Skała osadowa -Sedimentary rock

Środkowy trias marginalna morska sekwencja mułowców (czerwonawe warstwy u podstawy klifu) i wapieni (brązowe skały powyżej), Virgin Formation , południowo-zachodni Utah , USA

Skały osadowe to rodzaje skał , które powstają w wyniku akumulacji lub osadzania cząstek mineralnych lub organicznych na powierzchni Ziemi , po czym następuje cementacja . Sedymentacja to zbiorcza nazwa procesów, które powodują osadzanie się tych cząstek w miejscu. Cząstki, które tworzą skałę osadową, nazywane są osadami i mogą składać się z detrytusu geologicznego (minerały) lub detrytusu biologicznego (materia organiczna). Szczątki geologiczne powstały w wyniku wietrzenia i erozji istniejących skał lub zestalenia się stopionych plam lawy, które wybuchły przez wulkany. Detrytus geologiczny jest transportowany na miejsce depozycji przez wodę, wiatr, lód lub ruch masowy , które nazywane są czynnikami denudacyjnymi . Detrytus biologiczny tworzyły ciała i części (głównie muszle) martwych organizmów wodnych oraz ich masa kałowa zawieszona w wodzie i powoli piętrząca się na dnie zbiorników wodnych (śnieg morski ) . Sedymentacja może również wystąpić, gdy rozpuszczone minerały wytrącają się z roztworu wodnego .

Pokrywa skał osadowych kontynentów skorupy ziemskiej jest rozległa (73% obecnej powierzchni Ziemi), ale szacuje się, że skały osadowe stanowią zaledwie 8% objętości skorupy. Skały osadowe to tylko cienka warstwa pokrywająca skorupę składającą się głównie ze skał magmowych i metamorficznych . Skały osadowe osadzają się warstwami w postaci warstw , tworząc strukturę zwaną złożem . Skały osadowe często osadzają się w dużych strukturach zwanych basenami sedymentacyjnymi . Skały osadowe znaleziono również na Marsie .

Badanie skał osadowych i warstw skalnych dostarcza informacji o podłożu, które są przydatne w inżynierii lądowej , na przykład przy budowie dróg , domów , tuneli , kanałów lub innych konstrukcji. Skały osadowe są również ważnym źródłem zasobów naturalnych, w tym węgla , paliw kopalnych , wody pitnej i rud .

Badanie kolejności warstw skał osadowych jest głównym źródłem zrozumienia historii Ziemi , w tym paleogeografii , paleoklimatologii i historii życia . Dyscyplina naukowa zajmująca się badaniem właściwości i pochodzenia skał osadowych nazywa się sedymentologią . Sedymentologia jest częścią zarówno geologii , jak i geografii fizycznej i częściowo pokrywa się z innymi dyscyplinami nauk o Ziemi , takimi jak pedologia , geomorfologia , geochemia i geologia strukturalna .

Klasyfikacja na podstawie pochodzenia

Uluru (Ayers Rock) to duża formacja piaskowca na Terytorium Północnym w Australii .

Skały osadowe można podzielić na cztery grupy w oparciu o procesy odpowiedzialne za ich powstanie: klastyczne skały osadowe, biochemiczne (biogeniczne) skały osadowe, chemiczne skały osadowe oraz czwartą kategorię obejmującą „inne” skały osadowe powstałe w wyniku uderzeń, wulkanizmu i innych drobne procesy.

Klastyczne skały osadowe

Claystone zdeponowane w Glacial Lake Missoula , Montana , Stany Zjednoczone . Zwróć uwagę na bardzo drobną i płaską ściółkę, typową dla osadów pochodzących z dna jezior dalej od źródła osadu.

Klastyczne skały osadowe składają się z fragmentów skał ( klastów ), które zostały ze sobą scementowane. Klasty to zwykle pojedyncze ziarna kwarcu , skalenia , minerałów ilastych lub miki . Jednak może być obecny każdy rodzaj minerału. Klasty mogą być również fragmentami litu złożonymi z więcej niż jednego minerału.

