plik

PROCESY SEDYMENTACYJNE

Procesy fizyczne, chemiczne i biologiczne prowadzące do powstawania
osadów nazywamy procesami sedymentacyjnymi. Procesy te stanowią
ważne ogniwo obiegu materii w litosferze w cyklu geochemiczno-dia-
stroficznym. Wietrzenie i erozja, uzależnione od diastrofizmu i klimatu,

dostarczają materiału podlegającego procesom sedymentacyjnym. Mate
riał ten jest transportowany do miejsca depozycji i osadzany. Procesy
diagenetyczne przekształcają luźne osady w skały osadowe. Na wszy
stkie te procesy nakłada się działalność biosfery, stanowiąca ważny ele
ment środowiska sedymentacyjnego.

PROCESY NORMALNE I KATASTROFICZNE

Pojęcie środowisko sedymentacyjne (rozdz. 12) odnosi się do obszaru,
w którym działa określony zespół procesów powodujących akumulację

osadów. Można je podzielić na dwie zasadnicze kategorie: procesy dłu

gotrwałe, których charakter i intensywność odpowiadają „normalnemu"

poziomowi energii w środowisku, oraz procesy krótkotrwałe, incyden

talne, powstające w okresach znacznego i nagłego wzrostu energii (Re
ading 1978b). Pierwsze z nich mogą być w uproszczony sposób nazwa
ne procesami normalnymi, drugie — katastroficznymi. Przykładem pro

cesów normalnych jest np. sedymentacja pełagiczna, wzrost organizmów
budujących konstrukcje rafowe, falowanie, prądy rzeczne, przepływ wo
dy w rzece, itp. Z tymi procesami przebiegającymi ;na ogół w sposób
ciągły, kontrastują takie zjawiska, jak prądy zawiesinowe, osuwiska
podmorskie i lądowe, powodzie, sztormy i inne, należące do kategorii
procesów katastroficznych.

Procesy normalne mogą przebiegać powoli lub szybko. W obu jed

nak przypadkach przyrost netto osadów jest powolny, w pierwszym ze

PROCESY SEDYMENTACYJNE

względu na niewielkie ogólne tempo depozycji, w drugim znaczną część
odkładanych osadów jest usuwana przez zachodzącą jednocześnie ero-
zję. Produkty tych procesów tworzą niekiedy główną masę osadu, czę
sto jednak stanowią tylko jej nikły procent.

To samo dotyczy produktów procesów katastroficznych. Mogą być

one ograniczone do pojedynczych ławic wśród osadów „normalnych",
lub, co jest zjawiskiem dość częstym, dominować nad nimi pod wzglę
dem miąższości i objętości. Przykładem pierwszego przypadku są war
stwy osadzone przez prądy zawiesinowe wśród osadów pelagicznych,
drugiego — utwory fliszowe, w których osady tych krótkotrwałych prą
dów odgrywają dominującą rolę, a produkty zachodzącej w sposób cią
gły sedymentacji pelagicznej albo się nie zachowują, albo tworzą jedynie
cienkie warstewki. W rezultacie czas zarejestrowany w osadach stanowi
zaledwie ułamek okresu, w którym trwała ich sedymentacja. Uświado

mienie sobie tego faktu jest szczególnie ważne podczas badań prowa

dzących do rekonstrukcji środowiska sedymentacji.

Procesy katastroficzne mają dwojaki charakter. J e d n e z nich są po

wtarzalne i zachodzą nieregularnie, ale — w odpowiednie] skali czasu
— stosunkowo często, inne są zjawiskami występującymi wyjątkowo
w środowisku. Produktem takiego wyjątkowego procesu jest na przy
kład warstwa bentonitu w niewulkanicznych osadach świadcząca o nie-
zwykle silnej erupcji wulkanicznej lub warstwa organogenicznych' osa
dów wapiennych wśród utworów fliszowych.

Częstość występowania, osadów utworzonych w środowisku przez

procesy należące do wyróżnionych wyżej kategorii przedstawia tab. 1-1.

Tabela 1-1. Częstość występowania osadów utworzonych przez różne

procesy

Między osadami a środowiskiem i procesami sedymentacyjnymi ist

nieją powiązania o charakterze sprzężenia zwrotnego: proces sedymenta
cyjny prowadzi do powstania osadu, a powstający osad wpływa na prze

bieg procesu sedymentacyjnego, a niekiedy i na charakter środowiska
(ryc. 1-1). Na przykład wzrost kolonii koralowych przy brzegu lądu (pro

ces sedymentacji materiału biogenicznego) prowadzi do powstania rafy
wapiennej (osady); powstanie rafy hamuje wzrost korali od strony lądu.

PROCESY NORMALNE I KATASTROFICZNE

Gdy rafa przybrzeżna przekształci się w rafę barierową, oddzieloną od
lądu laguną, pierwotne środowisko litoralne otwartego brzegu zmieni się
w środowisko lagunowe.

Rycina 1-1.

Zależności między środowiskiem

sedymentacyjnym, procesami

sedymentacyjnymi i osadami

1 — zależności bezpośrednie, 2 — za
leżności -zwrotne *

Przebieg procesów sedymentacyjnych i rodzaj powstających osadów

uzależnione są od czynników środowiskowych (environmental factor)

(Krumbein & Sloss 1963). Zależności te są skomplikowane, gdyż pomię

dzy różnymi czynnikami środowiskowymi istnieją wzajemne oddziały
wania.

Do najważniejszych czynników środowiskowych należą:
— materiał osadowy, występujący w środowisku — allogeniczny

i autigeniczny;

— energia, środowiska: energia kinetyczna ruchów wód i powietrza,

energia cieplna, energia wiązań chemicznych;

— geometria środowiska: rozmiary, kształt i parametry batymetry-

czne basenu sedymentacyjnego, kierunki prądów wodnych i wiatrów,

kształt i rozmiary nagromadzeń osadów tworzących ciała skalne — li-
tosomy, kierunki zmienności cech osadów;

— działalność biosfery: powstawanie biogenicznego materiału osa

dowego, wpływ na warunki chemiczne i fizyczne w środowisku, mecha
niczne przerabianie osadów.

