Cykl azotowy

Procesy te zachodzą dzięki bakteryjnym procesom biochemicznym.

Wiązanie azotu, czyli przemiana gazowego azotu (\(N_2\)) w związki, które są przyswajalne dla roślin [3] zachodzi przy udziale bakterii. Pewna ilość azotu jest wiązana przez wyładowania atmosferyczne.

Amonifikacja polega na łączeniu gazowego azotu z wodorem i wytwarzaniu amoniaku \(NH_3\) [4]. Proces ten jest prowadzony przez bakterie zwane diazotrofami, które wytwarzają enzym azotazę. Amonifikacja ma miejsce również podczas rozkładu tkanek organicznych roślinnych lub zwierzęcych. Amoniak jest też wytwarzany sztucznie przez człowieka w procesie Habera-Boscha: \(N_2 + 3H_2 = 2NH_3\).

Wchłanianie związków azotu z gleby przez włośniki roślin nazywane jest asymilacją azotu [5]. Odbywa się przy współudziale symbiotycznych bakterii Rhizobia. Do organizmów zwierzęcych azot trafia drogą pokarmową, poprzez konsumpcję aminokwasów, nukleotydów i innych małych związków organicznych zawartych w roślinach lub innych zwierzętach. Człowiek wprowadza związki azotu do gleby w postaci nawozów sztucznych lub eksploatacji minerałów azotowych, takich jak saletra chilijska \(NaNO_3\).

Podczas nitryfikacji zachodzi przekształcenie amoniaku w azotyny i azotany [4], które są przyswajalne dla roślin. Proces ten jest prowadzony przez bakterie Nitrosomonas, Nitrospiras i Nitrobacter. Związki te są też wytwarzane przez człowieka w produkcji nawozów sztucznych.

Denitryfikacja polega na redukcji azotanów do formy gazowej \(N_2\) i zachodzi przy udziale beztlenowych bakterii Pseudomonas i Paracoccus [6]. Kończy ona cykl azotowy.

Definicja 1: Cykl azotowy

  Cykl azotowy to cykl biogeochemiczny opisujący cyrkulację azotu na Ziemi
[1], [2]. Azot wielokrotnie przemieszcza się w cyklu zamkniętym między atmosferą, skorupą ziemską, hydrosferą
i biosferą.


Procesy oraz obiegi związków i pierwiastków w przyrodzie

Cykl fosforowy

W obiegu fosforu biorą udział następujące procesy:

W wyniku wypiętrzenia skały magmowe zawierające minerały bogate w fosfor takie, jak apatyt (Rys. 2A), (zob.  Fosforany) dostają się do stref wietrzenia i podlegają rozpadowi i rozkładowi (zob.  Wietrzenie mechaniczne,  Wietrzenie chemiczne). Materiał z nich pochodzący jest jest transportowany jako ziarna w procesach fluwialnych, ablacyjnych, eolicznych i w powierzchniowych ruchach masowych lub w formie roztworu przez wody. Apatyt może zostać rozpuszczony przez naturalne kwasy wytwarzane w glebie oraz przez niektóre gatunki grzybów i w formie roztworów dostaje się do gleby oraz do zbiorników wodnych. Tak utworzone jony fosforanowe mogą być włączane w metabolizm bakterii fosforanowych, przez co łatwiej są przyswajane przez rośliny i zwierzęta.

W wodzie morskiej rozpuszczony fosfor nieorganiczny, głównie ortofosforan, jest asymilowany przez fitoplankton i przekształcany w organiczne związki fosforu [2]. Fitoplankton uwalnia rozpuszczony w komórkach fosfor nieorganiczny i organiczny do otaczającego środowiska. Niektóre organiczne związki fosforu mogą być hydrolizowane przez enzymy syntetyzowane przez bakterie oraz fitoplankton i w tej formie pobierane są przez rośliny wodne i lądowe. Sporo fosforu trafia do organizmów zwierzęcych. Fosfor przekazywany jest przez konsumpcję roślin i oddawany jest do środowiska przez wydalanie. Odchody zwierzęce zawierają związki fosforu, z których nagromadzenia lokalnie powstają skały fosforowe, zwane guanem (zob.  Skały fosforanowe i manganowe), [3]. Pokłady guan są wydobywane i używane jako nawóz, przez co fosfor w nich zawarty wraca do gleby.

Niewielka część związków fosforu jest zdeponowana w osadach morskich, jeziornych lub rzecznych [4]. Zlityfikowane skały bogate w fosfor to fosforyty (Rys. 2B), (zob.  Skały fosforanowe i manganowe). Są one wydobywane przez człowieka i przerabiane na nawóz sztuczny.

Definicja 1: Cykl fosforowy

  Cykl fosforowy to cykl biogeochemiczny, opisujący cyrkulację fosforu na
Ziemi [1], (Rys. 1).


Skały osadowe

Skały osadowe powstają w wyniku procesów sedymentacyjnych [5], [6], [2], [7], [8], [9], czyli procesów fizycznych, chemicznych i organicznych, które prowadzą do formowania skał osadowych.

Do utworzenia skały osadowej potrzebne jest miejsce i materiał. Skały osadowe powstają w obszarze sedymentacyjnym. Jest to miejsce depozycji materiału, czyli jego nagromadzenia oraz przebiegu innych procesów prowadzących do uformowania skały osadowej. Basenem lub zbiornikiem sedymentacyjnym nazywa się obszar, w którym gromadzą się miąższe serie osadowe [7], [10]. Zwykle podlega on obniżaniu (subsydencji) i ma formę zagłębienia w skorupie ziemskiej (Rys. 1), [9].

Ze względu na warunki, zbiorniki sedymentacyjne dzielone są na:

Mają one różną morfologię, rozmiary i charakteryzują je indywidualne cechy, co przekłada się na powstawanie różnorodnych odmian skał osadowych. Materiał, który jest w nich deponowany może pochodzić ze źródeł znajdujących się w obrębie basenu sedymentacyjnego, jak i zewnątrz basenowych.

Skały osadowe powstają z materiału pochodzącego z [5], [11], [6], [8], [1]:

Podstawowym procesem sedymentacyjnym jest depozycja, czyli osadzenie materiału w środowisku. Prowadzi ona do nagromadzenia materiału osadowego i uformowania skały osadowej. Depozycja może być poprzedzona przez transport, jeśli następuje przemieszczenie materiału od miejsca występowania skały macierzystej do miejsca jego składowania (Rys. 1), [1], [12], [6]. Materiał osadowy może wejść raz w cykl transportowo-depozycyjny lub może wielokrotnie uczestniczyć w takich cyklach. Ponowne zaangażowanie materiału w procesy sedymentacyjne wiąże się z jego redepozycją, czyli powtórnym jego transporcie i powtórnym składowaniem, które poprzedzone jest erozją [9].

Świeżo złożony materiał mineralny, lityczny lub biologiczny nazywany jest osadem. Podlega on przemianom fizycznym i chemicznym, które prowadzą do jego modyfikacji. Procesy, które się odbywają w okresie postdepozycyjnym do etapu lityfikacji skały nazywane są diagenezą [3], [6], [13], [1].

Procesy sedymentacyjne oraz powstający w ich efekcie osad uzależnione są od czynników środowiskowych takich jak [6]:

Definicja 1: Skały osadowe

 Skały osadowe to skały powstające przez nagromadzenie elementów
mineralnych, litycznych i/lub organicznych na powierzchni Ziemi lub w przypowierzchniowych częściach
skorupy ziemskiej [1], [2], [3], [4].


Budulec skał osadowych

Zatem, podstawowym budulcem skały osadowej jest minerał i jego pochodne (tj. mineraloid, biominerał), fragment skały lub element organiczny, które pod wpływem procesów sedymentacyjnych zostały zgromadzone w basenie sedymentacyjnym.

Ze względu na lokalizację źródła materiału deponowanego w zbiorniku sedymentacyjnym wyróżnia się [1], [2], [3], [4], [5], [6], [7]:


Materiały allogeniczne

Skład skały osadowej jest uzależniony od:

Trwałość ziarna w środowisku związana jest z jego odpornością na procesy wietrzenia, zarówno chemicznego, jak i fizycznego, w szczególności na zmiany podczas transportu. Uzależniona jest ona od warunków środowiskowych, ale i własnych ziarna, dla których istotne są:

Odporność głównych minerałów skałotwórczych

Pospolite skałotwórcze minerały skał osadowych, tj. chlorki (np. sylwin, halit), siarczany (np. gips, anhydryt (zob.  Siarcznay) oraz węglany (np. kalcyt, dolomit (zob.  Minerały węglanu wapnia)) wykazują dość niską stabilność środowiskową i zaliczane są do minerałów nietrwałych (zob.  Odporność minerałów na wietrzenie). Choć ich cechy fizyczne (niska twardość oraz obecne systemy łupliwości) powodują, że są nieodporne na niszczenie mechaniczne, ich nietrwałość wynika przede wszystkim z podatności na wietrzenie chemiczne (zob.  Wietrzenie chemiczne), [7]. Minerały te wchodzą powszechnie w reakcje chemiczne ze związkami atmosfery, biosfery i hydrosfery. W wyniku wietrzenia dochodzi do ich:

Proces wietrzenia chemicznego zachodzi w relatywnie krótkim czasie i minerały niestabilne są dość szybko eliminowane ze środowiska. Zachowanie allogenicznych minerałów niestabilnych jest możliwe przy zminimalizowaniu czasu ich ekspozycji. Odbywa się ono przez odcięcie ich od czynników wietrzeniowych przez szybkie pogrzebanie, czyli przykrycie kolejnymi warstwami skał osadowych.

Słabą odporność na wietrzenie chemiczne wykazują również minerały główne skał magmowych oraz metamorficznych, które zasobne są w żelazo oraz magnez (minerały maficzne), tj. oliwiny, pirokseny, amfibole, biotyty, epidoty oraz minerały z grupy serpentynu (zob.  Skały magmowe i piroklastyczne [w:] Geologia. Ziemia i procesy endogeniczne). Z kolei minerały zasobniejsze w krzem oraz glin, tj. skalenie, skaleniowce, charakteryzuje wyższa stabilność środowiskowa i wchodzą one w osadowe cykle transportowo-depozycyjne. Podlegają one procesowi wietrzenia chemicznego, gdyż skalenie powszechnie przechodzą w serycyt lub minerały ilaste (np. illit, kaolinit, montmorylonit, wodorotlenki glinu i węglany) (Rys. 3), [8], [5], [6]. Proces ten zachodzi dość wolno, przez co funkcjonują one przez pewien czas w środowisku. Najwyższą stabilność wykazują kwarc, muskowit i minerały ciężkie. Są to minerały, które wielokrotnie mogą uczestniczyć w cyklach sedymentacyjnych i podlegać licznym redepozycjom [6].

Kwarc (zob.  Kwarc [w:] Geologia. Ziemia i procesy endogeniczne) stanowi najpowszechniejszy składnik allogeniczny skał osadowych i jednocześnie jest to minerał dominujący na powierzchni skorupy ziemskiej (Rys. 2, Rys. 4). Ogólna produkcja kwarcu przez procesy geologiczne nie jest wysoka. Kwarc powstaje jako główny minerał skałotwórczy w procesach magmowych, przez krystalizację ze stopów bogatych w krzemionkę oraz w procesach osadowych przez wytrącanie się z roztworów i wietrzenie chemiczne [9]. Aktualna ilość kwarcu na powierzchni Ziemi jest wynikiem jego trwałości w środowisku oraz efektem długookresowej kumulacji. Parametry fizykochemiczne kwarcu powodują, że jest on minerałem odpornym na czynniki wietrzenia [7], [6]. W niskotemperaturowych warunkach powierzchniowych Ziemi kwarc bardzo rzadko wchodzi w reakcje chemiczne i jest obojętnym składnikiem systemu. Podlegając procesom mechanicznego wietrzenia, ziarna kwarcowe z czasem ulegają zmniejszeniu i uzyskują obtoczenie. Ze względu na wysoką twardość kwarcu, wynoszącą 7 w skali Mosha oraz brak łupliwości proces ten przebiega stosunkowo wolno i kwarc długo funkcjonuje w środowiskach sedymentacyjnych                                                                                [6].

Innymi minerałami stabilnymi są niektóre z minerałów ciężkich, np. turmalin, cyrkon, rutyl, apatyt, magnetyt, granaty, ilmenit, allanit, magnetyt, kyanit, andaluzyt (zob.  Minerały poboczne i akcesoryczne [w:] Geologia. Ziemia i procesy endogeniczne). Z reguły, ich ogólny udział w skałach osadowych jest niski. Wynika on z niewielkiej wyjściowej ilości tych minerałów w skałach źródłowych. Minerały te powstają głównie w wyniku krystalizacji ze stopu magmowego. Skałami macierzystymi dla nich są skały magmowe i metamorficzne, w których minerały te są składnikami akcesorycznymi, czyli marginalnymi. Ich większe koncentracje, będące efektem selekcji względem ciężaru właściwego, spotykane są w materiale osadowym występującym w pobliżu skały macierzystej. Świadectwem trwałości środowiskowej minerałów ciężkich są najstarsze znane ziemskie minerały, wśród których znajduje się cyrkon wieku 4,4 mld lat. Został on odnaleziony na wtórnym złożu, w obrębie zmetamorfizowanej skały osadowej liczącej około 3 mld lat.

Do minerałów stabilnych zaliczany jest też muskowit (Rys. 3), (zob.  Miki [w:] Geologia. Ziemia i procesy endogeniczne). Minerał ten nie jest podatny na wietrzenie chemiczne, ale jego parametry fizyczne, tj. niska twardość, która wynosi 3 w skali Mosha oraz bardzo dobra łupliwość powodują, że podczas transportu ulega on istotnemu rozdrobnieniu i podziałowi wzdłuż płaszczyzn łupliwości. Dlatego, w skałach osadowych muskowit występuje w postaci bardzo drobnych i połyskujących łusek (ziarna w formie blaszek). Proces rozdrobnienia muskowitu istotnie zwalnia, gdy osiąga on formę niewielkich łusek. Drobne blaszki są lekkie i transportowane są w wyższych częściach prądów, gdzie zwykle jest niewiele ziaren kwarcowych, które są głównymi narzędziami erozyjnymi powodującymi rozdrabnianie muskowitu.