Klastyczne skały osadowe są podzielone według dominującej wielkości cząstek. Większość geologów używa skali wielkości ziarna Uddena-Wentwortha i dzieli nieskonsolidowany osad na trzy frakcje: żwir (średnica> 2 mm), piasek (średnica 1/16 do 2 mm) i błoto (średnica <1/16 mm). Błoto dzieli się dalej na muł (o średnicy od 1/16 do 1/256 mm) i glinę (o średnicy <1/256 mm). Klasyfikacja klastycznych skał osadowych odpowiada temu schematowi; zlepieńce i brekcje są zbudowane głównie ze żwiru, piaskowce zbudowane są głównie z piasku , a mułowce zbudowane są głównie z mułu. Ten trójpodziałowy podział znajduje odzwierciedlenie w szerokich kategoriach odpowiednio rudytów , arenitów i lutytów w starszej literaturze.

Podział tych trzech szerokich kategorii opiera się na różnicach w kształcie klastów (zlepieńce i brekcje), składzie (piaskowce) lub wielkości ziarna lub fakturze (mułowce).

Konglomeraty i brekcje

Konglomeraty składają się głównie z zaokrąglonego żwiru, podczas gdy brekcje składają się z dominującego żwiru kanciastego.

Piaskowce

Skała osadowa z piaskowcem na Malcie
Dolny Kanion Antylopy został wyrzeźbiony z otaczającego piaskowca zarówno w wyniku wietrzenia mechanicznego, jak i chemicznego. Wiatr, piasek i woda z powodzi są głównymi czynnikami atmosferycznymi.

Schematy klasyfikacji piaskowca są bardzo zróżnicowane, ale większość geologów przyjęła schemat Dotta, który wykorzystuje względną obfitość kwarcu, skalenia i litych ziaren szkieletu oraz obfitość błotnistej matrycy między większymi ziarnami.

Skład ziaren szkieletowych
Względna obfitość ziaren szkieletu wielkości piasku określa pierwsze słowo w nazwie piaskowca. Nazewnictwo zależy od dominacji trzech najbardziej rozpowszechnionych składników: kwarcu, skalenia lub fragmentów litu pochodzących z innych skał. Wszystkie inne minerały są uważane za akcesoria i nie są używane w nazewnictwie skały, niezależnie od obfitości.
  • Piaskowce kwarcowe mają >90% ziaren kwarcu
  • Piaskowce skaleniowe mają <90% ziaren kwarcu i więcej ziaren skalenia niż ziaren litu
  • Piaskowce lityczne mają <90% ziaren kwarcu i więcej ziaren litu niż ziarna skalenia
Obfitość błotnistego materiału osnowy między ziarnami piasku
Kiedy osadzają się cząstki wielkości piasku, przestrzeń między ziarnami albo pozostaje otwarta, albo jest wypełniona błotem (cząstki wielkości mułu i/lub gliny).
  • „Czyste” piaskowce z otwartymi porami (które mogą być później wypełnione materiałem osnowy) nazywane są arenitami.
  • Muliste piaskowce z obfitą (>10%) mulistą matrycą nazywane są wackami.

Możliwych jest sześć nazw piaskowca przy użyciu deskryptorów składu ziarna (kwarc, skaleń i lit) oraz ilości matrycy (wack lub arenit). Na przykład arenit kwarcowy składałby się głównie (> 90%) z ziaren kwarcu i miał niewielką lub żadną gliniastą matrycę między ziarnami, litowy wacke miałby obfite ziarna litowe i obfitą mulistą matrycę itp.

Chociaż schemat klasyfikacji Dotta jest szeroko stosowany przez sedymentologów, nazwy zwyczajowe, takie jak szarogłaz , arkoza i piaskowiec kwarcowy, są nadal szeroko stosowane przez niespecjalistów i w popularnej literaturze.

błoto

Mułowce to skały osadowe składające się w co najmniej 50% z cząstek wielkości mułu i gliny. Te stosunkowo drobnoziarniste cząstki są zwykle przenoszone przez turbulentny przepływ w wodzie lub powietrzu i osadzane, gdy przepływ się uspokaja, a cząsteczki osiadają z zawiesiny .

Większość autorów używa obecnie terminu „mudrock” w odniesieniu do wszystkich skał składających się głównie z mułu. Skały błotne można podzielić na mułowce, składające się głównie z cząstek wielkości mułu; mułowce z nierówną mieszanką cząstek wielkości mułu i gliny; i iłowce, złożone głównie z cząstek wielkości gliny. Większość autorów używa terminu „ łupek ” jako określenia rozszczepialnej skały mułowej (niezależnie od wielkości ziarna), chociaż w niektórych starszych literaturach termin „łupek” jest synonimem skały błotnej.