Środowiska sedymentacyjne podporządkowane są warunkom dia-

stroficznym i klimatycznym, stanowiącym nadrzędne p a r a m e t r y deter
minujące właściwości materiału osadowego gromadzącego się w basenie
sedymentacyjnym.

Charakterystykę śrpdowiska sedymentacyjnego rozpatrywać moż

na z różnych punktów widzenia, kładąc nacisk na różne ujęcia meto
dyczne zagadnień badawczych sedymentologii. Na pierwszym miejscu
wymienimy tu charakterystykę i analizę środowiska sedymentacyjnego

od strony procesów sedymentacyjnych. Ujęcie takie zmierza do rozpo
znania związków i zależności pomiędzy czynnikami środowiskowymi, do

określenia wartości fizycznych, chemicznych i biologicznych parame
trów czynników środowiskowych, oraz do ilościowego opisu procesów
sedymentacyjnych. Takie analityczne ujęcie środowiska sedymentacyj-

PROCESY SEDYMENTACYJNE

nego stanowi punkt wyjścia dla badań doświadczalnych i modelowych

w sedymentologii.

Drugim generalnym kierunkiem badawczym jest ujęcie środowiska

sedymentacyjnego jako przestrzeni, w której powstają osady, i określe
nie jej właściwości, wyznaczających granice zasięgu działania różnych
procesów sedymentacyjnych. Takie podejście znajduje szczególnie
szerokie zastosowanie w badaniach współczesnych środowisk sedymen

tacyjnych i w aktualistycznej interpretacji osadów kopalnych.

Trzeci kierunek badań sedymentologicznych jest nastawiony na

analizę środowiska sedymentacyjnego od strony skał osadowych po
wstałych z osadów nagromadzonych w dawnych basenach sedymenta
cyjnych. W takim ujęciu głównym przedmiotem badań są: materiał osa
dowy i historia geologiczna basenu sedymentacyjnego determinowana

przez warunki diastroficzne. Własności materiału osadowego Wykorzy
stywane są do rozpoznania procesów sedymentacyjnych, a rozpoznane
procesy stanowią podstawę dla paleogeograficznej interpretacji danego
środowiska sedymentacyjnego.

ENERGIA PROCESÓW SEDYMENTACYJNYCH

Wszelkie procesy sedymentacyjne rozgrywają się w polu grawitacyj
nym Ziemi. Dalszymi źródłami energii procesów sedymentacyjnych są:

MATERIAŁ OSADOWY

endogeniczna energia Ziemi, energia promieniowania słonecznego i ener
gia wiązań chemicznych.

Siły grawitacyjne umożliwiają procesy transportu i sedymentacji

materiału ziarnowego. Energia promieniowania słonecznego wytwarza
gradienty ciśnienia i temperatury w hydrosferze i atmosferze, których
efektem jest cyrkulacja mas powietrznych i wodnych. Ma ona również
podstawowe znaczenie dla rozwoju biosfery. Energia promieniowania
słonecznego i wiązań chemicznych jest przyczyną procesów sedymenta
cji osadów hydrogenicznych. Ta ostatnia odgrywa także istotną rolę
w procesach diagenezy.

Intensywność procesów sedymentacyjnych i ich skutki nie zawsze są

proporcjonalne do wywołujących je sił, czego przykładem są produkty
procesów zachodzących w tzw. układach spustowych. Nagromadzona
w takim układzie energia potencjalna może zostać wyzwolona przez

impuls o energii niewspółmiernie małej w stosunku do zainicjowanego
przezeń procesu i jego skutków (por. str. 187). Związki pomiędzy źródła
mi energii i ich wpływ na procesy sedymentacyjne przedstawia rycina

1-2.

MATERIAŁ OSADOWY

Materiał osadowy podległy działaniu procesów sedymentacyjnych po
wstaje w wyniku różnych procesów. Wietrzenie i erozja starszych skał

oraz procesy wulkaniczne dostarczają materiału osadowego, który jest

transportowany do basenów sedymentacyjnych w postaci ziarn stanowią
cych materiał klastyczny oraz roztworów koloidalnych i roztworów rze

czywistych. W obrębie basenów sedymentacyjnych materiał przyniesio

ny w postaci roztworów przechodzi w fazę stałą w wyniku działania fi

zykochemicznych procesów depozycyjnych i działalności biosfery.

Biosfera zużywa materiał występujący w postaci roztworów rzeczy

wistych do budowy tkanek organicznych i zmineralizowanych części

szkieletowych. Jedne i drugie stanowić mogą materiał osadowy. Znacz
na część osadowego materiału biogenicznego wytwarzanego w środowi
sku wodnym występuje w postaci ziarnistej — jako indywidualne szkie
lety lub części składowe i pokruszone fragmenty szkieletów — i podle
ga prawidłowościom transportu i depozycji materiału klastycznego. Jest
to materiał bioklastyczny. Biogeniczny materiał osadowy może również
tworzyć masywne nagromadzenia rafowe.

Materiał fazy stałej powstający z roztworów bez udziału biosfery

tworzy osady hydrogeniczne. Dotychczas były one nazywane najczęś

ciej osadami chemicznymi. Ta tradycyjna nazwa nie jest zbyt ścisła, gdyż
w depozycji tych osadów obok procesów polegających na reakcjach pro

wadzących do zmian składu chemicznego materiału osadowego, odgry-

2 Zarys sedymentologii

PROCESY SEDYMENTACYJNE

wają równorzędną, a często dominującą rolę procesy fizykochemiczne

i procesy czysto fizyczne przebiegające bez zmiany składu materiału
osadowego. \

Ze względu na stosunek fazy stałej osadu do basenu sedymenta

cyjnego materiał osadowy rozpada się na dwie grupy: materiał allo-
chtoniczny i materiał autochtoniczny. „Materiałem allochtonicznym jest