Procesy sedymentacyjne są procesami selektywnymi. W ich trakcie dochodzi do eliminacji składników nietrwałych i zachowania oraz koncentracji elementów o wyższej stabilności. Najwyższy stopień selekcji osiąga materiał, który podlegał wielu redepozycjom. O dojrzałości skały osadowej świadczy między innymi skład mineralny ziaren allogenicznych. Skały o wysokiej dojrzałości mineralnej to takie, których składniki przeszły zaawansowaną selekcję i składają się tylko z minerałów stabilnych (zob.  Tekstury skał okruchowych).

Podczas transportu minerały allogeniczne podlegają wietrzeniu. Zmiany chemiczne i fizyczne w stabilnych, krótko transportowanych ziarnach mineralnych są zwykle słabo widoczne i minerały te posiadają cechy takie same lub bardzo podobne do minerałów „świeżych”. Podczas wydłużonego transportu dochodzi do bardziej zaawansowanych zmian, co może powodować utrudnienia w identyfikacji makroskopowej minerałów. Typową modyfikacją jest obniżenie twardości, redukcja połysku, zmiana kolorystyki czy uzyskanie obtoczenia.


Materiały autigeniczne

Procesy, które prowadzą do powstania nowych minerałów obejmują:

Główne grupy autigenicznych minerałów skałotwórczych skał osadowych wyróżniane są w oparciu o ich skład chemiczny. Najważniejsze z nich to [7], [8]:

To ważna grupa minerałów autigenicznych, która buduje, powszechne na powierzchni Ziemi, skały węglanowe. W środowiskach sedymentacyjnych anion węglanowy łączy się z wieloma kationami metali i tworzy różnorodne związki chemiczne. Najczęściej wchodzi w związki z wapniem, magnezem i żelazem. Występuje również w połączeniach z manganem, cynkiem, miedzią, ołowiem. Przekłada się to na dużą różnorodność minerałów węglanowych. Wiele z tych minerałów występuje w ciągach izomorficznych. Do najczęściej spotykanych minerałów należą kalcyt, aragonit, syderyt oraz dolomit (zob.  Minerały węglanu wapnia,  Dolomit, syderyt i inne węglany), w mniejszej ilości występują ankeryt, malachit, rodochrozyt i magnezyt. Węglany powstają powszechnie w warunkach hipergenicznych przez krystalizację, podczas diagenezy lub jako biominerały. Tworzą się zarówno w basenach słono- i słodkowodnych oraz w środowiskach lądowych.

W tej grupie pospolitymi minerałami skałotwórczymi skał osadowych są minerały grupy krzemionki \((SiO_2)\) (zob. Kwarc i opal) oraz minerały ilaste (zob.  Minerały ilaste). Minerały grupy krzemionki występują głównie jako opal i kwarc. Należą do minerałów trwałych, które raczej nie wchodzą w reakcje z innymi substancjami występującymi środowisku (zob.  Materiały allogeniczne). Powstają przez wytrącanie się z roztworów, diagenezę lub jako biominerały. Minerały ilaste, to druga obszerna grupa minerałów powszechna w warunkach powierzchniowych Ziemi. W środowiskach sedymentacyjnych popularne są kaolinit, illit, montmorylonit, glaukonit, haloizyt, allofan, wermikulit, seladonit, hydromuskowit, nontronit i inne.                                                                                Powstają w wyniku wietrzenia zachodzącego w warunkach lądowych i wodnych oraz w wyniku diagenezy.

W warunkach hipergenicznych anion siarczanowy wchodzi w związki z wieloma kationami, np. wapnia, magnezu, barytu, potasu, miedzi, sodu, strontu, cynku i ołowiu, tworząc różnorodną grupę minerałów. W tej grupie najbardziej rozpowszechnionymi minerałami są gips i anhydryt (zob.  Siarcznay). Inne siarczany, tj., celestyn, baryt, anglezyt, mirabilit, polihalit, kainit, kizeryt, glauberyt, występują w mniejszej ilości. Siarczany krystalizują w środowiskach ewaporacyjnych, powstają też w wyniku wietrzenia i diagenezy.

Pośród halogenków największe znaczenie mają chlorki, które powstają przez ewaporację słonych wód. W warunkach powierzchniowych Ziemi chlorki oraz tlenochlorki tworzą związki z sodem, potasem, amoniakiem, wapniem, magnezem, miedzią, rtęcią, ołowiem, żelazem, manganem i innymi. W środowiskach sedymentacyjnych najwięcej powstaje halitu, inne chlorki, tj. sylwin, karnalit, mają mniejsze znaczenie (zob. Chlorki). Chlorki są nietrwałe, wykazują silną higroskopijność i powinowactwo do szybkiego rozpuszczenia w wodzie.

Znaczenie skałotwórcze mają tlenki i wodorotlenki, głównie żelaza (getyt, lepidokrokit, hematyt), glinu (gibbsyt, diaspor, bohemit), w mniejszym zakresie manganu (piroluzyt, manganit) (zob.  Tlenki i wodorotlenki). Są rozpowszechnione w warunkach powierzchniowych Ziemi i powstają głównie w wyniku wietrzenia skał zasobnych w żelazo, glin i mangan, niektóre wytrącają się z roztworów.

W obrębie tej grupy fosforany wapnia (kolofanit, frankolit, apatyt) oraz fosforany żelaza (wiwianit) mają największe znaczenie skałotwórcze (zob.  Fosforany). Fosforany tworzą się w wyniku procesów wietrzenia lub jako biominerały.

Siarczki to minerały różnych metali, głównie żelaza, miedzi i ołowiu. W środowisku powierzchniowym Ziemi najpowszechniejsze są siarczki żelaza (piryt, markasyt) (zob.  Siarczki). Powstają w procesach wietrzenia oraz wytrącają się w warunkach redukcyjnych.

Minerały autigeniczne skał osadowych budują samodzielne kryształy lub występują jako mono- lub polimineralne agregaty. Tworzą też obwódki regeneracyjne formowane na ziarnach allogenicznych tego samego typu minerałów [6], [3].

Do powstania większości z wyżej wymienionych minerałów dochodzi również w procesach niesedymentacyjnych. Wiele z nich tworzy się też w procesach hydrotermalnych oraz niskotemperaturowego i niskociśnieniowego metamorfizmu.

Powszechnym składnikiem niemineralnym skał osadowych jest substancja organiczna. Produkowana jest ona w obrębie żywych organizmów i powstaje w procesach biochemicznych. Jej nagromadzenia w środowiskach osadowych pochodzą z tkanek organicznych.


Minerały węglanu wapnia

Kalcyt to najczęściej występujący w przyrodzie minerał węglanowy, który wchodzi w skład dużej ilości skał osadowych (Rys. 1, Rys. 2), (Tabela 1). Tworzy ponad dwa tysiące form kryształów i kombinacji kryształów, w tym najbardziej popularne są postacie romboedrów oraz skalenoedrów [1], [2]. Powszechnie tworzy zrosty bliźniacze i wielokrotne.

Autigeniczny kalcyt jest szeroko rozpowszechnionym komponentem skał osadowych. Jako podstawowy minerał buduje skały węglanowe, tj. wapienie, margle (zob.  Wapienie) oraz występuje jako główny lub poboczny składnik ziarnisty skał klastycznych, główne piaskowców wapnistych lub mułowców marglistych. Jest pospolitym komponentem spoiw w skałach klastycznych. Minerał ten występuje też w drobnych formach skalnych tworząc konkrecje i sekrecje (zob.  Formy skał osadowych). Szczególną formą wystąpień kalcytu i aragonitu są węglanowe nacieki jaskiniowe (zob.  Kras).

Aragonit jest polimorficzną odmianą kalcytu, która krystalizuje w układzie rombowym (Rys. 3), (Tabela 1). Powszechnie występuje w środowiskach współczesnych, natomiast w środowiskach kopalnych spotykany jest rzadko. Stanowi nietrwałą formę węglanu wapnia, która z czasem przechodzi w kalcyt [8], [6].

W diagnostyce minerałów węglanów wapnia wykorzystywana jest ich reaktywność z kwasami. Do analizy stosuje się zwykle słabo stężony (stężenie 5-10%) kwas solny, którym zakrapla się powierzchnię skały. Interakcja kalcytu i aragonitu z kwasem zachodzi wg reakcji: \(CaCO_3 + 2HCl \to CaCl_2 \downarrow + H_2O + CO_2 \uparrow \) w ciągu kilku sekund. Jest silna i gwałtowna. W jej trakcie dochodzi do intensywnego spienienia kwasu oraz ucieczki gazowego ditlenku węgla. Potocznie określa się ją jako „burzenie z kwasem”. Inną istotną cechą diagnostyczną minerałów węglanu wapnia jest ich twardość, wynosząca 3-4 w skali Mosha (Tabela 1). Kalcyt należy do minerałów wzorcowych, który definiuje 3 stopień twardości. W skałach węglanowych kalcyt i aragonit tworzą różnej wielkości kryształy, występują w formie fanero- i skrytokrystalicznej. We wyrosłych fanerokryształach znaczenie diagnostyczne mają jeszcze systemy łupliwości i połysk, natomiast w kryształach hipautomorficznych lub izomorficznych również pokrój. Minerały węglanu wapnia mają różne zabarwienie, najczęściej występują w jasnych pastelowych kolorach, ale mogą również przyjmować barwy czarne, bordowe, zielone, niebieskie i fioletowe [6], [1]. Kalcyt i aragonit mają wiele cech wspólnych i w warunkach terenowych rzadko podejmowane są próby ich rozróżnienia. Zwykle identyfikuje się je jako grupę.

Kalcyt i aragonit powstają przez krystalizację, diagenezę i procesy hydrotermalne. Wytwarzane są również w strukturach organizmów i wchodzą w skład elementów szkieletowych [4], [2]. Są powszechnymi biominerałami, które pospolicie są produkowane zwłaszcza przez bezkręgowce (zob.  Biominerały). Mają formę biokalcytu lub bioaragonitu. W kalcycie pochodzenia morskiego część jonów wapnia jest zastępowana przez magnez i powstaje kalcyt wysokomoganezowy [8]. Podczas krystalizacji kalcytu z wód słodkich powstaje odmiana niskomagnezowa [6].


Dolomit, syderyt i inne węglany

Dolomit buduje skały zwane dolomitami, ponadto wchodzi w skład margli, mułowców i opok (zob.  Wapienie, Skały krzemionkowe,  Pelity i aleuryty,  Dolomity i syderyty), (Rys. 1, Rys. 2), (Tabela 1), niekiedy występuje w spoiwach skał klastycznych. Najczęściej tworzy drobne kryształy, makroskopowo widoczne kryształy występują rzadziej.

Powstawanie dolomitu związane jest przede wszystkim z procesem diagenezy i epigenezy. Proces jego formowania nazywany jest dolomityzacją. Polega ona na częściowym zastępowaniu wapnia przez magnez w kryształach kalcytu i odbywa się pod wpływem zasobnych w magnez roztworów wodnych [1], [3]. Dolomityzacja jest procesem powszechnym i obejmuje duże jednostki skalne. Dolomit powstaje także przez wytrącanie (również wspomagane procesami biologicznymi) w środowisku silne zasolonych wód o wysokim pH. Jednak proces ten zachodzi dość rzadko.

Syderyt jest głównym składnikiem skał zwanych syderytami, występuje również jako składnik główny lub poboczny skał ilastych (zob.  Pelity aleuryty,  Dolomity i syderyty), (Rys. 2), (Tabela 1). Zwykle tworzy małe, niedostrzegalne makroskopowo kryształy. Krystalizacja syderytu zachodzi w warunkach redukcyjnych, w strefach wód anoksycznych. Powstaje on też w wyniku wietrzenia lub w procesie syderytyzacji skał węglanowych, czyli wzbogacenia węglanów w żelazo [1], [2].

Do identyfikacji makroskopowej dolomitu i syderytu, podobnie jak do innych minerałów węglanowych, wykorzystywane są kwasy. Minerały te słabo reagują z kwasem solnym, do „burzenia” dochodzi dopiero po sproszkowaniu minerału. Reakcja ta ma przebieg mniej gwałtowny, w porównaniu do analogicznej reakcji z kalcytem. Makroskopowe odróżnienie form skrytokrystalicznych dolomitu od syderytu może być problematyczne. Zwykle przy identyfikacji zwraca się uwagę na istotną różnicę w ciężarze właściwym, która jest wyższa u syderytu oraz na zabarwienie. Syderyt powszechnie występuje w odcieniach beżowo-brunatnych. W wyniku wietrzenia chemicznego dochodzi do utleniania żelaza w syderycie, dlatego pokrywa się on warstwą, charakterystycznie zabarwionych na rdzawo tlenków i wodorotlenków żelaza. Aczkolwiek, zarówno dolomit, jak i syderyt mogą być zabarwione na różne kolory.

Węglany są szeroko rozpowszechnione i w środowisku powierzchniowym Ziemi łączą się z różnymi kationami. Poza węglanami wapnia i żelaza, znaczenie skałotwórcze w środowiskach osadowych mają węglany magnezu, miedzi i manganu.

Magnezyt to węglan magnezu, który powstaje przez krystalizację z roztworów wzbogaconych w magnez, bądź podczas diagenezy wapieni lub dolomitów, przez wprowadzanie w miejsce magnezu wapnia (Rys. 3). Najczęściej jest zabarwiony na biało [1].