Biochemiczne skały osadowe

Wychodnia łupków bitumicznych z ordowiku ( kukersyt ), północna Estonia

Biochemiczne skały osadowe powstają, gdy organizmy do budowy swoich tkanek wykorzystują materiały rozpuszczone w powietrzu lub wodzie. Przykłady obejmują:

  • Większość rodzajów wapienia powstaje z wapiennych szkieletów organizmów, takich jak koralowce , mięczaki i otwornice .
  • Węgiel , powstały z roślin, które usunęły węgiel z atmosfery i połączyły go z innymi pierwiastkami, aby zbudować swoją tkankę.
  • Osady cherta powstały z nagromadzenia krzemionkowych szkieletów mikroskopijnych organizmów, takich jak radiolarie i okrzemki .

Chemiczne skały osadowe

Chemiczne skały osadowe tworzą się, gdy składniki mineralne w roztworze stają się przesycone i nieorganicznie wytrącają się . Typowe chemiczne skały osadowe obejmują wapień oolityczny i skały złożone z minerałów ewaporatowych , takich jak halit (sól kamienna), sylwit , baryt i gips .

Inne skały osadowe

Ta czwarta kategoria różnorodna obejmuje tufy wulkaniczne i brekcje wulkaniczne powstałe w wyniku osadzania się, a następnie cementowania fragmentów lawy wybuchanych przez wulkany, oraz brekcje uderzeniowe powstałe po uderzeniach .

Klasyfikacja na podstawie składu

Skamieniałości ślimaków morskich Nerinea z późnej kredy ( cenomanu ), w wapieniu w Libanie

Alternatywnie skały osadowe można podzielić na grupy składu na podstawie ich mineralogii:

Depozycja i transformacja

Transport i osadzanie osadów

Krzyżowanie i szorowanie w drobnym piaskowcu ; Formacja Logan ( Mississippian ) w hrabstwie Jackson w stanie Ohio

Skały osadowe powstają, gdy osad osadza się z powietrza, lodu, wiatru, grawitacji lub przepływów wody przenoszących cząstki w zawiesinie . Osad ten często powstaje, gdy wietrzenie i erozja rozkładają skałę na luźny materiał w obszarze źródłowym. Materiał jest następnie transportowany z obszaru źródłowego do obszaru depozycji. Rodzaj transportowanego osadu zależy od geologii zaplecza ( obszar źródłowy osadu). Jednak niektóre skały osadowe, takie jak ewaporaty , składają się z materiału, który tworzy się w miejscu osadzania. Natura skały osadowej zależy zatem nie tylko od podaży osadów, ale także od osadowego środowiska depozycji , w którym się utworzyła.

Transformacja (Diageneza)

Działanie roztworu ciśnieniowego w skale klastycznej . Podczas gdy materiał rozpuszcza się w miejscach styku ziaren, materiał ten może rekrystalizować z roztworu i działać jak cement w otwartych przestrzeniach porów. W rezultacie następuje przepływ netto materiału z obszarów o dużym naprężeniu do obszarów o niskim naprężeniu, tworząc skałę osadową, która jest twardsza i bardziej zwarta. Luźny piasek może w ten sposób stać się piaskowcem.

Gdy osady gromadzą się w środowisku depozycji, starsze osady są zakopywane przez młodsze osady i przechodzą diagenezę. Diageneza obejmuje wszystkie zmiany chemiczne, fizyczne i biologiczne, z wyłączeniem wietrzenia powierzchniowego, jakim podlega osad po jego początkowym osadzeniu. Obejmuje to zagęszczanie i lityfikację osadów. Wczesne etapy diagenezy, określane mianem eogenezy , zachodzą na płytkich głębokościach (kilkadziesiąt metrów) i charakteryzują się bioturbacją i przemianami mineralogicznymi osadów, przy niewielkim ich zagęszczeniu. Czerwony hematyt , który nadaje kolor piaskowcom z czerwonego pokładu , prawdopodobnie powstaje podczas eogenezy. Niektóre procesy biochemiczne , takie jak aktywność bakterii , mogą wpływać na minerały w skale i dlatego są postrzegane jako część diagenezy.