materiał plastyczny przynoszony z. zewnątrz do basenu sedymentacyjne-
go oraz materiał pochodzenia wulkanicznego i kosmicznego. Materiałem
autochtonicznym jest materiał bioklastyczny oraz materiał kłastyczny
powstający w obrębie basenu sedymentacyjnego wskutek penesyndepo-
zycyjnej erozji gromadzonych w t y m basenie osadów. Ziarna takiego
materiału nazywane są intraklastami. Materiał biogeniczny i materiał
hydrogeniczny są autochtoniczne w stosunku do basenu sedymentacyj-

nego. Niekiedy materiał biogeniczny może znaleźć się w osadzie na
wtórnym złożu wskutek erozji starszych osadów i transportu do nowego
miejsca depozycji; w takim przypadku jest on autochtoniczny w stosun
ku do basenu. Materiał ziarnisty powstający w wyniku wietrzenia i ero
zji starszych skał, zarówno allochtoniczny jak i autochtoniczny (intra-

klasty) tworzy osady litogeniczne (ryc. 1-3).

Rycina

1-3.

Składniki osadów i ich pocho

dzenie (według: Goldberg 1964,

zmienione)

Proces transportu przynosi do basenu sedymentacyjnego allochto

niczny materiał osadowy oraz przemieszcza w obrębie basenu materiał

allochtoniczny i autochtoniczny. Transportowi w obrębie basenu podle
ga nie tylko materiał klastyczny i bioklastyczny, lecz także materiał

hydrogeniczny, np. ooidy wapienne lub ziarna glaukonitu. Materiał tran
sportowany w obrębie basenu sedymentacyjnego może być autochtonicz
ny w stosunku do całego basenu, a allochtoniczny względem miejsca
depozycji lub środowiska sedymentacyjnego, w którym, nastąpiła jego

DIASTROFIZM A SEDYMENTACJA

depozycja. Miejsce wydzielenia substancji rozpuszczonej w fazę stałą

i miejsce jej trwałej depozycji i zachowania w osadzie z reguły różnią
się w mniejszym lub większym stopniu (Strachow 1950). Ponieważ po
datność na transport różnych produktów depozycji biogenicznej i hy-
drogenicznej jest zróżnicowana, transport może prowadzić do sortowania
tego materiału. Składnikiem osadu są też roztwory porowe, przychwyco

ne w osadzie podczas sedymentacji, wywierające znaczny wpływ na
przebieg procesów diagenetycznych.

DIASTROFIZM A SEDYMENTACJA

Diastrofizm jest głównym procesem geologicznym wytwarzającym na
powierzchni litosfery gradienty energii potencjalnej w polu grawitacyj
nym Ziemi. Gradienty te wyzwalają proces gradacji, na który składają
się denudacja i sedymentacja.

Warunki diastroficzne, determinując tempo denudacji i sedymenta

cji wpływają na rodzaj materiału osadowego. Przy dużym nasileniu ru
chów diastroficznych zróżnicowanie wysokości powierzchni lądów jest
znaczne, co powoduje szybką erozję i dostawę dużych ilości terygenicz-

nego materiału klastycznego do basenów sedymentacyjnych. W warun
kach spokoju diastroficznego denudacja jest powolna a dominuje wie
trzenie chemiczne dostarczając do basenów sedymentacyjnych materiał
osadowy w postaci roztworów. Dostawa materiału klastycznego jest nie
wielka.

Nasilenie diastrofizmu i sedymentacji materiału terygenicznego

stwarza na ogół warunki niesprzyjające dla gromadzenia się większych
ilości osadów biogenicznych lub hydrogenicznych. Jednakże osady bio-

geniczne i hydrogeniczne mogą gromadzić się w okresach nasilenia dia
strofizmu w takich częściach morskich basenów sedymentacyjnych, któ
re wskutek ukształtowania dna są odgrodzone od dopływu mate
riału terygenicznego. Na lądzie okresowa szybka depozycja mate
riału terygenicznego sprzyja trwałej akumulacji materiału fitogenicz-
nego.

Rodzaj materiału osadowego dostarczanego do basenu sedymenta

cyjnego zależy więc głównie od natężenia ruchów podnoszących
i tempa denudacji na przyległych lądach. Skład i cechy osadu akumu-
lowanego w basenie sedymentacyjnym są natomiast uzależnione pd
stosunku tempa subsydencji basenu i tempa akumulacji (Sloss et al.

1949).

Wyróżnić tu można cztery sytuacje, które zostaną rozpatrzone na przykładzie ba

senów morskich.

— Szybka subsydencja i szybka akumulacja. Powstać może gruba seria osadów

przy mało zmieniającym się położeniu powierzchni depozycyjnej, a więc w stosunko-

PROCESY SEDYMENTACYJNE

wo stałych warunkach środowiskowych, na przykład batymetrycznych. Materiał osado
wy przechodzi szybko pod powierzchnią depozycyjną i jest przez nią wyłączany spod
działania czynników środowiskowych. Terygeniczny materiał osadowy może zawierać
dzięki temu dużo składników mineralnych nietrwałych na powierzchni litosfery, a cechy
ziarn wskazują zwykle na słabą obróbkę w wyniku abrazji podczas transportu. Osad

o takich cechach jest określany jako mineralogiczne i teksturalnie niedojrzały.

— Szybka subsydencja i powolna akumulacja. Powierzchnia depozycyjną w base

nie sedymentacyjnym ulega obniżeniu, a dno basenu morskiego może osiągać głęboko

ści abisalne.

— Powolna subsydencja i powolna akumulacja. Położenie powierzchni depozycyj-

nej w basenie sedymentacyjnym pozostaje w przybliżeniu stałe. Materiał osadowy pod
dany jest działaniu dynamicznych czynników środowiskowych przez długi okres i może

być wielokrotnie przerabiany, co prowadzi do wyeliminowania nietrwałych składników

mineralnych i do daleko posuniętej obróbki ziarn materiału klastycznego. Osad o takich
cechach jest określany jako mineralogicznie i teksturalnie dojrzały.