Malachit i azuryt to zasadowe węglany miedzi, które powstają głównie w procesach wietrzenia utworów rudnych zawierających miedź [1]. Minerały te posiadają charakterystyczną barwę i zgodną z barwą rysę. Malachit jest zielony (Rys. 3), natomiast azuryt – niebieski.

Rodochrozyt to węglan manganu, który charakteryzuje różowa lub czerwonawa barwa (Rys. 3). Najczęściej powstaje w środowiskach głębokomorskich. Jest powszechnym składnikiem konkrecji manganowych. Podczas wietrzenia chemicznego, w rodochrozycie mangan przechodzi w formę tlenkową, co powoduje zmianę jego barwy na ciemno szarą lub na czarną [2].

Ankeryt to węglan wapnia i żelaza, który jest zwykle spotykany w spoiwach skał klastycznych. Na ogół towarzyszy złożom ewaporatów. Jest minerałem barwy jasnej, najczęściej białej, szarej lub brązowej. Podczas podgrzewania zmienia kolor na ciemny i nabiera własności magnetycznych [2], [3].


Kwarc i opal

W procesach osadowych powstaje odmiana niskotemperaturowa kwarcu, która jest zwana kwarcem \(\beta \) (Tabela 1), (zob.  Kwarc [w:] Geologia. Ziemia i procesy endogeniczne). Zwykle kryształy kwarcu są niewielkie i nierozróżnialne makroskopowo, najczęściej reprezentowane są przez chalcedon [1], [2], [3], [5], czyli skrytokrystaliczną formę kwarcu (Rys. 1). W strukturze chalcedonu występują drobne inkluzje wody [3], które wpływają na obniżenie jego twardości do wartości 6.5 w skali Mohsa. Większe kryształy kwarcu osadowego nie są powszechne. Szczególną odmianą kwarcu są diamenty marmaroskie. Są to wysokiej czystości kryształy, które są przeźroczyste i wykazują mocny połysk diamentowy.

Drugą, pospolicie występującą formą autigenicznej krzemionki jest opal (Rys. 2), (Tabela 1). Opale pochodzenia osadowego, to głownie opale zwyczajne, czyli nie wykazujące efektów optycznych, tj. opalescencja i opalizacja. Są to mineraloidy zawierające wodę, zwykle w ilości od 3% do 10% , które zbudowane są z koloidalnej krzemionki [3]. Mocniej uwodnione opale, posiadające około 20% wody, nazywane są hydroopalami. Zakres twardości opalu jest dość szeroki i zależny od zawartości wody. Opale osadowe zwykle zabarwione są na szaro, zielonkawo, beżowo, są też odmiany nieprzeźroczyste o barwie brunatnej lub brązowo-czarnej (menilit).

Kwarc i opal charakteryzuje wysoka twardość, która obok przełamu jest ważną dla nich cechą identyfikacyjną. Inne minerały główne skał osadowych wykazują twardości istotnie niższe, zwykle poniżej wartości 4 w skali Mohsa.

Opal tworzy się głównie w procesie diagenezy oraz jest strącany z wód, głównie w warunkach morskich. Część opalu osadowego jest pochodzenia organicznego i wytworzony jest w formie krzemionkowych elementów szkieletowych (zob.  Biominerały).

Opal i kwarc powszechnie występują w skałach osadowych. Są podstawowymi składnikami skał krzemionkowych, tj. rogowce, opoki, krzemienie i czerty (zob.  Skały krzemionkowe). W wyniku nagromadzeń biominerałów krzemionkowych powstają odmiany skał organogenicznych, tj. radiolaryty, spongiolity, diatomity. Minerały krzemionkowe wstępują pospolicie jako komponent spoiw skał okruchowych, np. piaskowców i zlepieńców lub składnik skał drobnoklastycznych, tj. mułowce (zob.  Psefity,  Psamity,  Pelity i aleuryty).

Opal jest nietrwałą formą krzemionki i z czasem ulega krystalizacji i przekształceniu w chalcedon. W sprzyjających warunkach może dochodzić do dalszych procesów rekrystalizacyjnych i formowania coraz to większych kryształów.


Minerały ilaste

W obrębie minerałów ilastych, szerokie rozpowszechnienie na Ziemi mają kaolinit, illit, montmorylonit, haloizyt, allofan. Tworzą się one w różnych środowiskach i różnych warunkach klimatycznych. Są głównymi składnikami iłowców, mułowców, margli, spoiw skał klastycznych, glin, pobocznym składnikiem węglanów, skał siarczanowych i solnych.

Kaolinit buduje monomineralne skały ilaste zwane kaolinami (zob.  Skały rezydularne). Proces powstawania kaolinitu nazywany jest kaolinizacją. Podlegają mu przed wszystkim skalenie, ale dotyczy też innych glinokrzemianów. Minerały ilaste ulegają uplastycznieniu i pęcznieją pod wpływem wody [6], [3], do czego nawiązuje ich nazwa, z [gr.] ilos oznaczająca błoto. Wyjątkowy pod tym względem jest montmorylonit, który zwiększa swoją objętość nawet ośmiokrotnie [1]. Powstaje w środowisku podwodnego wietrzenia glinokrzemianów i jest podstawowym składnikiem bentonitów. Minerały ilaste zwykle formują agregaty polimineralne, choć niektóre z nich występują w agregatach monomineralnych, np. kaolinitu lub glaukonitu.

Glaukonit jest typowym minerałem środowisk morskich (Rys. 2), (Tabela 1). Powszechnie tworzy się na obszarach szelfowych, rzadziej w warunkach skłonowych [1], [8]. Powstaje w trakcie wietrzenia pomorskiego (halmyrolizy). Glaukonit zwykle występuje w formie skrytokrystalicznej tworząc milimetrowej wielkości agregaty [1]. Wyróżnia go charakterystyczna, intensywnie zielona barwa. Do cechy tej nawiązuje nazwa tego minerału, [z gr.] glaukos oznacza niebieskozielony [9]. Glaukonit to składnik poboczny lub akcesoryczny skał klastycznych, głównie piaskowców, mułowców, obecny jest też w marglach i wapieniach. Ma wpływ na ogólne zabarwienie skał klastycznych i nawet niewielka jego domieszka nadaje skale charakterystyczny zielonawy odcień. Skały klastyczne, które w ponad połowie zbudowane są z glaukonitu nazywane są glaukonitytami (zob. Skały żelaziste).

W skałach żelazistych znaczenie skałotwórcze mają szamozyt i turyngit. Są to minerały zaliczane do chlorytów żelazistych. Od innych popularnych minerałów ilastych wyróżnia je wyższa twardość, która wynosi 2-3 w skali Mohsa. Mają zabarwienie szaro-zielone lub zielono-czarne, są nieprzeświecające i mają matowy lub szklisty połysk.


Siarczany

Gips to najczęściej spotykany w środowisku powierzchniowym Ziemi siarczan. Ma różne wykształcenie, może występować w ponad 70 postaciach [1]. Wykazuje tendencję do jawnokrystaliczności i znany jest z tego, że tworzy największe kryształy pośród minerałów autigenicznych. Kryształy gipsu szablastego, o charakterystycznej formie łukowato wygiętych długich listewek, osiągają nawet po kilka metrów długości. Charakterystyczną cechą gipsu jest niska twardość (ulega on zarysowaniu paznokciem). Jest minerałem wskaźnikowym w skali Mohsa i definiuje 2 stopień twardości (zob.  Właściwości fizyczne minerałów [w:] Geologia. Ziemia i procesy endogeniczne). Poza twardością, do zespołu jego cech swoistych należą połysk, łupliwość oraz forma kryształów. Gips tworzy kryształy tabliczkowe lub słupowe (w różnych odmianach                                                                                tego pokroju, czyli pręcikowe i włókniste). Słupy gipsowe wykazują podłużne prążkowanie [1].

Cechą wspomagającą diagnostykę gipsu jest powszechność tworzenia przez niego zbliźniaczeń podwójnych, nazywanych jaskółczymi ogonami (Rys. 2), [3]. Są to bliźniaki stykowe, powstają przez zrośnięcie dwóch symetrycznych kryształów o pokroju tabliczkowym, wzdłuż ich dłuższego boku. Takie zespolenie tworzy formę, w której systemy łupliwości od centrum rozchodzą się pod kątem kilkudziesięciu stopni i tworzą układ jodełkowy. Gipsy mają różną kolorystykę, zwykle zabarwione są na jasne, pastelowe kolory lub na szaro. Przeźroczyste kryształy gipsu tabliczkowego, o mocnym szklistym połysku nazywane są selenitem.

Anhydryt zwykle występuje w formie skrytokrystalicznej lub drobnokrystalicznej, od gipsu różni go wyższa twardość (nie ulega zarysowaniu paznokciem) (Rys. 3, Tabela 1).

Gipsy i anhydryty to minerały powszechne w środowisku sedymentacyjnym. Krystalizują z roztworów, podczas niskotemperaturowej ewaporacji wód słonych. Powyżej temperatury 42\(^{\circ }\)C powstają głównie anhydryty, poniżej tej temperatury tworzą się gipsy. W procesie diagenezy lub wietrzenia może dochodzić do przekształcenia gipsu w anhydryt i anhydrytu w gips. Hydratacja (uwodnienie) anhydrytu powoduje powstanie gipsu, natomiast proces odwrotny, związany z utratą wody (dehydratacja), prowadzi do powstania ahydrytu z gipsu. Anhydryty przyjmując wodę zwiększają swoją wyjściową objętość i ulegają deformacjom plastycznym [7], [6]. Gipsy powstają też w wyniku wietrzenia minerałów siarczkowych [1].

Gipsy i anhydryty są dominującymi minerałami ewaporatach siarczanowych (zob.  Ewaporaty siarczanowe). Powszechnie występują w złożach solnych (zob.  Skały solne) oraz węgli humusowych (zob.  Kaustobiolity), są składnikami pobocznymi skał węglanowych i marglistych.

Inne siarczany występują w mniejszej ilości. Do powszechnych należy celestyn (siarczan strontu) i polihalit (uwodniony siarczan potasu, magnezu i wapnia (Rys. 4), które krystalizują w środowiskach ewaporacyjnych oraz wytrącają się ze zmineralizowanych wód gorących źródeł. Celestyn ponadto wchodzi w skład organicznych elementów szkieletowych [5]. Pospolitym siarczanem jest jeszcze baryt (siarczan baru), który tworzy się przy gorących źródłach. Buduje konkrecje występujące w skałach węglanowych i okruchowych oraz stanowi składnik konkrecji manganowych [6]. W wyniku wietrzenia chemicznego galeny i innych związków ołowiu powstaje anglezyt (siarczan ołowiu). Znacznie rzadszy jest kainit (siarczan magnezowo-potasowy), kizeryt (uwodniony siarczan magnezu) oraz powstający w wyniku ewaporacji silnie zmineralizowanych wód mirabilit (uwodniony siarczan sodu).


Chlorki

Halit jest minerałem bezbarwnym, ale bywa zabarwiony na różne kolory, co związane jest z obecnością defektów w sieci krystalicznej lub domieszek, np. jodu, bromu, innych chlorków, żelaza, substancji organicznych i bitumicznych czy minerałów ilastych [3].

Halit powstaje w wyniku ewaporacji wód słonych. Chlorek sodu jest standardowym składnikiem wód morskich oraz oceanicznych i stanowi przeciętnie 75-80% wszystkich rozpuszczonych substancji (zob.  Chemizm, temperatura i ruch wód oceanów i mórz), [1]. Występuje również w wodach jezior słonych (zob.  Zbiorniki limniczne i warunki ich funkcjonowania). Halit jest głównym minerałem skałotwórczym halitytu, jako składnik poboczny lub akcesoryczny wchodzi w skład skał gipsowych i ilastych.

W środowiskach ewaporacyjnych, obok halitu, powstają również inne minerały chlorkowe. Najczęściej są to sylwin (chlorek potasu) i karnalit (uwodniony chlorek potasu i magnezu) (Rys. 2). Zwykle stanowią one poboczne lub akcesoryczne składniki halitytu. Występują również jako podstawowe minerały monomineralnych skał solnych, nazywanych odpowiednio sylwinitami i karnalitytami. Cechy fizyczne sylwinu i karnalitu są zbliżone do cech halitu, od którego odróżnia je gorzki, nieprzyjemny smak oraz istotnie wyższa higroskopijność. Do cech swoistych sylwinu można zaliczyć gorzko-kwaśny smak, a karnalitu - charakterystyczny dźwięk, zwany kwiczeniem, który wydobywa się przy nacisku kryształów [8].


Tlenki i wodorotlenki

Największe rozpowszechnienie w środowiskach powierzchniowych Ziemi mają tlenki i wodorotlenki żelaza [5]. Charakteryzuje je specyficzne zabarwienie w kolorach pomarańczowych, cynobrowych, brązowo-czerwonych lub bordowych (Rys. 1). W ich obrębie często spotykane są lepidokrokit i getyt oraz hematyt (Tabela 1), inne minerały są rzadsze i występują lokalnie.

Getyt i lepidokrokit wraz domieszkami kwarcu i minerałów ilastych tworzą limonit (zob.  Skały żelaziste), [1], [2]. Limonity są powszechne w obrębie pokryw zwietrzelinowych, spoiw skał klastycznych oraz jako składniki poboczne i akcesoryczne w skałach klastycznych i węglanowych. Tworzą się w procesie limonityzacji [8]. Wodorotlenki żelaza powstają też jako pseudomorfozy po pirycie, hematycie, lub innych minerałach pierwotnych, które zawierają żelazo.

Hematyt występuje w formie naskorupień lub skupień oolitowych (zob.  Skały żelaziste). Jest minerałem nietrwałym i przechodzi stosunkowo szybko w formy wodorotlenkowe. Domieszki drobnych i rozsianych kryształów hematytu w skałach powodują wybarwienie skał na kolor bordowy.