Głębszemu pochowaniu towarzyszy mezogeneza , podczas której zachodzi większość zagęszczania i lityfikacji. Zagęszczanie ma miejsce, gdy osady znajdują się pod rosnącym ciśnieniem nadkładu (litostatycznym) z leżących powyżej osadów. Ziarna osadów przemieszczają się w bardziej zwarte układy, ziarna ciągliwych minerałów (takich jak mika ) ulegają deformacji, a przestrzeń porów ulega zmniejszeniu. Osady są zwykle nasycone wodą gruntową lub morską, gdy są pierwotnie osadzane, a wraz ze zmniejszaniem się przestrzeni porów, większość tych zrośniętych płynów jest wydalana. Oprócz tego fizycznego zagęszczania, zagęszczanie chemiczne może odbywać się za pomocą roztworu ciśnieniowego . Punkty styku między ziarnami są najbardziej obciążone, a naprężony minerał jest lepiej rozpuszczalny niż reszta ziarna. W rezultacie punkty styku rozpuszczają się, umożliwiając ziarnom bliższy kontakt. Podwyższone ciśnienie i temperatura stymulują dalsze reakcje chemiczne, takie jak reakcje, w których materiał organiczny staje się lignitem lub węglem.

Lityfikacja następuje ściśle po zagęszczeniu, ponieważ podwyższone temperatury na głębokości przyspieszają wytrącanie się cementu, który wiąże ze sobą ziarna. Roztwór ciśnieniowy przyczynia się do tego procesu cementowania , ponieważ minerał rozpuszczony z naprężonych punktów kontaktowych jest ponownie osadzany w nienaprężonych przestrzeniach porów. To jeszcze bardziej zmniejsza porowatość i sprawia, że ​​skała jest bardziej zwarta i kompetentna .

Odsłonięciu zakopanej skały osadowej towarzyszy telegeneza , trzecia i ostatnia faza diagenezy. Ponieważ erozja zmniejsza głębokość pochówku, ponowna ekspozycja na wodę meteorytową powoduje dodatkowe zmiany w skale osadowej, takie jak wypłukiwanie części cementu w celu wytworzenia wtórnej porowatości .

Przy odpowiednio wysokiej temperaturze i ciśnieniu królestwo diagenezy ustępuje miejsca metamorfizmowi , procesowi, który tworzy skałę metamorficzną .

Nieruchomości

Kawałek pasmowej formacji żelaza , rodzaj skały składającej się z naprzemiennych warstw tlenku żelaza(III) (czerwony) i tlenku żelaza(II) (szary). BIF powstały głównie w prekambrze , kiedy atmosfera nie była jeszcze bogata w tlen. Moodies Group , Barberton Greenstone Belt , Republika Południowej Afryki

Kolor

Kolor skały osadowej jest często określany głównie przez żelazo , pierwiastek z dwoma głównymi tlenkami: tlenek żelaza (II) i tlenek żelaza (III) . Tlenek żelaza(II) (FeO) tworzy się tylko w warunkach niskiego poziomu tlenu ( beztlenowego ) i nadaje skale szary lub zielonkawy kolor. Tlenek żelaza(III) (Fe 2 O 3 ) w środowisku bogatszym w tlen występuje często w postaci mineralnego hematytu i nadaje skale czerwonawy do brązowawego kolor. W suchym klimacie kontynentalnym skały mają bezpośredni kontakt z atmosferą, a utlenianie jest ważnym procesem, który nadaje skale czerwony lub pomarańczowy kolor. Grube sekwencje czerwonych skał osadowych powstałe w suchym klimacie nazywane są czerwonymi pokładami . Jednak czerwony kolor niekoniecznie oznacza skałę utworzoną w środowisku kontynentalnym lub suchym klimacie.

Obecność materiału organicznego może zabarwić skałę na czarno lub szaro. Materiał organiczny powstaje z martwych organizmów, głównie roślin. Zwykle taki materiał ostatecznie rozkłada się w wyniku utleniania lub aktywności bakteryjnej. Jednak w warunkach beztlenowych materiał organiczny nie może się rozkładać i pozostawia ciemny osad bogaty w materiał organiczny. Może to mieć miejsce na przykład na dnie głębokich mórz i jezior. W takich środowiskach woda miesza się w niewielkim stopniu; w rezultacie tlen z wód powierzchniowych nie jest obniżany, a osadzony osad jest zwykle drobną ciemną gliną. Ciemne skały, bogate w materiał organiczny, są zatem często łupkami.