— Subsydencja wolniejsza niż akumulacja. Głębokość basenu sedymentacyjnego

zmniejsza się w wyniku postępującej od brzegu basenu progradacji osadów terygenicz-
nych, co prowadzi do regresji.

KLIMAT A SEDYMENTACJA

Warunki klimatyczne wpływają w sposób zasadniczy na materiał osa

dowy determinując ilość i rodzaj terygenicznego materiału ziarnistego
dostarczanego do kontynentalnych i morskich basenów sedymentacyj
nych, nasilenie hydrolizy i rozpuszczania minerałów oraz produkcję bio-
genicznego materiału osadowego. Determinują one także sposób tran
sportu materiału osadowego: wodny, glacjalny, eoliczny. Wynikają
ca z warunków klimatycznych cyrkulacja atmosferyczna oraz ukształ
towana przez diastrofizm rzeźba dna mórz i oceanów kształtują powierz

chniową i głęboką cyrkulację wód morskich, określającą warunki fizycz
ne i chemiczne w morskich basenach sedymentacyjnych.

BIOSFERA A SEDYMENTACJA

Biosfera wpływa wielokierunkowo na przebieg procesów sedymentacyj
nych, ponieważ produkowane przez nią związki organiczne i niektóre
nieorganiczne produkty metabolizmu organizmów żywych kształtują fi
zykochemiczne parametry środowiska sedymentacyjnego. Biosfera jest
ponadto producentem biogenicznego materiału osadowego. Rozpatrując

wpływ biosfery na sedymentację w geologicznej historii Ziemi dostrze

gamy jednakże, że ewolucyjny rozwój biosfery przekształcał w sposób
nieodwracalny warunki powstawania osadów. Zwrotnymi punktami dla

przebiegu sedymentacji były:

— powstawanie organizmów fotoautotroficznych produkujących

tlen, co doprowadziło do powstania warunków utleniających, najpierw
w hydrosferze, a następnie w atmosferze;

— rozwój roślin lądowych, który przekształcił głęboko przebieg

PROCESY SEDYMENTACYJNE

Ośrodkiem sedymentacji jest woda (morska, brakiczna, jeziorna, a nie-
kiedy także rzeczna) zawierająca w roztworze różnorodne jony występu
jące w różnych stężeniach. Źródłem tych jonów jest wietrzenie chemicz
ne przebiegające przede wszystkim na lądzie; w o d y rzeczne transportu
ją jony do mórz. Porównanie koncentracji molowych najważniejszych
jonów w wodzie morskiej i rzecznej przedstawia tabela 1-2. .

Wytrącanie fazy stałej biogenicznego i hydrogenicznego materiału

osadowego podlega specyficznym prawidłom wynikającym z fizyko
chemicznych i biochemicznych warunków, a pośrednio również z dyna-

miki ośrodka wodnego. Rycina 1 - 4 przedstawia najważniejsze jony

Rycina 1-4. Materiał i czynniki sterujące w procesach sedymen-

tacji hydrogenicznej i biogenicznej

* • •

i związki wchodzące w skład osadów biogenicznych i hydrogenicznych
w zależności od czynników geologicznych kształtujących fizykochemicz
ne i biochemiczne warunki sedymentacji. Znaczenie różnych jonów dla
procesów sedymentacji nie wiąże się przy t y m z obfitością ich występo
wania. Na przykład jon fosforanowy występujący w środowisku w o d n y m
w niewielkich ilościach ma podstawowe znaczenia dla sedymentacji bio-

genićznej niezależnie od czynników geologicznych, a jon chlorkowy,
występujący w wielkiej obfitości w wódzie morskiej bierze udział w pro
cesach sedymentacji ewaporatów tylko w specyficznych warunkach
ukształtowanych przez czynniki geologiczne.

DIAGENEZA

Świeżo złożony osad stanowi niezrównoważony system reagujących ze
sobą substancji, który w wyniku różnorodnych reakcji chemicznych pod
czas procesu diagenezy przechodzi w system zrównoważony, stanowią-

PARAMETRY GHEMICZtiE

cy skałę osadową. W historii geologicznej skały Osadowej wydziela się
trzy stadia:

— sedymentogenezy, czyli tworzenia się osadu;
— diagenezy, czyli przemiany osadu w skałę osadową;
— katagenezy, czyli przemian w już utworzonej skale osadowej.
Granice między tymi stadiami, a zwłaszcza między stadium Sedy

mentogenezy i diagenezy, są umowne, zwłaszcza, że procesy diagene-
tyczne mogą obejmować nie tylko metasomatyczne przemiany istnieją
cych faz stałych, lecz również powstawanie nowych, autigenicznych faz
stałych (minerałów.) z wód porowych.

Ponieważ przeważająca część materiału osadowego, także biogenicz-

nego i hydrogenicznego, występuje w postaci ziarnistej, za koniec sta

dium sedymentogenezy można uznać osadzenie się ziarna na powierzeń-,

ni depozycyjnej.

Procesy wczesnodiagenetyczne (stadium syndiagenezy) przebiegają

przy przeważającym udziale czynników biochemicznych i przy dużej
zmienności warunków chemicznych określanych przez pH i Eh. Począt
kowo na materiał osadowy oddziaływują wody środowiska sedymenta
cyjnego (stadium początkowe), później, w miarę wzrastającego pogrze

bania, wody porowe zmodyfikowane chemicznie w stosunku do wód po

krywających osad (stadium wczesnego pogrzebania, ang. early burial
stage).

Dalsze przemiany zachodzą już w osadzie w- znacznym stopniu

zlityfikowanym pod wpływem czynników endogenicznych (stadium póź

nej diagenezy).

PARAMETRY CHEMICZNE

Powstawanie faz stałych w procesach sedymentacji biogenicznej i hydro-

genicznej jest uzależnione od parametrów chemicznych, z których pod
stawowe znaczenie mają:

— stężenie jonów wodorowych (pH),
— potencjał oksydacyjno-redukcyjny (Eh).
Znaczenie tych parametrów polega na tym, że określają one zawar-

600

.500

Ł.