Powszechnymi w środowisku minerałami zbudowanymi z tlenków i wodorotlenków glinu są gibbsyt, diaspor i bohemit. Wchodzą one w skład boksytów i laterytów, które powstają w procesach wietrzenia zachodzącego w klimacie tropikalnym i subtropikalnym (zob.  Skały rezydularne).

Niewielka ilość dostępnego dla procesów sedymentacyjnych manganu powoduje, że tlenki i wodorotlenki manganu nie mają zbyt szerokiego rozpowszechnienia w środowiskach osadowych. Wchodzą one w skład różnych minerałów, m.in. piroluzytu i manganitu (Tabela 1), a ich polimineralne skupienia nazywane są wadem (Rys. 2), [1], [11]. Pospolite są formy konkrecyjne oraz dendryty manganowe, które powstają w szczelinach skalnych. Mają one charakterystyczne czarne i ciemnoszare zabarwienie.

Odrębną grupę tworzą tlenki i wodorotlenki manganu i baru (np. w formie hollandytu), które wraz z tlenkami manganu wchodzą w skład psylomelanu (romanechitu) [1]. Powstają w wyniku wietrzenia, wytrącają się w środowiskach płytko- i głębokomorskich, jak również ze stagnujących wód jeziornych.


Siarczki

Największe rozpowszechnienie mają piryt i markasyt, które są polimorficznymi odmianami siarczku żelaza (różnią się strukturą, a zatem układem krystalograficznym) (Rys. 1, Tabela 1), [6]. Są to minerały dość                                                                                charakterystyczne z uwagi na złotą lub mosiężną barwę, czarną rysę oraz wysoki ciężar właściwy. W skałach osadowych piryt występuje zwykle w formie skrytokrystalicznej lub drobnoziarnistej. Buduje niewielkie kuliste agregaty nazywane framboidami. Tworzy głównie kryształy amorficzne, rzadziej idiomorficzne o pokroju izometrycznym. Typowe dla skupień krystalicznych pirytu są zbliźniaczenia zwane krzyżami żelaznymi [1].

Markasyt buduje konkrecje lub współwystępuje z pirytem i węglanami [1], [6]. Najczęściej ma teksturę skryto- i bardzo drobnoziarnistą. Od mosiężno-żółtego pirytu odróżnia go mosiężno-zielony odcień. Skrytokrystaliczną formę siarczków żelaza, powstającą przez krystalizację z koloidu siarczkowego, która składa się z pirytu i markasytu ogólnie określa się mielnikowitem.

Siarczki żelaza są pospolitym składnikiem skał osadowych, występują jako minerały poboczne lub akcesoryczne w łupkach marglistych, ilastych, glinach, wapieniach, marglach oraz rzadziej w piaskowcach. Towarzyszą również pokładom węgli kamiennych i brunatnych. Krystalizują w środowiskach redukcyjnych, powstają podczas wietrzenia skał zawierających żelazo oraz podczas diagenezy. Powszechnie tworzą formy konkrecyjne (Rys. 1). Na powierzchni Ziemi siarczki podlegają procesom wietrzenia i zwykle ulegają przekształceniu w tlenki, wodorotlenki lub siarczany.

Chalkozyn (błyszcz miedzi) oraz chalkopiryt (Tabela 1) to siarczki osadowe zawierające miedź. Powstają w środowiskach redukcyjnych. Towarzyszą złożom miedzi, występują głównie w miedzionośnych łupkach ilastych, mułowcowych i marglistych.


Fosforany

W środowiskach osadowych najczęściej powstają fosforany wapnia oraz żelaza.

Fosforany wapnia wchodzą w skład apatytów, wśród których najbardziej popularny jest fluoroapatyt (Tabela 1) (minerał wzorcowy w skali Mohsa i definiujący twardość o wartości 5) oraz jego odmiany, tj., kolofan o charakterystycznej szaro-brunatnej lub żółtawej barwie i frankolit, który wzbogacony jest w jon węglanowy, przez co zwany jest potocznie apatytem węglanowym [3]. Apatyty są najważniejszym składnikiem skał fosforanowych (zob.  Skały fosforanowe i manganowe). Fosforany występują w formie skrytokrystalicznej, najczęściej budują konkrecje.

Powszechnym fosforanem w środowiskach osadowych jest jeszcze wiwianit (fosforan żelaza). Jest on składnikiem torfów, występuje w skałach ilastych oraz towarzyszy osadowym rudom żelaza. Łatwo się utlenia i wówczas zmienia barwę z białej na intensywnie niebieską.


Biominerały

Elementy biomineralne, należą do tzw. części twardych organizmu (najczęściej elementów endo- i egzoszkieletowych). Po śmierci organizmów zostają w środowisku i uczestniczą w procesach sedymentacyjnych. Biominerały występują w organizmach roślinnych, jak i zwierzęcych. Elementy, które są z nich wytwarzane spełniają określone funkcje w organizmach i ich forma jest przez te funkcje determinowana. Zwykle są to elementy stabilizujące ciało miękkie, ochronne lub służące pozyskaniu pożywienia. Są też efektem oczyszczania organizmów z nadmiaru pewnych substancji lub mogą powstać jako patologie rozwojowe.

Biominerały występują jako substancje amorficzne lub krystaliczne. Tworzą różnej wielkości kryształy, od bardzo drobnych mikrokryształów, które znajdują się w komórkach roślin (rafidy, cystolity) [1], do form większych, które wchodzą w skład zwierzęcych elementów szkieletowych. Formy jawnokrystaliczne są rzadkie, spotyka się je, np. w niektórych muszlach mięczaków.

Organiczne elementy szkieletowe mają znaczenie skałotwórcze. Są powszechnie spotykanymi pobocznymi i akcesorycznymi składnikami skał, jak również ich głównymi komponentami. W klasyfikacjach skał osadowych podstawą wyodrębnienia niektórych typów litologicznych jest obecność określonych form biominerałów. Największe znaczenie odgrywają tu elementy szkieletu zewnętrznego lub wewnętrznego bezkręgowców oraz pancerzyki pierwotniaków. Gdy są one składnikiem dominującym, wydziela się skały organodetrytyczne lub niektóre typy skał organogenicznych. Zwykle skład mineralny takiej skały wynika ze składu chemicznego biomierałów.

Biominerały o znaczeniu skałotwórczym zbudowane są z:

Największe znaczenie w środowisku mają biominerały węglanu wapnia (Rys. 1), (zob.  Minerały węglanu wapnia), które występują w formie trygonalnego biokalcytu, bądź rombowego bioaragonitu. Wiele grup organizmów bezkręgowych wytwarza węglanowe elementy szkieletowe [2], [3], [4], [5], [6], [7], [8], [9] np. koralowce, mięczaki, szkarłupnie, mszywioły, ramienionogi, gąbki, pierścienice, z czego najbardziej masywne formy są szkieletami koralowców oraz mięczaków. Biowęglany produkowane są również przez protisty oraz rośliny, tj. otwornice, kokolity i glony. Preferencja do produkcji biokalcytu lub bioaragonitu jest indywidualną cechą taksonomiczną organizmu na poziomie gatunku, rodzaju lub wyższym. Z racji tego, że rombowy aragonit jest nietrwałą formą węglanu wapnia i przechodzi w formę trygonalną, zwykle biominerały węglanowe ze środowisk kopalnych reprezentowane są głównie przez biokalcyt. Powszechną formą występowania biominerałów węglanowych jest zachowanie ich w skałach jako ziarna, zwane bioklastami. Mogą być one elementami wszystkich skał osadowych, najczęściej jednak występują w wapieniach i marglach oraz w piaskowcach, mułowcach i iłowcach. Szczególnie duże ich nagromadzenia są głównym składnikiem skał biodetrytycznych, np., zlepów muszlowych, wapieni krynoidowych, mułu globigerynowego czy kredy piszącej (zob.  Wapienie). Biomineralne struktury organiczne o typie budowli rafowych, biohermalnych i naskorupień tworzą wapienie organogeniczne.

Biominerały krzemionkowe (Rys. 2) są rzadziej spotykane, gdyż ilość organizmów, która je wytwarza jest znacznie mniejsza. Biominerały te występują w formie bezpostaciowej krzemionki, jako bioopal lub krystalicznej, jako biochalcedon (zob.  Kwarc i opal). W procesie diagenezy następuje krystalizacja bioopalu i przekształca się on w chalcedon. Znaczenie skałotwórcze mają przede wszystkim elementy krzemionkowe wytwarzane przez promienice, okrzemki i gąbki. Ich nagromadzenia prowadzą do powstania skał krzemionkowych, tj. radiolaryty, diatomity i ziemia okrzemkowa oraz spongiolity, gezy i opoki (zob.  Skały krzemionkowe). Krzemionkowe elementy szkieletowe są bardzo małe, większość ich jest mniejsza od 0,5 mm.

Fosforany wapnia w formie bioapatytu są najmniej rozpowszechnionymi biominerałami w środowiskach sedymentacyjnych (zob.  Fosforany). Znaczenie skałotwórcze mają muszle niektórych ramienionogów (część z nich wytwarza muszle fosforanowe), konodonty (gromada wymarła) oraz elementy kostne i zęby kręgowców (Rys. 3). Bioapatyt występuje w skrytokrystalicznej formie kolofanu. Biominerały fosforanu wapnia rzadko tworzą indywidualne nagromadzenia, są podstawowym budulcem fosforytów i guana [10].

Definicja 1: Biomineralizacja

  Minerały, które tworzone są w wyniku procesów biologicznych
nazywane są biominerałami, a proces ich wytwarzania biomineralizacją.


Formy skał osadowych

Skały osadowe powstają na powierzchni skorupy ziemskiej lub w jej obrębie.

Materiał zgromadzony na powierzchni Ziemi ma formę:

Formy powłokowe mają różną grubość, kształt i zasięg lateralny. Ich dolne granice są zgodne z morfologią podłoża, natomiast górne rozwijają się swobodnie. Materiał ziarnowy składowany jest na powierzchniach poziomych lub nachylonych pod niewielkimi kątami. Jeśli kąt nachylenia podłoża wzrasta zachodzą powierzchniowe ruchy masowe i skały osadowe mają formy typowe dla koluwiów. Są to stożki, jęzory i pokrywy. Natomiast krystalizacja minerałów zachodzi na dowolnie zorientowanych powierzchniach. Przy gromadzeniu się materiału we wnętrzu skorupy ziemskiej lub w zagłębieniach na jej powierzchni, formy skał osadowych są ograniczone dostępną przestrzenią, do której się dopasowują.

Podstawową i najczęściej spotykaną formą skały osadowej jest warstwa. Powstaje ona w wyniku procesu depozycyjnego, który obejmuje stosunkowo rozległy obszar.

Powierzchnie horyzontalne warstw mają różny charakter. Zależy on od procesów depozycyjnych, ale i erozyjnych oraz deformacyjnych. Na działalność procesów niszczących szczególnie narażone są ich powierzchnie stropowe (zob.  Struktury erozyjne). Miąższość warstwy jest stała lub zmienia się obocznie. Warstwy, które mają niewielką rozciągłość i na krótkich dystansach ulegają wyklinowywaniu nazywane są soczewkami.

Podstawowy podział warstw jest oparty o parametry miąższościowe i w jego obrębie wyróżnia się 5 typów w zakresie od bardzo cienkich do bardzo grubych, wg. schematu [4]:

Warstwa jest podstawową i indywidualną jednostką większości skał osadowych. Może stanowić jednostkę niepodzielną lub składającą się z elementów podrzędnych. Ze względu na budowę wewnętrzną, wyróżniane są (Rys. 3):

W wyniku serii postępujących po sobie jednostkowych depozycji materiału w basenie sedymentacyjnym powstaje kompleks warstw, którego cechą jest warstwowanie (zwane również stratyfikacją) (Rys. 2). Jeśli nie zostanie zaburzony układ warstw, to zaleganie serii jest zgodne z porządkiem stratygraficznym, czyli niżejległa warstwa jest starsza w stosunku do wyżejległej.

Inne formy skał osadowych powstają przez depozycję materiału, która koncentruje się na ograniczonym obszarze. Powszechne w przyrodzie są formy liniowe, czyli wąskie i wydłużone, które przyjmują kształty wałów, pręg, jęzorów (powstają podczas, np. depozycji fluwialnej, osuwiskowej lub lodowcowej). Przy zasilaniu punktowym (np. podczas osypywania lub obrywów) tworzą się zwarte formy, będące miejscowym nagromadzeniem materiału, tj. stożki i kopuły (Rys. 4). Stożki to formy swobodne lub przystokowe, są w przekroju poprzecznym trójkątne, a ich miąższość ulega redukcji na krótkim dystansie. Tworzą się przez                                                                                nagromadzenie materiału klastycznego. Kopuły są formami wypukłymi, zwykle obłymi w planie. Powstają przez swobodną depozycję klastyczną lub chemiczną, lub przez swobodny wzrost form organicznych, np. raf lub bioherm.

Osobną grupę tworzą skupienia gniazdowe, które powstają przez wypełnienie niewielkich zagłębień morfologicznych, np. studni krasowych czy lejów sufozyjnych [7]. Wówczas forma skały osadowej wynika wprost z morfologii zagłębienia, do którego się dopasowuje.

Oprócz nagromadzeń powierzchniowych, skały osadowe powstają wewnątrz istniejących skał. Wówczas tworzą niewielkie i zwarte formy, które nazywane są konkrecjami lub sekrecjami (Rys. 5, Rys. 6). Zwykle ich struktura jest różna od skały otaczającej.

Definicja 1: Warstwa

 Warstwa to indywidualna i wyodrębniona, mająca formę płyty, jednostka
skały osadowej, której grubość, zwana miąższością warstwy, wielokrotnie jest mniejsza od jej zasięgu
lateralnego, czyli długości i szerokości (Rys. 1, Rys. 2). Granicę dolną warstwy nazywa się spągiem, a górną
stropem. Boczne granice warstwy są swobodne, gdy zanika ona w zbiorniku przez wyklinowanie się, czyli
stopniową redukcję swojej miąższości lub są wymuszone morfologią zbiornika, gdy warstwa kontaktuje z jego
granicą [1], [2], [3].