Tekstura

Diagram przedstawiający dobrze posortowane (po lewej) i źle posortowane (po prawej) ziarna

Rozmiar , kształt i orientacja klastów (oryginalnych kawałków skały) w osadzie nazywa się jego teksturą . Tekstura jest właściwością skały w małej skali, ale determinuje wiele jej właściwości w dużej skali, takich jak gęstość , porowatość lub przepuszczalność .

Orientacja 3D klastów nazywana jest tkaniną skały. Rozmiar i kształt klastów można wykorzystać do określenia prędkości i kierunku prądu w środowisku osadowym, który przeniósł klasty z ich pochodzenia; drobny, wapienny muł osadza się tylko w spokojnej wodzie, podczas gdy żwir i większe klasty są poruszane tylko przez szybko poruszającą się wodę. Wielkość ziarna skały jest zwykle wyrażana za pomocą skali Wentwortha, chociaż czasami stosuje się skale alternatywne. Wielkość ziarna można wyrazić jako średnicę lub objętość i zawsze jest to wartość średnia, ponieważ skała składa się z klastów o różnej wielkości. Statystyczny rozkład wielkości ziaren jest różny dla różnych typów skał i jest opisany we właściwości zwanej sortowaniem skały. Kiedy wszystkie klasty są mniej więcej tej samej wielkości, skałę nazywa się „dobrze posortowaną”, a gdy występuje duża rozpiętość wielkości ziaren, skałę nazywa się „słabo posortowaną”.

Diagram przedstawiający zaokrąglenie i kulistość ziaren

Forma klastów może odzwierciedlać pochodzenie skały. Na przykład coquina , skała złożona z klastrów połamanych muszli, może powstać tylko w wodzie energetycznej. Formę klastu można opisać za pomocą czterech parametrów:

  • Tekstura powierzchni opisuje wielkość reliefu w małej skali na powierzchni ziarna, które jest zbyt małe, aby wpłynąć na ogólny kształt. Na przykład charakterystyczne dla piaskowców eolicznych są ziarna oszronione , pokryte drobnymi spękaniami.
  • Zaokrąglenie opisuje ogólną gładkość kształtu ziarna.
  • Sferyczność opisuje stopień, w jakim ziarno zbliża się do kuli .
  • Forma ziarna opisuje trójwymiarowy kształt ziarna.

Chemiczne skały osadowe mają teksturę nieklastyczną, składającą się wyłącznie z kryształów. Aby opisać taką teksturę, wystarczy średni rozmiar kryształów i tkaniny.

Mineralogia

Globalny kolaż próbek piasku. Na każdym przykładowym zdjęciu znajduje się jeden centymetr kwadratowy piasku. Próbki piasku rząd po rzędzie od lewej do prawej: 1. Piasek szklany z Kauai na Hawajach 2. Piasek z wydm z pustyni Gobi 3. Piasek kwarcowy z zielonym glaukonitem z Estonii 4. Piasek wulkaniczny z czerwonawym zwietrzałym bazaltem z Maui na Hawajach 5. Biogenny piasek koralowy z Molokai na Hawajach 6. Koralowe różowe wydmy z Utah 7. Piasek ze szkła wulkanicznego z Kalifornii 8. Piasek z granatu z Emerald Creek w stanie Idaho 9. Piasek oliwinowy z Papakolea na Hawajach. [1]

Większość skał osadowych zawiera kwarc ( skały krzemoklastyczne ) lub kalcyt ( skały węglanowe ). W przeciwieństwie do skał magmowych i metamorficznych, skały osadowe zawierają zwykle bardzo niewiele różnych głównych minerałów. Jednak pochodzenie minerałów w skale osadowej jest często bardziej złożone niż w skale magmowej. Minerały w skale osadowej mogły być obecne w pierwotnych osadach lub mogły powstać w wyniku opadów podczas diagenezy. W drugim przypadku osad mineralny mógł narosnąć na cement starszej generacji. Złożoną historię diagenetyczną można ustalić za pomocą mineralogii optycznej przy użyciu mikroskopu petrograficznego .

Skały węglanowe składają się głównie z minerałów węglanowych , takich jak kalcyt, aragonit lub dolomit . Zarówno cement, jak i klasty (w tym skamieliny i ooidy ) węglanowej skały osadowej zwykle składają się z minerałów węglanowych. O mineralogii skały klastycznej decyduje materiał dostarczany z obszaru źródłowego, sposób jego transportu do miejsca depozycji oraz stabilność tego minerału.