; 400

( 300

200

too

, o

\^ KRZEMIONKA

KRZHM.Of.KA U

KRZEMIONKA BEZPOSTA-

h i n u i A ,

. • — > - •,!

7 .

Rycina 1-5.

Rozpuszczalność: kalcy tu, kwar

cu 1 krzemionki bezpostaciowej

w zależności od • pH (według;

Błatt, Mlddleton & Murray

1-980)

PARAMETRY CHEMICZNE

tość w środowisku protonów i elektronów, a więc tych cząstek elemen
tarnych, które są aktywne w reakcjach chemicznych. Parametry te są
wzajemnie związane. Eh zależne jest od pH, gdyż pH wpływa na stałe
dysocjacji, równowagi jonowe, rozpuszczalność reagujących składników
i szereg dalszych zjawisk determinujących przebieg reakcji chemicznych.
Zależność rozpuszczalności krzemionki, kwarcu i kalcytu od pH przed
stawia rycina 1-5. Wykresy pola zmienności pH i Eh w środowisku wod
nym i w osadach podane przez Baas Becking et al. (1960) przedstawia
rycina 1-6. Wartość pH zależy głównie od jonów obecnych w roztwo
rze. Mikroorganizmy — bakterie i glony występują w warunkach che
micznych obejmujących cały obszar zmienności pH i Eh. Metabolizm glo
nów i bakterii modyfikuje parametry chemiczne środowiska i wpływa
w szerokim zakresie na procesy sedymentacji biogenicznej i hydroge-
nicznej.

Organizmy autotroficzne mogą rozwijać się na podłożu nieorganicznym. Podstawą

ich metabolizmu jest redukcja C 0

przez wodór wytwarzany w procesie fotosyntezy

(fotoautotrofy, do których należą rośliny i niektóre bakterie), lub w drodze utleniania
związków nieorganicznych (chemoautotrofy, do których należą bakterie żelaziste, man
ganowe, siarkowe i nitryfikacyjne).

Redukcja C 0

prowadzi do alkalizacji środowiska (wzrostu pH), co wpływa na

równowagę kwaśnych dwuwęglanów i węglanów w roztworze. Jednocześnie wytwarza
nie wolnego tlenu przez fotoautotroficzne rośliny i bakterie stwarza warunki utlenia

jące.

Organizmy heterotroficzne wymagają do swego rozwoju obecności związków orga

nicznych. Bakterie reprezentujące tę grupę redukują proste związki organiczne — kwa
sy tłuszczowe i alkohole, wytwarzając jony wodorowe zużywane następnie dla redukcji
C 0

. Należą tu: bakterie denitryfikacyjne, bakterie wytwarzające metan i bakterie re

dukujące siarczany.

Bakterie heterotroficzne wytwarzają warunki redukcyjne w środowisku. Główną

rolę odgrywają tu bakterie redukujące siarczany, które wytwarzają siarkowodór dyso
cjujący na jony H

+ 1

i H S

_ 1

. Jon wodorosiarkowy ma bardzo silne własności reduku

jące.

Procesy gnicia, fermentacji i butwienia, przebiegające przy udziale

bakterii, grzybów i drożdży, a prowadzące do rozkładu substancji orga
nicznych, określane są ogólnie jako mineralizacja związków organicz
nych. Powstające przy tym produkty metabolizmu wpływają również na

2 — torfowisk, 3 — morskie, 4 — słodkie, 5 — utlenione porowe, 6 — niezmienio
ne porowe; C — osady: 1 — ewaporaty, 2 — otwartego morza, 3 — deltowe i la
gunowe, 4 — słodkowodne. D i E. Warunki chemiczne występowania mikroorga
nizmów; D — bakterie: 1 — redukujące siarczany, 2 — siarkowe utleniające, 3 —
żelaziste, 4 — denitrifikacyjne, 5 — heterotroficzne (anerobowe); E — organizmy

autotroficzne: 1 — zielenice i okrzemki, 2 — sinice, 3 — bakterie purpurowe, 4 —

bakterie zielone. Według: Baas Becking et al. 1960, zmienione

-PROCESY SEDYMENTACYJNE

Rycina 1-7. Pola trwałości minerałów występujących w morskich osadach bioge-

nicznych i hydrogenicznych w zależności od pH i Eh. Pismem pochyłym wymie

niono minerały powstające ze stężonych solanek (według: Krumbein & Garrels

1952, zmienione)

Pola trwałości głównych minerałów występujących w morskich osa

dach biogenicznych i hydrogenicznych określone przez wartości pH i Eh
przedstawią diagram Krumbeina i Garrelsa (1952). J a k widać z tego dia
gramu (ryc. 1-7), granica wyznaczona przez Eh = 0, niezależnie od war

tości pH, ogranicza pole występowania związków organicznych. Granica

tlenków i węglanów żelaza i manganu, oraz granica siarczanów i siarcz
k ó w przebiegają skośnie; są one zależne zarówno od pH j a k i od Eh.

parametry chemiczne środowiska. Znane są glony, Enteromorpha, wy
twarzające metabolicznie silnie redukujące organiczne związki. Groma
dzące się produkty, metabolizmu lub związki nieorganiczne, jak siarko
wodór lub niezdysocjowany amoniak mogą być toksyczne dla mikroor
ganizmów, co ogranicza rozrost ich populacji.

CZAS A SEDYMENTACJA

Ogólnie trwałość wyżej utlenionych związków w polu ujemnych wartoś
ci Eh zwiększa się w środowisku alkalicznym, co można wytłumaczyć

małym stężeniem jonów wodorowych działających redukcyjnie. Grani

ca wyznaczona przez pH

;

= 7.8 niezależnie od wartości Eh rozdziela pole

głównego występowania węglanu wapnia od pola głównego występowa

nia żelaza i krzemionki.