Definicja 2: Sekrecja

 Sekrecja [5], [2], [6] to wypełnienie kawern w skałach, powstałe przez
strącenie się na jej ścianach minerałów lub mineraloidów. Zapełnienie kawerny odbywa się dośrodkowo,
najpierw obejmuje części peryferyczne (sekrecje częściowe), kolejno części bardziej wewnętrzne i na końcu
części centralne (sekrecja pełna). Kształt sekrecji jest uzależniony od morfologii pustki. Sekrecje lateralne
powstają w strukturach o przebiegu liniowym, np. rozwartych spękaniach i mają formę żył mineralnych.

Definicja 3:

 Konkrecja [2], [6] to wyodrębniona forma osadowa pod względem składu
mineralnego oraz struktury wewnętrznej, która narasta odśrodkowo w obrębie skały osadowej. Powstaje

przez stopniowe strącanie się minerałów lub mineraloidów względem ośrodka, zwanego jądrem lub
rdzeniem konkrecji. Jądro pod względem mineralogicznym może być różne od konkrecji. Konkrecje
zwykle charakteryzuje obła morfologia i mają formy owalne lub soczewkowate. Typowe są dla nich
struktury bezładne lub koncentryczne, wtórnie mogą się wykształcać struktury promieniste [3].


Klasyfikacja skał osadowych


Struktury sedymentacyjne

Struktury pierwotne wykazują duże zróżnicowanie pod względem form. Wynika ono z mechanizmów ich powstawania oraz cech swoistych osadów. W ich obrębie wyróżnia się [7], [5]:

Struktury depozycyjne powstają jako pierwsze. Po etapie osadzania się materiału lub jeszcze w trakcie składowania struktury te mogą być modyfikowane przez kolejne procesy sedymentacyjne. Reorganizacja układu materiału prowadzi do wykształcenia struktur erozyjnych i deformacyjnych.

Struktury sedymentacyjne są formami przestrzennymi, dlatego optymalne dla ich identyfikacji są obserwacje w trzech różnych wymiarach. W odsłonięciach naturalnych zwykle występują ograniczone możliwości analizy i do badań dostępne są najczęściej przekroje warstw oraz niewielkie fragmenty ich powierzchni granicznych, tj.                                                                                spągu i stropu. Dla interpretacji struktur depozycyjnych oraz deformacyjnych, które są strukturami wewnątrzławicowymi, obserwacje pionowych profilów warstw zwykle dostarczają wystarczającą ilość informacji. Warto prowadzić obserwacje na powierzchniach zwietrzałych, gdyż wyrazistość struktur wewnątrzwarstwowych jest na nich lepsza. Procesy wietrzeniowe poprawiają czytelność struktur sedymentacyjnych przez uwypuklenie ich w reliefie skały. Struktury erozyjne, które są strukturami powiązanymi ze spągiem lub stropem, wymagają dostępu do powierzchni granicznych warstw.

Definicja 1: Struktury sedymentacyjne

  Obserwowalne makroskopowo, trójwymiarowe formy
wynikające z rozmieszczenia budulca w obrębie skał osadowych, które powstały w procesach sedymentacyjnych
nazywane są strukturami sedymentacyjnymi [1], [2], [3], [4].


Struktury depozycyjne

Powszechną strukturą depozycyjną jest warstwowanie, czyli występowanie jednostek osadowych wyraźnie ograniczonych horyzontalnymi lub nachylonymi pod niewielkimi kątami granicami, które nazywane są warstwami (Rys. 1). Warstwa jest jednostką podstawową, zwyczajowo dla wyróżniających się warstw o znacznej miąższości używa się terminu ławica [1], [2], [3]. Strukturę wynikającą z obecności zestawu płaskich warstw o mniej więcej stałej miąższości, które oddzielone są jedna od drugiej poziomo zalegającymi granicami, określa się jako uławicenie. Fuga międzyławicowa to miejsce styku dwóch warstw, czyli kontakt stropu warstwy niżejległej ze spągiem warstwy wyżejległej [1], [4], [5]. Poziome połączenie dwóch warstw w jedną, przy lateralnym zaniku granicy międzywarstwowej nazywane jest amalgamacją (Rys. 1).

Warstwowanie jest cechą większości skał osadowych. Analiza struktur depozycyjnych skał warstwowanych opiera się o obserwacje konfiguracji osadu w warstwach oraz o obserwacje wzajemnych relacji przestrzennych warstw lub zestawów lamin.

Struktury masywne (bezładne) występują w warstwach jednorodnych teksturalnie, w których profilu pionowym nie występuje zróżnicowanie w rozkładzie materiału. Gradacyjna zmiana wielkości składników, obserwowana w przekroju warstwy tworzy uziarnienie frakcjonalne. Ze względu na kierunek gradacji wydziela się [1], [2]:

Struktury laminowane charakteryzuje obecność lamin, czyli występowania jeden nad drugim, płaskich i cienkich, różniących się od siebie pakietów osadu (Rys. 3). Analiza laminacji i warstwowań obejmuje kształt lamin/warstewek oraz ich układ w warstwie, przez określenie ich zalegania w stosunku do powierzchni spągowej i stropowej warstwy. Występują dwa główne typy laminacji:

Laminację równoległą (poziomą) tworzy powtarzający się układ lamin/warstewek ułożonych mniej więcej poziomo w stosunku do powierzchni granicznych, czyli stropu lub spągu warstwy [1], [2], [5], [6], [7], [8], [9]. Biorąc pod uwagę geometrię jednostek, w jej obrębie wydzielana jest (Rys. 3):

W laminacji przekątnej (kątowej) laminy są nachylone w stosunku do powierzchni granicznych warstwy [1], [5], [4], [8], [9].

W warstwowaniu przekątnym zgodne wychylenie względem poziomu depozycyjnego obejmuje warstwy lub zestawy lamin.

Podział warstwowania przekątnego opiera się o wzajemny stosunek warstw. Różna orientacja dolnych powierzchni warstw powoduje wyróżnienie [1], [2], [7]:

Warstwowanie płaskie, występuje gdy granice między poszczególnymi zestawami lamin mają charakter płaszczyznowy, a laminy dochodzą do powierzchni granicznej warstwy kątowo lub stycznie tworząc laminację przekątną (Rys. 5, Rys. 6, Rys. 7). Ze względu na położenie granic zestawów lamin w jego obrębie występuje:

Warstwowanie rynnowe, występuje gdy spągi zestawów lamin lub warstw mają charakter siodłowaty i są wygięte ku dołowi.

Definicja 1: Struktura depozycyjna

  Struktura depozycyjna to przestrzenna konfiguracja
osadu, która została uformowana w trakcie osadzania materiału w basenie sedymentacyjnym.


Struktury erozyjne

Struktury erozyjne występują w formie (Rys. 1, Rys. 2), [1], [2], [3]:

Prądy wodne lub powietrzne, które przemieszczają się po dnie basenu sedymentacyjnego powszechnie tworzą struktury erozyjne. Cechą charakterystyczną tych struktur jest jednokierunkowa, zgodna ze zwrotem przepływu orientacja (Rys. 4, Rys. 6, Rys. 7). Struktury erozyjne powstają nie tylko przez bezpośrednie działanie strumienia wody lub powietrza, ale też przy współudziale narzędzi erozji, czyli przedmiotów, które są przez ten prąd transportowane.

Prądy powietrzne oddziaływują na powierzchnię osadu głównie w warunkach lądowych (zob.  Uwarunkowania działalności eolicznej). Generalnie prowadzą do obniżenia powierzchni terenu. Typowymi strukturami wiatrowymi są ślady z rozwiewania (ślady deflacyjne). Wywiewaniu (deflacji) podlega sypki materiał, którego odprowadzenie powoduje odsłonięcie powierzchni odpornej na rozwiewanie, czyli stropu osadu kohezyjnego (np. zawilgoconego) lub litej skały. Niezwiązane z podłożem przedmioty znajdujące się na rozwiewanej powierzchni stanowią przeszkody. Ograniczają proces deflacyjny osłaniając znajdujący się pod nimi materiał (zob.  Deflacja i formy deflacyjne). Nierównomierne tempo erozji wiatrowej powoduje wykształcanie wiatrowych form erozyjnych. Ich gabaryty są różne, zależą od siły wiatru oraz od wielkości przeszkody. Wokół przedmiotów tworzą się struktury (okołoprzedmiotwe) z rozwiewania. Usunięcie osadu od strony dowietrznej powoduje powstanie pod nią cokołu mającego formę asymetrycznego, wydłużonego w kierunku przepływu prądu trzonu. Jest on uformowany z pozostawionego pod przeszkodą oraz w jej cieniu wiatrowym (na jej zapleczu) osadu. Struktury okołoprzedmiotowe powstają róuwnież przy ostańcach wiatrowych (deflacyjnych) (zob.  Deflacja i formy deflacyjne).

Kanały erozyjne to długie, linijne w planie, a w przekroju poprzecznym półkoliste rynny, które powstają na trasie przepływu skoncentrowanego, wysokoenergetycznego i obciążonego materiałem klastycznym prądu wodnego [1], [2], [4]. Po etapie erozji, w którym zostają utworzone wcięcia kanałowe, następuje etap depozycji. Formy te wypełniane są materiałem gradacyjnie drobniejącym ku górze. Materiał ten jest zwykle grubiejziarnisty w stosunku do osadu podłoża. Czytelność kanału jest podkreślona przez kontrast teksturalny pomiędzy osadami podłoża, a jego wypełnieniem. Kanały erozyjne wyraźnie zaznaczają się w profilach odsłonięć (Rys. 5). Mają ostre dolne granice, które przecinają struktury depozycyjne skał podległych. Kanały erozyjne mają różne rozmiary, zwykle rozcinają kilka (lub wiele więcej) warstw podłoża. Wcięcie erozyjne może być też płytkie i naruszać tylko część pojedynczej warstwy. Gabaryty kanału zmieniają się w profilu podłużnym. W proksymalnej i centralnej części struktury, gdzie działalność erozyjna prądu jest wyższa, osiągają największe wymiary, w częściach w dystalnych ulegają                                                                                wypłyceniu.

Rozmycia erozyjne stanowią płytkie (głębokości centymetrów, rzadziej decymetrów) (Rys. 6), zagłębienia o niewyraźnie zaznaczonych osiach, które powstały na trasie przepływu prądów wodnych [1]. Zazwyczaj mają łagodną morfologię. Powierzchnia rozmyć jest równa lub urzeźbiona. Mogą na niej występować różnie wykształcone grzbiety i bruzdy prądowe.

Do powszechnych struktur erozyjnych należą jamki wirowe [5], [1], [6], [7], [2]. Są one tworzone przez przydenne wiry wodne, które powstają podczas przepływu prądu. Mają formę linowych, asymetrycznych w profilu podłużnym zagłębień. Od strony doprądowej są strome, po stronie zaprądowej stopniowo się rozszerzają i wypłycają. Jamki wirowe mają z niewielkie rozmiary, z reguły ich głębokości liczone są w pojedynczych centymetrach.

W trakcie przepływu prądów wodnych po dnie zbudowanym z osadów spoistych powstają kotły wirowe (eworsyjne) [1]. Formowane są w procesie eworsji przez rozmywanie podłoża wspomaganą abrazją narzędziową, czyli szlifowaniem, wprawionym w ruch wirowy, materiałem ziarnistym. Płytkie kotły wirowe to formy młodociane. Są asymetrycznymi zagłębieniami o ostro nachylonych ścianach od strony doprądowej oraz łagodniejszych od strony zaprądowej. Formy głębokie, cylindryczne, które mają gładkie, pionowe lub prawie pionowe ściany, to struktury dojrzałe.

Występowanie przeszkody (przedmiotu lub niewielkiej formy morfologicznej) na trasie przepływu prądu wodnego powoduje wytworzenie struktury okołoprzedmiotowej, zwanej śladem z opływania (Rys. 8), [1], [7]. Ślad erozyjny powstaje w bezpośrednim otoczeniu przeszkody, zwykle wzdłuż niej (lub zarówno przed jej czołem, jak i wzdłużnie) formują się bruzdy opływowe, które za przeszkodą ulegają rozszerzeniu, wypłyceniu i gradacyjnie zanikają.

Innym typem struktur erozyjnych są ślady narzędziowe (Rys. 8), [1], [7]. Tworzą się one powszechnie w warunkach wodnych, jak i lądowych. Najczęściej są to struktury linijne, które powstają przez naruszenie powierzchni złożonego osadu narzędziami, czyli przedmiotami niesionymi przez prądy. Narzędzia to dowolny twardy materiał znajdujący w środowisku sedymentacyjnym, przykładowo fragmenty gałęzi, klasty czy elementy szkieletowe organiczne, tj. fragmenty muszli lub kości. W zależności od formy wyróżnia się ślady:

Duża i różnorodna grupa struktur erozyjnych jest tworzona przez organizmy zwierzęce zasiedlające strefy denne basenów sedymentacyjnych (Rys. 9), [1], [6]. Deformacja powierzchni zdeponowanego osadu odbywa się podczas ruchu organizmów. Ślady organiczne mają różną morfologię, najczęściej są to serie niewielkich zagłębień lub wąskich i wydłużonych bruzd. Ich morfologia zależy od sposobu przemieszczania się i budowy aparatu                                                                                lokomotorycznego zwierząt. Reprezentowane są przez ślady pełzania, skakania, kroczenia oraz ślady zagrzebywania. Ślady biogeniczne w większości są kręte, o zmiennym kursie i powszechnie krzyżują się. Ich odlewy noszą nazwę bioglifów.

