doliny z terenem, na który rozlewają się wody rzeki (punkt intersekcyjny) (Rys. 1).

Powierzchnia stożka nachylona jest pod kątem kilku stopni i pokryta siecią mniejszych, płytkich koryt, w których spada prędkość płynięcia wody i następuje bardzo intensywna depozycja [1], [2], (Rys. 2).

Osady stożków napływowych są niedojrzałe teksturalnie, a ich skład petrograficzny zależy od budowy masywu górskiego. Tworzą je frakcje żwirowe, piaszczyste i pelitowe, a od szczytu stożka do jego peryferii spada średnica ziarn.

W warunkach klimatu suchego, w okresie rzadkich, ale gwałtownych i obfitych opadów, dochodzi do tzw. zalewu warstwowego, kiedy woda pokrywa całą powierzchnię stożka [3], [4]. Zalew warstwowy dość szybko przekształca się w system koryt.

W stożkach powstających w klimacie suchym i półsuchym ważną rolę odgrywają grawitacyjne spływy osadu różnych frakcji. Często wyróżniamy także spływy, w których dominuje jedna, lepiej zdefiniowana frakcja. Są to spływy rumoszowe (ang. debris flow) i spływy mułowe (ang. mud flow).

Spływy rumoszowe występują w proksymalnej (bliższej punktu szczytowego) części stożka i niekiedy spływają w dół stożka cieńszymi jęzorami.

Spływy mułowe schodzą aż do peryferii stożka. W przekroju poprzecznym stożka osady gruboziarniste przekładają się z drobniejszymi [5].