Stosunek powierzchni zerowej wartości Eh do powierzchni depozycyjnej może być

różny. W basenach euksynicznych leży ona na znacznej wysokości ponad powierzchnią
depozycyjną, a strefa redukcyjna obejmuje osad i wody przydenne. W środowisku sła

bo redukcyjnym pokrywa się ona z powierzchnią depozycyjną, tak że warunki reduk

cyjne ograniczone są do osadu i przesycających go wód porowych. W basenach o swo

bodnej cyrkulacji wód zarówno wody przydenne jak i wody porowe górnej części war

stwy gromadzącego się osadu są natlenione, a powierzchnia zerowej wartości Eh leży
pod powierzchnią osadu. Miąższość strefy natlenionej w osadzie zależy od zawartości
w nim związków organicznych. Zwykle nie przekracza ona kilkudziesięciu cm, ale może
osiągać nawet 4—5 cm, co stwierdzono w północno-zachodniej części Oceanu Spokoj
nego.

Temperatura wpływa w znacznym stopniu na parametry chemiczne

środowiska sedymentacyjnego, gdyż uzależniona jest od niej rozpusz
czalność gazów w wodzie. Jak wiadomo, rozpuszczalność gazów maleje
ze wzrostem temperatury. Najważniejszy jest wpływ temperatury na
rozpuszczalność dwutlenku węgla i tlenu. W o d y chłodne mają na ogół
odczyn obojętny i są dobrze natlenione, zaś wody ciepłe mają odczyn
alkaliczny i są słabo natlenione. Ilość tlenu rozpuszczonego w wodzie
określa nie tylko środowisko chemiczne sedymentacji, lecz również

możliwości zasiedlenia dna przez organizmy bentoniczne — zarówno

zwierzęta tkankowe jak i aerobowe organizmy heterotroficzne.

CZAS A SEDYMENTACJA

Ocena tempa akumulacji osadów jest ważnym elementem analizy facjal-
nej i paleogeograficznej dawnych basenów sedymentacyjnych, a w od
niesieniu do osadów współczesnych ma wielkie znaczenie praktyczne.

Tempo akumulacji osadów mierzone przyrostem osadu przypadają

cym na jednostkę czasu jest wypadkową depozycji i erozji świeżo zło
żonego osadu działających zazwyczaj okresowo i na przemian w basenie
sedymentacyjnym lub w jego części. Należy zatem odróżnić tempo aku

mulacji osadu zdefiniowanej jako stosunek miąższości osadu do czasu
tworzenia się tego osadu i tempo depozycji osadu, zdefiniowane jako sto

sunek miąższości jednej warstwy osadu do czasu nieprzerwanej depozy
cji tej warstwy.

Stosunek depozycji osadu do akumulacji osadu może być trojakie

go rodzaju (ryc. 1-8). Pierwszy rodzaj stanowi depozycję ciągłą, lecz

zwykle o zmiennym tempie. Tempo akumulacji osadu jest wówczas śred-

PROCESY SEDYMENTACYJNE

Rycina 1-8.

Nieciągła i ciągła depozycja

osadu

1 — okresowa depozycja osadu,

2 — okresowa depozycja i erozja

osadu, 3 — ciągła depozycja osa

du o zmiennym tempie

nią wartością tempa depozycji. Drugim rodzajem jest depozycja niecią
gła, okresowa: przyrost osadu następuje skokowo, a tempo akumulacji
jest stosunkiem sumy przyrostu osadu w okresach depozycji do sumy
czasu trwania depozycji i czasu trwania przerw w depozycji osadu. Zwy-

Tabela 1-3. Tempo akumulacji osadów morskich

CZAS A SEDYMENTACJA

kle w takich przypadkach suma czasu trwania depozycji jest znacznie

mniejsza niż suma czasu trwania przerw i można powiedzieć, że czas
geologiczny mieści się w fugach międzyławicowych. Trzecim rodzajem
jest skokowy przyrost osadu, przedzielany okresami przerw w depozycji
i okresami erozji świeżo złożonego osadu. Tempo akumulacji osadu jest

tu stosunkiem s u m y skokowych przyrostów osadu pomniejszonej o su
mę głębokości rozmyć erozyjnych do sumy czasu trwania okresów depo

zycji, okresów przerw w depozycji i okresów erozji.

W niektórych sśriach osadowych występują dwa typy osadu, z któ

rych jeden deponowany był szybko, a drugi powoli. Tak na przykład

(

w limnicznych seriach węglonośnych czas tworzenia się osadu mieści się
głównie w pokładach węgla oraz w rozmyciach erozyjnych i fugach mię
dzyławicowych, a czas depozycji piaskowców i mułowców stanowi tyl
ko niewielką część łącznego czasu tworzenia się osadu. W osadach fli
szowych złożonych z naprzemianległycłi ławic piaskowców i mułowców

osadzanych przez prądy zawiesinowe oraz pelagicznych łupków, pierw
sze osadzane są w czasie rzędu godzin i dni, a drugie w czasie rzędu se

tek, a nawet tysięcy lat.

Oceny tempa akumulacji dla różnych osadów morskich są zestawio

ne w tabeli 1-3.

Rycina 1-9. Osad deponowany trwale i trwale akumulowany w profilu stratygra

ficznym

1 — osad: A — trwale akumulowany w profilu, B — przejściowo deponowany; 2 — erozja osadu;

3 — przejściowa agradacja i degradacja powierzchni depozycyjnej , 4 — długotrwała agradacja i de-

gradacja powierzchni depozycyjnej

Krańcowo nieciągła depozycja przedzielona okresami erozji wystę

puje w środowisku równi pływowych (Reineck 1960). Tempo depozycji

osadu jest tu 10

—10

razy większe niż tempo akumulacji osadu, profil

stratygraficzny osadu powstającego W wyniku nieciągłej depozycji re
prezentuje tylko niewielką część czasu geologicznego, podczas którego
osad taki się tworzy (ryc. 1-9). .