Ślady erozyjne powstają najczęściej poprzez działalność prądów lub organizmów, ale mogą również powstać w wyniku działania innych czynników zewnętrznych. Powszechnie tworzą się podczas kontaktu osadu z przemieszczanym grawitacyjne narzędziem. Tego rodzaju struktury formowane są na powierzchniach pochyłych, np. na stożkach poprzez transport rotacyjny, zsuwy lub poślizgi narzędzi erozji, np. dużych ziarn skalnych, materiału organicznego, pakietów osadu. W zależności od typu przemieszczenia mają one formy zadziorów uderzeniowych, bruzd ślizgowych lub trakcyjnych. Mogą też powstawać na powierzchniach horyzontalnych w wyniku uderzeń. Do takich struktur należą kratery uderzeniowe, czyli ślady powstające przez upadek grawitacyjny narzędzi, np. bloków i bomb wulkanicznych, gradu, meteorytów oraz deszczu (Rys. 2), [1], [6], [7].


Struktury deformacyjne

W wyniku odwodnienia osadów powstają struktury o typie ucieczkowym. Najczęściej mają one formę kanałów ucieczkowych lub struktur miseczkowych. Kanały ucieczkowe to pionowe, walcowate struktury powstałe na trasie skoncentrowanego przepływu wyciskanej z osadu wody [2], [5], [4]. Przecinają one pierwotne struktury sedymentacyjne, zaburzają układ osadu i deformują laminacje w strefach przykanałowych. Skoncentrowany przepływ zaciera pierwotne struktury, dlatego kanały zwykle wypełnione są osadem bezładnym. Znacznie rzadziej występują w nich struktury fluidalne, mające formę, zgodnych z kierunkiem przepływu, smugowań. Rozerwane laminy w strefach przykanałowych są podgięte ku górze, czyli w kierunku ucieczki wody. Kanały ucieczkowe wychodzące na dno basenu kończą się niewielkimi kraterami, powstałymi przez wyrzucenie ze strefy przypowierzchniowej kanału upłynnionego materiału.

Struktury miseczkowe powstają w osadach laminowanych kohezyjnymi iłami i mułami lub w wzbogaconych w muł strefach masywnego osadu (Rys. 3, Rys. 4), [5], [3], [6]. Tworzą je podgięte łagodnie ku górze fragmenty rozerwanych lamin. Przerwanie ciągłości lamin i ich deformacja jest wywołana punktową iniekcją wody. Struktury miseczkowe zwykle występują seryjnie. Powtarzają się zarówno lateralnie, jak i w profilu pionowym.

Kanały ucieczkowe powstają również podczas odgazowania osadu (np. ucieczki metanu lub powietrza). Mają formę prostych, pionowych, przecinających laminację kanalików (Rys. 4). W osadach sypkich kanalik kończy się lejkowatym zagłębieniem, które powstaje przez grawitacyjny ruch osadu przykanałowego.

Inne typy struktur deformacyjnych powstają przez ruchy masowe. Powszechnie spotykane są warstwowania zaburzone [5], [3]. Powstają one najczęściej podczas grawitacyjnych przemieszczeń osadu, zwykle wskutek osuwania, ześlizgów lub płynięcia (Rys. 5). W zależności od skali przemieszczenia, zaburzenia te obejmują pojedynczą warstwę lub zespół warstw. W trakcie ruchu materiału powstają deformacje ciągłe i nieciągłe, o różnym stopniu komplikacji. Ze względu na stopień deformacji wyróżnia się [5]:

W warstwowaniu zaburzonym dochodzi do powstania odcinkowych zmian miąższości lamin i/lub struktur fałdowych, w tym do wykształcenia fałdów deformacyjnych. Są one wynikiem upłynnienia lub uplastycznienia osadu. Fałdy deformacyjne to zespół mniej lub bardziej izolowanych struktur fałdowych (synklin i antyklin) (Rys. 6), [5], [3]. Powstają przez deformacje, przemieszczanego grawitacyjnie jednego, uwodnionego pakietu osadowego. Cechą charakterystyczną jest jednostronne, zgodne z kierunkiem przemieszczenia obalenie tych fałdów. Warstwowaniu zaburzonemu powszechnie towarzyszą struktury z upłynnienia, np. wycienienia i pogrubienia w obrębie deformowanej ławicy.

Struktury, podobne do fałdów deformacyjnych, są też formowane pod wpływem działalności prądów dennych. Zwłaszcza prądów gęstych i ciężkich, które niosą duży ładunek materiału klastycznego. Do zaburzeń dochodzi przez ukierunkowany nacisk, który podczas przepływu jest wywierany na zewnętrzne części osadu. Powoduje on uplastycznienie nieskonsolidowanego osadu i umożliwia jego dalsze fałdowanie.

Deformacje o innym charakterze są związane z niestatecznym warstwowaniem gęstościowym w tzw. układach złożonych (Rys. 7), [5], [1], [2], [3], [4]. Powstają przez przemieszczenie pionowe materiału, wywołane dążnością do uzyskania układu statecznego pomiędzy warstwami o różnym ciężarze objętościowym. Najczęściej ruch ten jest generowany w osadzie, w którym ponad warstwą o mniejszym ciężarze objętościowym znajduje się warstwa o większym ciężarze. W takim układzie materiał wyżejległy ulega przemieszczeniu zajmując pozycje poniżej swojego depozycyjnego spągu. To z kolei wymusza migrację materiału podległej warstwy ku górze. W końcowym stadium tego procesu osiągane jest stateczne warstwowanie gęstościowe, w którym całość osadu o większym ciężarze objętościowym zajmuje stabilne położenie, poniżej osadu o mniejszym ciężarze. Istotne znacznie ma tutaj ilość wody w osadzie, gdyż wiele deformacji w układach złożonych tworzy się w warunkach upłynnienia. Utrata wody wiąże się z zatrzymaniem deformacji na różnych etapach jej rozwoju.

Wzajemne relacje przestrzenne osadu grzęznącego i wyciskanego zależą również od lepkości sąsiadujących ze sobą warstw. W wyniku niestatecznego warstwowania gęstościowego powszechnie tworzą się formy proste i dochodzi do wytworzenia falistej powierzchni granicznej pomiędzy warstwami (symetrycznej lub nieregularnej) lub powstania indywidualnych form o kształcie szerokich kropel, o spłaszczonych powierzchniach czołowych, które odchodzą zarówno od stropu, jak i od spągu warstw. Formy wyciskane ku górze warstw noszą nazwę diapirów. Rzadziej tworzą się cienkie, wydłużone formy nazywane soplami, które opadają od stropu warstwy nadległej. Ogólnie dla określenia grupy tego typu deformacji używa się terminu pogrązy (Rys. 7, Rys. 8, Rys. 9), [2], [6], [3], [4], [7], [8].

W kolejnych stadiach rozwoju deformacji dochodzi do izolacji się pogrązów i powstania swobodnych form, które podlegają indywidualnemu przemieszczaniu. W zależności od kształtu nazywane są one:

Obraz struktury deformacyjnej komplikuje się, jeśli niestatecznemu warstwowaniu gęstościowemu towarzyszy ruch międzyławicowy. Wtedy struktury, które mają z natury orientację pionową, będą dodatkowo modyfikowane przez składową poziomą.

W pakietach osadowych, które zbudowane są z warstw o różnych ciężarach objętościowych, powstają zaburzenia o znacznym stopniu komplikacji, które w ogólnym obrazie przypominają warstwowanie zaburzone.

Inny typ deformacji powstanie wskutek upłynnienia osadu znajdującego się pod warstwą sztywną i kruchą (Rys. 10). W takim układzie warstwa nadległa podlega dezintegracji na różnej wielkości fragmenty, które indywidualnie grzęzną w osadzie upłynnionym. Podział warstwy sztywnej na elementy ma też miejsce w układzie odwrotnym, przez działalność upłynnionego osadu pozostającego w nadkładzie. Jest wynikiem penetracji przez osad upłynniony (o większym ciężarze) spękań, które występują w warstwie podległej (o mniejszym ciężarze). Dla uzyskania stateczności, odspojone wzdłuż spękań elementy, podlegają transportowi ku górze [5].

Kolejnym typem deformacji synsedymentacyjnych, związanych z wewnątrzławicowym upłynnieniem osadu, jest warstwowanie konwolutne (Rys. 11), [5], [2], [1], [6], [3], [4]. Tworzą go serie niewielkich struktur fałdowych, wykształconych na bazie przekątnej i równoległej laminacji, które gradacyjnie zanikają ku spągowi i stropowi warstwy. Są one nazywane konwolucjami. Powstają głównie w osadach drobnoziarnistych frakcji od aleurytowej po bardzo drobnopsamitową.

Deformacje ciągłe i nieciągłe występują powszechnie w osadach, które podlegały zmianom objętości. Przejawem kurczenia się masy osadowej są spękania ciosowe, w wyniku których dochodzi do przerwania ciągłości struktur. Ich powstanie powiązane jest z wycienieniem i deformacją obszarów przyspękaniowych. Odwrotny proces, czyli pęcznienie wywołuje deformacje ciągłe i utworzenie zaburzeń fałdowych. Przy znacznym zwiększeniu objętości zaburzenia fałdowe tracą ciągłość i następuje wykształcenie deformacji nieciągłych. Zarówno kurczenie się, jak i pęcznienie związane jest głównie z utratą lub dostawą wody do osadu.

Kolejną grupą struktur deformacyjnych są struktury bioturbacyjne [5], [2], [7], [8]. Ppowstają one przez zaburzenie pierwotnego układu osadu w wyniku działalności organizmów (Rys. 12). Najczęściej tworzone są podczas przemieszczania się organizmów zwierzęcych w obrębie niezlityfikowanego osadu. Przy intensywnym zbioturbowaniu osadu następuje zatarcie jego pierwotnych struktur sedymentacyjnych, a w zaawansowanym stadium dochodzi do jego homogenizacji. Jeśli organizmy penetrujące osad należą do mułożerców, w miejscach bioturbacji zwykle występuje wzbogacenia w związki węgla organicznego.

Do organicznych deformacji zaliczane są również ryzoidy, czyli zaburzenia osadu, najczęściej nieciągłe, które powstają podczas penetracji osadu przez systemy korzeniowe roślin.

Definicja 1: Struktury deformacyjne

  Struktury deformacyjne są zaburzeniami wewnątrzwarstwowymi,
w wyniku których dochodzi do przekształcenia struktur depozycyjnych, a przez to do komplikacji struktury
wewnętrznej osadu. Powstają w etapie postdepozycyjnym, ale jeszcze przed lityfikacją osadu. W ich obrębie
występują:

deformacje ciągłe, które obejmują zmiany oryginalnej morfologii pierwotnych struktur przy
zachowaniu ich kontynuacji,

deformacje nieciągłe, które są związane są z rozczłonkowaniem wcześniej powstałych struktur
sedymentacyjnych i podziałem osadu na fragmenty.


Skały okruchowe

Podstawowym składnikiem skały okruchowej jest ziarno (klast) [1].

Nagromadzenie niezwiązanego materiału ziarnistego tworzy skałę okruchową luźną. Skały, w których klasty zostały połączone nazywane są zwięzłymi [4]. Zespolenie ziaren następuje przez wytworzenie spoiwa, które uformowane zostaje podczas diagenezy.

Podziały wewnętrzne skał piroklastycznych i detrytycznych prowadzone są w oparciu o frakcję materiału ziarnistego (zob.  Tekstury skał okruchowych). W klasyfikacjach brana jest pod uwagę też zwięzłość skały, a w odniesieniu do frakcji psefitowej również stopień obtoczenia klastów (zob.  Tekstury skał okruchowych). Standardowy opis skał okruchowych uwzględnia identyfikację ich cech strukturalnych (zob.  Formy skał osadowych,  Struktury depozycyjne,  Struktury erozyjne,  Struktury deformacyjne), tekstualnych oraz składu mineralnego lub/i litologicznego ziarna; w przypadku skał zwięzłych również określenie rodzaju                                                                                spoiwa.

Definicja 1: Ziarno

  Ziarnem jest fragment skały macierzystej, element organiczny lub skrzepły
podczas transportu strzęp lawy. Może ono mieć formę okruchu skalnego, kryształu lub jego fragmentu, również
szkieletu organicznego, zachowanego w całości lub w części, jeśli taki został doniesiony do zbiornika
sedymentacyjnego.


Tekstury skał okruchowych

Wielkość ziaren w skale osadowej nazywana jest frakcją [1], [2]. W analizie makroskopowej dla określenia frakcji najczęściej stosowana jest skala metryczna, która oparta jest o bezpośredni pomiar ziarna. Standardowo wydzielane są 4 główne frakcje, czyli psefitowa, psamitowa, aleurytowa i pelitowa, które obejmują następujące przedziały wielkościowe [3]:

Frakcja służy do ustalenia zakresu wielkości ziarna, wyznaczenia jego przeciętnej średnicy, do oszacowania wzajemnych proporcji poszczególnych rodzajów wielkości ziaren oraz od określenia stopnia selekcji, czyli wysortowania ziarna (Rys. 1), [1], [4], [5], [6]. Niski stopień selekcji charakteryzuje skały, w których występuje duży rozrzut wielkości ziarna, natomiast wysoki stopień selekcji wykazują skały, które zbudowane są z ziaren o zbliżonych wymiarach. Do szacowania stopnia selekcji powszechnie wykorzystywane są wzorce graficzne.

Podczas transportu ziarno podlega przekształceniu. Zmniejsza się jego rozmiar i dochodzi do modyfikacji jego morfologii. W pierwotnie kanciastym okruchu następuje redukcja ostrych form oraz stopniowe obniżanie i wygładzanie stref narożno-krawędziowych (Rys. 3). Prowadzi to do zaokrąglenia ziarna przez powstanie tzw. obtoczenia, które jest miarą starcia jego pierwotnie kanciastych części [4], [1], [2], [6].