Odporność minerałów skałotwórczych na wietrzenie wyraża szereg rozpuszczania Goldicha . W tej serii kwarc jest najbardziej stabilny, a następnie skaleń , miki i wreszcie inne mniej stabilne minerały, które są obecne tylko wtedy, gdy wystąpiło niewielkie wietrzenie. Stopień wietrzenia zależy głównie od odległości od obszaru źródłowego, lokalnego klimatu i czasu potrzebnego na transport osadu do miejsca jego zdeponowania. W większości skał osadowych mika, skaleń i mniej stabilne minerały zostały zwietrzałe do minerałów ilastych, takich jak kaolinit , illit lub smektyt .

Skamieliny

Bogate w skamieniałości warstwy w skale osadowej, rezerwat stanowy Año Nuevo w Kalifornii

Spośród trzech głównych rodzajów skał, skamieniałości najczęściej znajdują się w skale osadowej. W przeciwieństwie do większości skał magmowych i metamorficznych, skały osadowe powstają w temperaturach i ciśnieniach, które nie niszczą pozostałości kopalnych. Często te skamieliny mogą być widoczne tylko w powiększeniu .

Martwe organizmy w przyrodzie są zwykle szybko usuwane przez padlinożerców , bakterie , gnicie i erozję, ale w wyjątkowych okolicznościach te naturalne procesy nie mogą zachodzić, co prowadzi do skamieniałości. Szansa na fosylizację jest większa, gdy szybkość sedymentacji jest wysoka (tak, że zwłoki są szybko zakopywane), w środowisku beztlenowym (gdzie występuje niewielka aktywność bakterii) lub gdy organizm ma szczególnie twardy szkielet. Większe, dobrze zachowane skamieniałości są stosunkowo rzadkie.

Nory w turbidycie , wykonane przez skorupiaki , formacja San Vincente (wczesny eocen ) basenu Ainsa , południowy cypel Pirenejów

Skamieliny mogą być zarówno bezpośrednimi szczątkami lub odciskami organizmów, jak i ich szkieletów. Najczęściej zachowane są twardsze części organizmów, takie jak kości, muszle i zdrewniała tkanka roślin. Tkanka miękka ma znacznie mniejszą szansę na skamieniałość, a zachowanie tkanki miękkiej zwierząt starszych niż 40 milionów lat jest bardzo rzadkie. Odciski organizmów wykonane za ich życia nazywane są skamielinami śladowymi , których przykładami są nory , ślady stóp itp.

Jako część skały osadowej skamieliny przechodzą te same procesy diagenetyczne , co skała macierzysta. Na przykład skorupa składająca się z kalcytu może się rozpuścić, podczas gdy cement krzemionkowy wypełnia następnie wnękę. W ten sam sposób wytrącające się minerały mogą wypełniać ubytki zajmowane wcześniej przez naczynia krwionośne , tkankę naczyniową lub inne tkanki miękkie. To zachowuje formę organizmu, ale zmienia skład chemiczny, proces zwany permineralizacją . Najczęstszymi minerałami biorącymi udział w permineralizacji są różne formy bezpostaciowej krzemionki ( chalcedon , krzemień , chert ), węglany (zwłaszcza kalcyt) i piryt .

Pod wysokim ciśnieniem i temperaturą materia organiczna martwego organizmu przechodzi reakcje chemiczne, w których substancje lotne , takie jak woda i dwutlenek węgla , są wydalane. Skamielina ostatecznie składa się z cienkiej warstwy czystego węgla lub jego zmineralizowanej formy, grafitu . Ta forma fosylizacji nazywana jest karbonizacją . Jest to szczególnie ważne w przypadku skamieniałości roślin. Ten sam proces odpowiada za powstawanie paliw kopalnych, takich jak węgiel brunatny czy węgiel.

Pierwotne struktury sedymentacyjne

Odlewy fletów , rodzaj oznaczenia podeszwy na podstawie pionowej warstwy piaskowca triasowego w Hiszpanii
Ślady zmarszczek utworzone przez prąd w piaskowcu, który został później przechylony ( Haßberge , Bawaria )

Struktury w skałach osadowych można podzielić na struktury pierwotne (powstające podczas depozycji) i wtórne (powstające po depozycji). W przeciwieństwie do tekstur struktury są zawsze cechami o dużej skali, które można łatwo badać w terenie. Struktury osadowe mogą wskazywać coś na temat środowiska osadowego lub mogą służyć do określenia, która strona była pierwotnie skierowana , gdzie tektonika przechyliła lub przewróciła warstwy osadowe.