PROCESY SEDYMENTACYJNE

MODELOWANIE PROCESÓW SEDYMENTACYJNYCH

Modelowanie procesów sedymentacyjnych stanowi szczególnie użytecz
ną metodę badawczą. Pozwala ona na eksperymentalne sprawdzanie hi

potez dotyczących przebiegu procesów, a w przypadku bardziej skom
plikowanych doświadczeń ilościowych dostarcza danych dla sformuło

wania ścisłej teorii badanych zjawisk. Padania modelowe mogą być pro

wadzone bardzo różnorodnymi sposobami, na podstawie modeli fizycz
nych, pojęciowych lub matematycznych.

Modele fizyczne

Modele fizyczne odtwarzają w warunkach laboratoryjnych naturalny
proces sedymentacyjny, np. proces transportu eolicznego odtwarzany
w tunelu aerodynamicznym; proces depozycji soli odtwarzany w panwi
ewaporacyjnej, lub proces powstawania struktur sedymentacyjnych w ła-
wicach piaskowców osadzanych przez prądy zawiesinowe odtwarzany
w doświadczalnym basenie. Modele fizyczne mogą być niekiedy stoso
wane do odtwarzania procesów w „wielkości naturalnej", np. przy od
twarzaniu procesów transportu w wystarczająco dużych tunelach aero
dynamicznych lub korytach hydraulicznych. Badanie procesów zacho

dzących w dużej skali wymaga jednak zwykle stosowania modeli, reduk
cyjnych, w których naturalne zjawiska są odtwarzane w skali zmniej
szonej. Przy badaniach ilościowych na modelach zmniejszonych wyniki;

badań i pomiarów mogą być odnoszone do procesów zachodzących
w przyrodzie, jeśli model spełnia określono warunki, umożliwiające za
chowanie stałej skali zmniejszenia w doświadczeniach, a zatem podo
bieństwo modelu m do pierwowzoru p.

Warunki te dotyczą:

— podobieństwa geometrycznego: stosunek odpowiadających sobie

wymiarów liniowych L (np. stosunek głębokości do szerokości koryta
rzecznego) w modelu m i w pierwowzorze p musi być stały, co wyraża

my wzorem:

S — skala zmniejszenia;

— podobieństwa kinematycznego, tj. podobieństwa ruchu: stosunki

prędkości ruchu i przyspieszeń W modelu i w pierwowzorze muszą być
takie same. O b a te stosunki są zależne od stosunku czasu w układzie
modelu i w układzie pierwowzoru, który jest uzależniony od skali zmniej
szenia S. W praktyce dla modeli sedymentologicznycb stosunek prędko-

MODELOWANIE PROCESÓW SEDYMENTACYJNYCH

ści opadania ziarn w płynie i stosunek prędkości przepływów w modelu
i w pierwowzorze muszą być równe skali zmniejszenia S;

— podobieństwa dynamicznego, tj. podobieństwa sił działających na

ciała w ruchu. Model jest dynamicznie podobny do pierwowzoru, gdy

stosunek wszystkich sił działających na odpowiadające sobie ciała (np.
ziarna osadu, cząstki płynu) w modelu i w pierwowzorze jest stały. Dla
procesów transportu i sedymentacji powinien być zachowany stały sto
sunek sił ciśnień, ciężkości, lepkości, sprężystości i napięcia powierz
chniowego płynu w modelu i w pierwowzorze. Jednoczesne spełnienie
tych wszystkich warunków i zachowanie pełnego podobieństwa dyna
micznego modelu do pierwowzoru jest praktycznie niemożliwe.

Zwykle uzyskuje się jednak dobre, wyniki, jeśli model zachowuje

dynamiczne podobieństwo do pierwowzoru w odniesieniu do głównych
sił, przy upraszczającym pominięciu sił mniej ważnych dla badanego
procesu. Dla modelowania procesów sedymentacyjnych szczególnie waż
ne jest zachowanie stałej wartości liczby Reynoldsa w modelu i w pier

wowzorze.

W badaniach procesów, w których występują układy o uwarstwie

niu gęstościowym, konieczne jest zachowanie stałej wartości liczby Rey

noldsa w modelu i w pierwowzorze. Wymaganie to jest spełnione, gdy
różnice gęstości

Q W układzie są takie same w modelu i w pierwowzo

rze.

Pewne odstępstwa od przedstawionych zasad są w praktyce nie

uniknione i modele fizyczne są z reguły uproszczonymi przybliżeniami
sytuacji istniejących w przyrodzie. Takie uproszczenia są dopuszczalne,
pod warunkiem jasnego ich sprecyzowania. Jest to niezbędne dla upew
nienia się, czy wyniki różnych doświadczeń są ze sobą porównywalne
czy też nie, oraz dla określenia ograniczeń we wnioskowaniu na
podstawie wyników doświadczeń, będących konsekwencją uproszczeń

modelu.

Modele pojęciowe

Model pojęciowy (ang. conceptual model) należy rozumieć jako sforma
lizowany wyraz hipotetycznego związku przyczynowego, który dopro
wadził do powstania obserwowanych zjawisk. Modele pojęciowe są czę
sto przedstawiane w postaci diagramów. Do tej klasy należą np.: model
zależności pomiędzy środowiskiem sedymentacyjnym, procesami i osa
dami, model źródeł energii procesów sedymentacyjnych (ryc. 1-2), mo
del pochodzenia materiału osadowego w basenach sedymentacyjnych

(ryc. 1-3) i model czynników sterujących składem materiału osadowego

w procesach sedymentacji biogenicznej i hydrogenicznej (ryc. 1-4). Mo
del pojęciowy pozwala dokonać doboru obserwacji rozstrzygających,
niezbędnych dla weryfikacji hipotezy. Może również służyć jako pod-

PROCESY SEDYMENTACYJNE

stawa do przewidywania przebiegu badanych procesów lub występowa
nia określonych zjawisk w przyrodzie. Modele pojęciowe mają zwykle

charakter jakościowy.