W charakterystyce makroskopowej przyjęto 4-stopniową skalę obtoczenia, według której (Rys. 2), [2], [6]:

Na podstawie stopnia selekcji ziarna oraz jego obtoczenia określany jest stopień dojrzałości teksturalnej skały okruchowej [8], [1]. Wysoki stopień dojrzałości wykazują skały dobrze wysortowane i zbudowane z ziaren obtoczonych. Niski stopień dotyczy skał, w których występuje duży rozrzut wielkości i obecne są ziarna słabo lub nieobtoczone.

Stopień wypełnienia skały okruchowej przez ziarna nazywany jest upakowaniem [2], [1]. Pomiędzy ziarnami mogą występować pory, czyli wolne, nie wypełnione przestrzenie (zob.  Szkielet ziarnowy i spoiwo). Obecność porów jest cechą skały porowatej [4], [1], [6]. W luźnych skałach grubo- i średnioziarnistych upakowanie związane jest z objętością powierzchni porowej. Wyższy stopień upakowania wykazują skały, w których powierzchnia porowa jest niewielka, wraz ze wzrostem tej powierzchni spada stopień upakowania. Upakowanie zależy od wielu parametrów, m.in. od frakcji materiału, kształtu ziaren oraz stopnia wysortowania. Podczas diagenezy następuje redukcja lub zanik przestrzeni porowej (np. przez kompakcję lub krystalizację spoiwa w przestrzeniach międzyziarnowych). Skały zwięzłe, w których przestrzeń porowa została wyeliminowana mają tekstury zbite.

Kolejnym parametrem teksturalnym, określanym przy analizach makroskopowych jest kształt ziarna, czyli jego ogólna forma geometryczna [1], [9], [6]. Pierwotna forma wykształca się podczas rozpadu skały macierzystej, wtórna jest efektem późniejszych modyfikacji zachodzących podczas transportu. Kształt ziarna zależy od przebiegu oraz warunków sedymentacji, ale również od własności swoistych okruchu, w szczególności od jego twardości, łupliwości, ścieralności, sprężystości i obecności struktur wewnętrznych.

Ziarna występują w 4 typach kształtów (Rys. 4):

Przyporządkowanie do odpowiedniego typu kształtu opiera się na zebraniu z każdego ziarna 3 pomiarów w płaszczyznach wzajemnie do siebie prostopadłych: (a) długości (pomiar wzdłuż najdłuższej osi), (b) szerokości, (c) wysokości (pomiar wzdłuż najkrótszej osi). W praktyce sedymentologicznej do wyznaczania kształtów ziaren używany jest diagram kształtów, którego zastosowanie wymaga wyznaczenia stosunków szerokości do długości ziarna (b/a) oraz wysokości do szerokości (c/b).

Podczas prac terenowych, gdy potrzebna jest sprawna kwalifikacja kształtu ziarna, szacuje się je biorąc pod uwagę stosunki wymiarów przyjmując, iż (Rys. 4), [2], [6], [1]:

Kształty ziaren określa się zwykle w obrębie frakcji psefitowej. Dla uzyskania wiarygodnych danych potrzebna jest określona populacja pomiarów. Optymalną ilość daje próba składająca się z 300 ziaren, ale miarodajne wyniki uzyskiwane są już z pomiarów 100 ziaren. Oprócz danych metrycznych, charakterystyka każdego ziarna powinna obejmować identyfikację petrograficzną/mineralogiczną oraz cech strukturalnych.

Charakter powierzchni ziaren obtoczonych jest kształtowany podczas transportu. Powierzchnie ziaren są matowe, gładkie lub urzeźbione rysami i ich cechy są wskaźnikowe dla warunków, w których odbywało się przemieszczenie. Powierzchnie matowe formowane są podczas transportu ziarna w środowiskach lądowych, powierzchnie gładkie i lśniące mają ziarna środowisk wodnych. Rysy powstają podczas kolizji ziaren z twardym ostrokrawędzistym materiałem w ośrodku powietrznym lub pod naciskiem. W analizie makroskopowej cechy powierzchni ziarna określa się w odniesieniu do frakcji psefitowej lub grubopsamitowej, w mniejszych ziarnach do opisu tej cechy potrzebna jest aparatura optyczna. Obserwację powierzchni prowadzi się na klastach, o znacznej twardości, które długo pozostawały w transporcie. Zwykle wykorzystuje się, powszechnie występujące w środowiskach sedymentacyjnych, ziarna kwarcowe [6].

Cechy teksturalane ziaren wynikają z mechanizmu ich powstania oraz przemian podczas transportu. Po złożeniu materiału cechy te są utrwalane lub podlegają dalszym modyfikacjom w etapie postdepozycyjnym, np. przez drążenia skałotoczy, wciski, powstałe przez rozpuszczanie pod ciśnieniem powierzchni stycznych ziaren, zwietrzenia czy ścięcia erozyjne.


Szkielet ziarnowy i spoiwo

Podstawowym składnikiem skały okruchowej jest ziarno. Zespół ziaren, który buduje korpus skały nazywany jest szkieletem ziarnowym [1], [2]. Ze względu na ilość ziarna oraz wzajemne relacje pomiędzy ziarnami w szkielecie ziarnowym wydziela się skały o [2], [1], [3], (Rys. 1):

Przekształcenie luźnej skały okruchowej w skałę zwięzłą wiąże się z wytworzeniem w niej spoiwa (lepiszcza) (Rys. 3), (zob.  Skały okruchowe), [1], [3], [5], [6]. Jest to element, który łączy ziarna i stabilizuje formę skały okruchowej.

Pod względem teksturalnym spoiwa dzielona są na:

Spoiwa chemiczne mogą budować wszystkie minerały autigeniczne. Do najczęściej spotykanych spoiw należą spoiwa [5], [6]:

W skałach klastycznych spoiwa są jednoskładnikowe, czyli monominerlane (np. spoiwo węglanowe czy krzemionkowe) lub dwu- / trzyskładnikowe, czyli oligominerlane (np. spoiwo ilasto-żelaziste czy krzemionkowo-ilasto-żelaziste).

Spoiwa detrytyczne charakteryzowane są pod względem mineralogicznym oraz w oparciu o frakcję materiału ziarnistego. W skałach ziarnistych występują głównie spoiwa drobnoklastyczne (tj. mułowcowe lub ilaste), choć powszechnie spotykane są też spoiwa z udziałem frakcji psamitowej. Frakcja spoiwa koreluje się ze stopniem wysortowania szkieletu ziarnowego. Spoiwo o dużym rozrzucie frakcji zwykle występuje w obrębie skał o niskim stopniu selekcji ziarna.

Udział spoiwa w skałach okruchowych jest zróżnicowany (Rys. 4). Ze względu na jego ilość wydziela się [3], [6], [7]:


Materiały piroklastyczne

Ziarna piroklastyczne mają formę (Rys. 1):

Najczęściej stosowany podział ziaren piroklastycznych jest oparty o kryteria teksturalne i prowadzony jest ze względu na frakcję materiału [1], [2], [3], [4], [5], [1]. Zgodnie z nim, we frakcji psefitowej wyróżnia się ziarna wielkości powyżej 64 mm, które nazywane blokami i bombami wulkanicznymi oraz ziarna mniejsze, które nazywane są lapillami. Podział ziaren na bloki i bomby ma podłoże genetyczne (Rys. 2). Bloki są litoklastami akcydentalnymi. Tworzą je ostrokrawędziste klasty pochodzące z rozsadzenia skał osłony komina wulkanicznego. Bomby wulkaniczne są piroklastami juwenilnymi o typie litoklastów, rzadziej mieszanymi o typie litoklastyczno-witroklastycznym. Powstają przez skrzepnięcie porcji lawy podczas transportu w atmosferze (Rys. 2). Typowy jest dla nich obły, zwykle wrzecionowaty kształt. Lapille są głównie pochodzenia juwenilnego. Mają formę obłych lub nieregularnych w kształcie litoklastów lub witroklastów. Lapille o wysokiej porowatości nazywane są scoriami lub szlakami. Ich gąbczastą odmianą jest pumeks. Ziarna piroklastyczne mniejsze od 2 mm zaliczane są do popiołu wulkanicznego.                                                                                W niektórych klasyfikacjach, frakcje poniżej 0,0625 mm wyodrębnia się jako pył wulkaniczny. Ziarna popiołu mają formy krystaloklastów lub witroklastów i w większości są piroklastykami juwenilnymi.

Kształty ziaren piroklastycznych zależą od ich genezy. Piroklastyki juwenilne, zwłaszcza psefitowe o typie bomb czy lapilli, są obłe lub nieregularne. Ich formowanie zachodzi podczas transportu powietrznego przez modelowanie w strumieniu powietrza krzepnącej, a więc jeszcze płynnej lub plastycznej lawy [2]. Bomby, powstałe z wprawionej w ruch wirowy lawy, tworzą obłe i spiralnie skręcone wrzecionowate formy. Ziarna frakcji psamitowej i drobniejsze są mniej regularne. Zwykle występują w nich struktury ucieczkowe, które są efektem odgazowania zachodzącego podczas transportu. W trakcie depozycji część ziaren piroklastycznych, zwłaszcza większych frakcji, podlega kruszeniu. Zachodzi ono podczas upadku ziarna na powierzchnię Ziemi. Rozbicie ziarna powoduje rozdrobnienie materiału piroklastycznego i wykształcenie ostrokrawędzistych form. Materiał juwenilny, który jest zasobny w gazy może podlegać kruszeniu już podczas transportu powietrznego. Jest on rozrywany przez parcie gazów lub pęka podczas gwałtownego studzenia stopu [1]. Pierwotną i wtórną ostrokrawędzistość wykazują ziarna lityczne.


Skały piroklastyczne

Luźna skała piroklastyczna, która została zdeponowana w warunkach lądowych nazywana jest tefrą (Rys. 1, Rys. 2), [6], [3], [4]. Ma ona strukturę bezładną i cechuje ją słaba selekcja ziarna. W zależności od stopnia wysortowania (zob.  Skały piroklastyczne [w:] Geologia. Ziemia i procesy endogeniczne) i dominującej frakcji ziaren wyróżnia się w jej obrębie tefry:

Do tefry drobnoziarnistej zalicza się popioły i pyły wulkaniczne. Popioły wulkaniczne zbudowane są z frakcji psamitowej i drobniejszych, natomiast osady piroklastyczne składające się tylko z frakcji pelitowej i aleurytowej są pyłem wulkanicznym [5]. Stopień wysortowania tefry jest wyraźnie korelowalny z długością transportu. Wraz ze wzrostem dystansu pomiędzy wulkanem, a miejscem depozycji następuje poprawa wysortowania, która zaznacza się przez redukcję ilości materiału frakcji grubiej ziarnistych.

Odmiany zwięzłe tefry nazywane są ogólnie tufami [6], [4], (Rys. 3, Rys. 4). We frakcji psefitowej wydzielane są brekcje piroklastyczne i konglomeraty. Brekcje są zwięzłymi odpowiednikami blokowisk. Składają się one w 75% z bloków, którym towarzyszą domieszki bomb wulkanicznych i wiążący skałę materiał frakcji drobniejszych. Konglomeraty tufowe (piroklastyczne) są zwięzłymi ekwiwalentami tefry bombowej i bombowo-lapillowej [1], [3], [4], [5], [7]. W ich składzie ziarnowym dominują bomby wulkaniczne i lapille, które spaja masa drobniejszych frakcji.

Skały zwięzłe frakcji drobnopsefitowej nazywane są tufami lapillowymi, a zbudowane ziaren frakcji psamitowej i drobniejszych - tufami popiołowymi [6].

Tufy są zwykle skałami porowatymi. Powstają przez dość szybką lityfikację. Jest ona wspomagana przez wody atmosferyczne, które infiltrują złożony, często jeszcze podgrzany materiał.

Materiał piroklastyczny deponowany w środowisku wodnym, który zawiera minimum 25% piroklastów tworzy skałę nazywaną tufitem (Rys. 4), [1], [3], [4], [6], [5], [8]. Oprócz ziaren piroklastycznych w tufitach występują inne allo- lub autigeniczne składniki skał osadowych. Klasyfikacje tufitów oparte o frakcję prowadzone są z użyciem nomenklatury właściwej dla skał detrytycznych i w ich obrębie wydziela się konglomeraty i brekcje, piaskowce, mułowce i iłowce. Do powstania tufitów zwykle dochodzi w środowiskach niskoenergetycznych, które cechuje wolne tempo sedymentacji tła. Wykształcają się w nich struktury sedymentacyjne właściwe dla środowiska depozycji.

Skały piroklastyczne o innym charakterze powstają wskutek redepozycji materiału piroklastycznego przez masowe ruchy grawitacyjne, głównie przez osuwiska czy spływy (spływy popiołowe, lahary) [7]. Powstają wówczas formy koluwiów zbudowanych z luźnego materiału, który po lityfikacji przechodzi w odmiany zwięzłe. Specyficznym typem skał formowanych przez ruchy grawitacyjne są ignimbryty (tufy spieczone) [9], [5], [8]. Powstają przez depozycję rozgrzanego materiału piroklastycznego transportowanego w formie chmur gorejących. Materiał ten ulega szybkiemu związaniu, które następuje podczas jego studzenia.

Definicja 1: Skały piroklastyczne

  Skały, które składają się w co najmniej 75% z materiału
piroklastycznego nazywane są skałami piroklastycznymi.


Skały detrytyczne

Zwykle w szkielecie ziarnowym skał detrytycznych występuje jedna lub dwie frakcje materiału ziarnistego. Inne frakcje, o ile występują, są komponentem pobocznym lub akcesorycznym. Szczególnym typem skały okruchowej, która składa się z ziaren wszystkich frakcji jest glina (mikstyt) (Rys. 1), (zob.  Glina lodowcowa), [1], [3]. Ma strukturę masywną i zawiera ziarna o różnym stopniu obtoczenia. Uważana jest za skałę skrajnie niedojrzałą teksturalnie. Gliny powstają w wyniku wietrzenia in situ, są też efektem masowej depozycji (np. podczas powierzchniowych ruchów masowych lub zrzucania moreny przez lodowiec). W związku z obecnością frakcji drobnoklastycznych, które są kohezyjne, gliny wykazują spoistość.