Modele matematyczne

Model matematyczny jest modelem pojęciowym sformułowanym w po
staci wyrażenia matematycznego. Przejście od modelu pojęciowego do
modelu matematycznego jest zwykle jednoczesne z przejściem od ja
kościowej do ilościowej analizy procesu lub zjawiska. Model matema
tyczny może być też uważany za abstrakcję modelu fizycznego, w której
przedmioty, siły i zdarzenia są zastąpione wyrażeniem algebraicznym za
wierającym wartości stałe, parametry i zmienne (Krumbein & Graybill

1965J. Wśród modeli matematycznych można wyróżnić modele determi

nistyczne, modele statystyczne i modele stochastyczne.

Model deterministyczny precyzuje związki pomiędzy wielkościami

fizycznymi w postaci funkcyjnej, pozwalającej na ścisłe przewidywanie
przebiegu procesu, tj. kolejnych stanów modelowanego układu. Prostym
przykładem może być prawo Stokesa, podające funkcyjną zależność

między wielkością ziarna a prędkością opadania ziarna w płynie;

Na podstawie prawa Stokesa możliwe jest ścisłe przewidywanie

prędkości opadania ziarna kulistego o znanej gęstości i średnicy w pły
nie p znanej gęstości i lepkości dynamicznej. W układzie ziarno — war
stwa płynu możemy przewidywać kolejne stany układu, tj. kolejne po-
łożenie ziarna w stosunku do powierzchni płynu. W a r t o zwrócić uwagę,

- że nawet w tak prostym przykładzie konieczna, jest znajomość wartości

pięciu niezależnych wielkości dla określenia, wartości jednej zmiennej
zależnej.

Modele deterministyczne są zwykle prawdziwe tylko w p e w n y m

przedziale wartości zmiennych niezależnych. Poza takim przedziałem
zmieniają się parametry zależności funkcyjnych lub nawet same zależ
ności funkcyjne.

Model statystyczny zawiera składnik losowy, wyrażający się dającą

się przewidzieć zmienność danych obserwacyjnych i doświadczalnych,

W omawianym przykładzie deterministyczny model opisujący opadanie
ziarn w płynie może zostać zamieniony na model statystyczny, uwzględ
niający nieprzewidywalne losowe błędy pomiaru prędkości opadania

ziarna, które spowodują, że przy powtarzaniu obserwacji dla różnych

kulistych ziarn będziemy otrzymywać wyniki eksperymentalne, odbie
gające od wyników przewidywanych na podstawie modelu determini
stycznego. Jeśli będziemy badać w ten sposób naturalne ziarna piasku,
których kształt nie jest dokładnie kulisty, to odchylenia wyników eks
perymentalnych od wyników teoretycznych będą spowodowane ponadto
wpływem kształtu ziarna na przebieg opadania. Czynnik kształtu ziarna
wpływający na przebieg badanego procesu możemy uznać za losowy

w tym znaczeniu, że nie wiemy jak dalece kolejne obserwowane ziarna
odbiegają od kształtu kulistego. Powstaje tu. pytanie — czy pomiar np.
największej średnicy ziarna wystarczająco charakteryzuje jego kształt.
Możliwe jest też przejście od modelu statystycznego do modelu determi
nistycznego, pozostając przy omawianym tu przykładzie, przez wprowa
dzenie geometrycznych parametrów kształtu ziarna opisujących ilościo
wo jego odchylenie od kształtu kulistego i dokonanie odpowiednich po
miarów kształtu dla badanych ziarn. Reasumując, modele statystyczne
zawierają zmienne, których wartości nie można przewidzieć dokładnie
— w sposób deterministyczny. Losowy charakter tych zmiennych wy

nika z błędów pomiarowych lub z naturalnej zmienności zbioru ba
danych przedmiotów przy określonej metodzie i dokładności pomiarów.

Model stochastyczny odnosi się do procesu, który w modelu poję

ciowym zawiera czynnik losowy, dotyczący procesu jako całości, a nie
jednej lub kilku zmiennych losowych, jak w procesach statystycznych.
W sytuacjach, gdy modelowany układ zawiera wiele zmiennych powią
zanych wzajemnie zależnościami, a związki funkcyjne pomiędzy tymi
zmiennymi pozostają nieokreślone, możemy uznać, że wszystkie zmien
ne w układzie mają charakter losowy, a często nie potrafimy sprecyzo
wać liczby tych zmiennych i przyjmujemy, że układ ma ich nieskończenie
wiele. W takiej sytuacji — częstej w geologii — model stochastyczny
pozwala na przewidywanie kolejnych stanów układu w kategoriach
prawdopodobieństwa zdarzeń. Wnikanie w naturę zależności przyczyno-
wo-skutkowej w skomplikowanych układach geologicznych jest często
wręcz niemożliwe, zwłaszcza gdy w układzie występują sprzężenia

zwrotne powodujące, że różne zmienne są nawzajem dla siebie przyczy
ną i skutkiem. Najprostszy przykład takiej sytuacji przedstawia rycina

1-1. Matematyczne metody oparte na rachunku prawdopodobieństwa

i obserwacja zmienności stanów układów geologicznych pozwalają na
ścisłe określenie prawdopodobieństw zdarzeń w układzie opisanym przez

model stochastyczny.

3 Zarys sedymentologii

PROCESY SEDYMENTACYJNE

POZOROWANIE PROCESÓW SEDYMENTACYJNYCH
NA ELEKTRONICZNYCH MASZYNACH CYFROWYCH

Modele matematyczne pozwalają na doświadczalne badanie procesów,
sedymentacyjnych w złożonych układach techniką pozorowania na elek

tronicznych maszynach cyfrowych. Matematyczna Struktura modelu zo
staje wprowadzona do maszyny cyfrowej, która wykonuje operacje aryt

metyczne i logiczne zgodne z modelem i oblicza wartości zmiennych

charakteryzujące kolejne stany modelowanego układu. Jeśli wyniki po

zorowania procesu sedymentacyjnego są zgodne z wynikami obserwacji
geologicznych, można uznać, że model matematyczny został dobrze do
brany. Jeśli wyniki pozorowania odbiegają od wyników, obserwacji, moż
na model poprawiać zmieniając p a r a m e t r y lub funkcje tak, a b y uzyskać
zadowalającą zgodność pozorowania i obserwacji.