Inny powszechnie stosowany podział skał okruchowych uwzględnia stosunek ilościowy ziaren do drobnoziarnistego matriks. Zgodnie z nim wydzielane są [4], [1], [6]:

Skały detrytyczne są skałami o bardzo szerokim rozprzestrzenieniu. Stanowią powszechny i ważny budulec zewnętrznej części skorupy ziemskiej. Materiał klastyczny jest masowo produkowany i deponowany w wielu różnych basenach sedymentacyjnych i w bardzo zróżnicowanych warunkach środowiskowych.


Psefity

W wyniku konsolidacji ostrokrawędzistych ziaren psefitowych powstają brekcje (okruchowce, druzgoty) (Rys. 1), [3], [2], [1], [6], [5], [7]. W brekcjach, których materiał podlegał przemieszczeniom (np. grawitacyjnym) (zob. Stokowe ruchy masowe i ich przyczyny), składnikiem spoiwa jest zwykle drobnoziarnisty materiał okruchowy. Stanowi on samodzielne lepiszcze o typie matriks lub jest komponentem mieszanego spoiwa klastyczno-chemicznego. Czyste spoiwa chemiczne są rzadziej spotykane. Występują głównie w brekcjach zbudowanych z materiału, który nie był przemieszczany.

Skałami luźnymi zbudowanymi z ziaren obtoczonych frakcji psefitowej są żwiry (Rys. 2), [6], [5], [2]. Żwir powstaje podczas transportu gruzu. Zmiana kształtu ziaren zachodzi przez abrazję, w trakcie której dochodzi do ich obróbki mechanicznej. Powoduje ona ogólne zaokrąglenie okruchów, przez wygładzenie ich powierzchni i eliminację ostrokrawędzistych stref. W porównaniu do gruzów, żwiry są skałami o wyższej dojrzałości teksturalnej, choć stopień ich wysortowania jest niski z uwagi na duży rozrzut wielkości ziarna. Stopień ten wzrasta wraz ze spadkiem maksymalnej średnicy ziarna w skale. Odmiany drobnokalibrowe żwirów zwykle współwystępują z grubym psamitem, tworząc odmiany mieszane skał zwane żwirami zapiaszczonymi (piaszczystymi). Transport materiału psefitowego odbywa się przez czynniki o odpowiedniej nośności, takie które są zdolne wprawić ruch ziarno psefitowe. Zwykle żwiry powstają w środowisku wysokoenergetycznym, np. wód płynących (zob.  Osady rzeczne) czy w strefie falowania (zob.  Sedymentacja płytkomorska).

Zwięzłą odmianą żwirów są zlepieńce (konglomeraty) [2], [4], [5], [6]. Ich lepiszcze zwykle zawiera materiał drobnoziarnisty, będący podstawowym składnikiem spoiwa lub komponentem towarzyszącym.

Klasyfikacje wielkości ziarn są podziałami otwartymi i nie określają górnego limitu frakcji (zob.  Tekstury skał okruchowych). Do psefitu zaliczane jest każde ziarno skalne, które jest większe od 2 mm. Powoduje to, że zakres wielkości ziaren tej frakcji jest bardzo duży i ze względów pragmatycznych rozdziela się go na dwie kategorie wielkościowe. W obrębie psefitów nieobtoczonych ziarna powyżej 20 cm nazywane są głazami, a poniżej 20 cm gruzem lub okruchami, z kolei, w psefitach obtoczonych ziarna powyżej 20 cm nazywane są blokami, natomiast żwirem lub otoczakami nazywa się ziarna mniejsze.

Podziały psefitów prowadzone są w oparciu o różne kryteria, poza wymienionymi powyżej najczęściej stosuje się:

Definicja 1: Psefity

  Psefity to skały grubokruchowe, w których ziarna szkieletu są większe od 2 mm
(Rys. 1), (zob.  Skały detrytyczne), [1], [2], [3], [4].


Psamity

Przy makroskopowym opisie uwzględniany jest podział frakcji psamitowej na 5 części i zgodnie z nim wyróżnia się klasy skalne, odrębnie dla skał luźnych i zwięzłych [6], [3] według schematu:

Stopień selekcji ziarna w piaskach i piaskowcach jest różny. Zwykle poprawia się wraz z redukcją wielkości maksymalnego ziarna. Rozrzut wielkości ziarna zależy od skuteczności selekcyjnej czynnika transportowego oraz od ciężaru poszczególnych ziaren. Z reguły piasek drobnoziarnisty jest skałą o wysokiej dojrzałości teksturalnej, ale w przyrodzie występują też dobrze wyselekcjonowane piaski średnioziarniste, których nagromadzenie związane jest z transportem fluwialnym lub morskim. Odmiany źle wysortowanych piaskowców, które zawierają domieszki ziarna żwirowego, są wydzielane jako skały mieszane pod nazwą piaskowców zlepieńcowatych, natomiast bardzo drobnoziarniste piaskowce ze znaczną ilością frakcji drobniejszych, głównie aleurytowej, nazywane są piaskowcami                                                                                pylastymi.

Skład piasków i piaskowców zależy od kompozycji mineralnej skały macierzystej oraz od przebiegu transportu, podczas którego zachodzi selekcja mineralna. Efektem tej selekcji jest koncentracja minerałów stabilnych, która następuje poprzez eliminację minerałów nietrwałych. Najbardziej rozpowszechnionym trwałym minerałem jest kwarc (zob.  Materiały allogeniczne), [2] i jego udział w skałach psamitowych świadczy o długości transportu. Ze względu na udział kwarcu psamity dzielone są na [3], [7]:

Piaski/piaskowce (Rys. 2) kwarcowe są monomiktyczne lub prawie monomiktyczne i obok kwarcu zawierają akcesoryczne ilości innych minerałów stabilnych. Mają one szare lub beżowe zabarwienie, z reguły są równoziarniste i drobnoziarniste. W piaskach słabiej wysortowanych, średniopsamitowemu kwarcowi towarzyszą domieszki drobnopsamitowych magnetytów, granatów i innych minerałów ciężkich oraz muskowit. Generalnie domieszka pozakwarcowych ziaren ciemnych nadaje piaskom kwarcowym szary odcień. Piaski te są skałami o wysokiej dojrzałości mineralnej i teksturalnej.

Piaski/piaskowce arkozowe (Rys. 3) są oligomiktyczne i obok dominującego kwarcu występuje w nich co najmniej 20% domieszka ziarna skaleniowego, w tym skaleni potasowych. Obecność skaleni wpływa na charakterystyczny różowawy odcień skały. Piaski arkozowe z reguły wykazują słabe wysortowanie, w ich skład wchodzą różne frakcje materiału psamitowego, niekiedy również drobnokalibrowy żwir.

Piaski/piaskowce szarogłazowe są polimiktyczne (Rys. 4). W ich obrębie oprócz kwarcu, który stanowi istotny składnik skały, występują ziarna skał magmowych, metamorficznych lub innych osadowych, w tym ciemnych, tj. bazalty, amfibolity, mułowce. Ze względu na domieszkę ciemnego ziarna litycznego skały te charakteryzuje ciemnoszare zabarwienie, co podkreślone jest w nazwie tej odmiany piasku/piaskowca. Szarogłazy należą do skał słabowysortowanych, które zawierają w różnym stopniu obtoczone klasty drobnokalibrowego żwiru [2], [8], [3].

Piaski/piaskowce lokalne (Rys. 5), które rozwijają się na- i w otoczeniu obszaru źródłowego i nie przeszły segregacji mineralnej. Tworzą nagromadzenia, których skład mineralny/lityczny odpowiada składowi skały macierzystej. W zależności od składu źródła są to nagromadzenia monomineralne, np. piaski koralowe, gipsowe, bazaltowe, lub polimiktyczne, np. piaski skaleniowo-amfibolowo-kwarcowe, powstałe przez rozpad głębinowych skał kwaśnych lub gnejsów. Piaski/piaskowce lokalne mają bardzo niską dojrzałość tekstualną.

W obrębie piaskowców występują spoiwa klastyczne, chemiczne, oraz spoiwa mieszane. Z reguły spoiwa klastyczne częściej obserwowane są w odmianach grubiej ziarnistych psamitów, a chemiczne - w drobnoziarnistych.

Piaski w większości to skały, zbudowane z ziarna selekcjonowanego, które podlegało transportowi i zwykle wielokrotnie było redeponowane. Psamity powstają w różnych środowiskach lądowych oraz w wodnych. Obok podziałów teksturalnych i mineralnych, dla usystematyzowania populacji piasków i piaskowców powszechnie stosowane są klasyfikacje, które opierają się ona na wskazaniu środowiska depozycji, np. piaski/piaskowce plażowe, wydmowe, rzeczne, deltowe, szelfowe, pływowe, turbidytowe, jeziorne i inne.

Definicja 1: Psamity

  Psamity zbudowane są z ziaren wielkości od 2 mm, (zob.  Skały detrytyczne) do
0,0625 mm [1], [2], [3], [4], [5]. Nagromadzenia luźnego materiału tej frakcji nazywane są piaskami, a formy
zwięzłe piaskowcami (Rys. 2, Rys. 3, Rys. 4, Rys. 5).


Pelity i aleuryty

Dominującym ziarnem w skałach ilastych jest ziarno frakcji pelitowej [1], [2]. Może ono mieć pochodzenie allo- lub autigeniczne. Iły powstałe jako produkt wietrzenia in situ zbudowane są ze składników autigenicznych i włączane są do skał rezydualnych (zob.  Skały rezydularne), natomiast iły składające się z ziarn pochodzenia allogenicznego należą do skał detrytycznych [3]. Sedymentacja iłów detrytycznych wymaga specyficznych warunków. Do wyselekcjonowania detrytycznego pelitu dochodzi w wybitnie niskoenergetycznych warunkach. Takie procesy zachodzą najczęściej podczas suspensji w środowiskach wód stojących, np. w strefach abysalnych zbiorników oceanicznych lub w zbiornikach limnicznych.

W związku ze znaczną zawartością minerałów ilastych, muły i iły są skałami spoistymi. W obecności wody ulegają uplastycznieniu. Mają różną kolorystykę, która zależna jest od ich podstawowego składu mineralnego oraz domieszek. Zwykle są zabarwione na beżowo, szaro, zielonkawo, niebieskawo, ale bywają też odmiany czerwone, czarne i brunatne. Makroskopowo są pelityczne, identyfikacja ich drobnych składników pozostaje poza możliwościami obserwacji okiem nieuzbrojonym (zob.  Skały osadowe). Są skałami masywnymi lub laminowanymi. Tworzą samodzielne jednostki skalne lub współwystępują z innymi skałami, najczęściej z grubiej ziarnistymi skałami detrytycznymi, węglanowymi, krzemionkowymi, ewaporatami i kaustobiolitami. Powszechnie zawierają domieszki minerałów autigenicznych. Tworzą się powszechnie w różnego typu zbiornikach wodnych i lądowych.

Zwięzłymi odpowiednikami mułu i iłu są odpowiednio mułowce, pyłowce i iłowce [4], [5], [1], [3], [6], [7]. Część skał pelitowych i aleurytowych wykazuje złupkowacenie, które wykształca się w fazie diagenezy. Jest to struktura zaznaczająca się występowaniem charakterystycznej, zgodnej z kierunkami, stratyfikacji poziomej podzielności. Wzdłuż niej następuje naturalne odspajanie się cienkich płytek skalnych. Skały o takiej strukturze nazywa się potocznie łupkami [2], [3], [6], w zależności od dominującego ziarna - mułowcowymi lub – ilastymi/iłowcowymi.


Skały węglanowe

Skały węglanowe, podobnie jak skały okruchowe, powstają w wielu różnych środowiskach. Są pospolite i szeroko rozprzestrzenione na powierzchni Ziemi. Węglany, występujące jako faza stała, jak i w formie rozpuszczonej, są powszechne w obszarach sedymentacyjnych. Skały węglanowe powstają głównie w zbiornikach wodnych śródlądowych oraz morskich i oceanicznych, deponowane są w wodach znajdujących się powyżej poziomu CCD [2], [3], [4], [5]. W środowisku lądowym tworzą się na mniejszą skalę. Dla powstawania skał węglanowych kluczowe znaczenie mają procesy prowadzące do wytworzenia autigenicznego materiału, czyli [6], [7], [4]:

Skały węglanowe należą do skał nietrwałych. Są podatne na wietrzenie chemiczne i mechaniczne. Ulegają rozpuszczaniu przez wody zawierające \(CO_2\), co nazywane jest krasowieniem (zob.  Kras). Mają niskie parametry ścieralności i wysoką podatność na niszczenie w trakcie transportu.

Formy skał węglanowych wynikają z genezy i sposobu depozycji materiału. Większość skał wykazuje uławicenie i występuje w formie warstw (zob.  Formy skał osadowych). Są efektem depozycji arealnej, obejmującej określone powierzchnie basenu sedymentacyjnego. Inne, znacznie bardziej zwarte i ograniczone lateralnie formy, związane są z budowlami organicznymi. Powstają w efekcie wzrostu struktur powłokowych, kopułowatych lub nieregularnych. Małe formy powstają natomiast wewnątrz skał lub w obrębie pustek występujących w skałach skorupy ziemskiej i tworzą się w procesie diagenezy lub epigenezy. Należą do nich wapienne konkrecje oraz sekrecje (zob.  Formy skał osadowych). Szczególnie powszechne są sekrecje lateralne (żyły) w szczelinach skalnych, które zwane są strzałką kalcytową.