Skały osadowe układają się w warstwy zwane pokładami lub warstwami . Łoże definiuje się jako warstwę skał o jednolitej litologii i teksturze. Łóżka powstają w wyniku osadzania się warstw osadów jedna na drugiej. Sekwencja warstw charakteryzująca skały osadowe nazywana jest pościelą . Pojedyncze łóżka mogą mieć grubość od kilku centymetrów do kilku metrów. Drobniejsze, mniej wyraźne warstwy nazywane są blaszkami, a struktura, którą tworzy blaszka w skale, nazywana jest laminacją . Blaszki mają zwykle grubość mniejszą niż kilka centymetrów. Chociaż pościel i laminowanie mają często pierwotnie charakter poziomy, nie zawsze tak jest. W niektórych środowiskach łóżka są ustawiane pod (zwykle małym) kątem. Czasami w tej samej skale istnieje wiele zestawów warstw o ​​różnych orientacjach, co nazywa się strukturą krzyżową . Cechą charakterystyczną osadzania jest osadzanie przez płynący ośrodek (wiatr lub woda).

Przeciwieństwem układania krzyżowego jest laminacja równoległa, w której wszystkie warstwy osadów są równoległe. Różnice w uwarstwieniach są na ogół spowodowane cyklicznymi zmianami w dostawie osadów, spowodowanymi na przykład sezonowymi zmianami opadów, temperatury lub aktywności biochemicznej. Blaszki reprezentujące zmiany sezonowe (podobne do słojów drzew ) nazywane są warwami . Każda skała osadowa złożona z milimetrowych lub drobniejszych warstw łusek może być nazwana ogólnym terminem laminit . Kiedy skały osadowe w ogóle nie mają uwarstwienia, ich strukturalny charakter nazywany jest masywnym podłożem.

Ściółka stopniowana to struktura, w której warstwy o mniejszym uziarnieniu występują na łożach o większych ziarnach. Ta struktura powstaje, gdy szybko płynąca woda przestaje płynąć. Większe, cięższe klastry w zawiesinie osiadają najpierw, a następnie mniejsze klastry. Chociaż stopniowane złoże może tworzyć się w wielu różnych środowiskach, jest to charakterystyczne dla prądów mętności .

Powierzchnia konkretnego złoża, zwana formacją łóżka , może również wskazywać na określone środowisko osadowe. Przykłady form łóżek obejmują wydmy i ślady zmarszczek . Ślady podeszew, takie jak ślady narzędzi i odlewy rowków, to rowki erodowane na powierzchni, które są zachowane przez ponowną sedymentację. Są to często wydłużone struktury i mogą być wykorzystane do ustalenia kierunku przepływu podczas osadzania.

Ślady zmarszczek tworzą się również w płynącej wodzie. Mogą być symetryczne lub asymetryczne. Fale asymetryczne tworzą się w środowiskach, w których prąd płynie w jednym kierunku, na przykład w rzekach. Dłuższy bok takich zmarszczek znajduje się po górnej stronie prądu. Symetryczne fale falowe występują w środowiskach, w których prądy zmieniają kierunek, takich jak równiny pływowe.

Pęknięcia błotne to forma dna spowodowana odwodnieniem osadów, które czasami wypływają ponad powierzchnię wody. Takie struktury są powszechnie spotykane na równinach pływowych lub prętach punktowych wzdłuż rzek.

Wtórne struktury sedymentacyjne

Wtórne struktury sedymentacyjne to te, które powstały po osadzeniu. Takie struktury tworzą się w osadach w wyniku procesów chemicznych, fizycznych i biologicznych. Mogą być wskaźnikami okoliczności po złożeniu. Niektóre z nich mogą być stosowane jako kryteria awansu .

Materiały organiczne w osadzie mogą pozostawić więcej śladów niż tylko skamieniałości. Zachowane ślady i nory są przykładami skamieniałości śladowych (zwanych także ichnoskamieniałościami). Takie ślady są stosunkowo rzadkie. Większość skamielin śladowych to nory mięczaków lub stawonogów . To kopanie jest nazywane przez sedymentologów bioturbacją . Może być cennym wskaźnikiem środowiska biologicznego i ekologicznego, jakie istniało po osadzeniu się osadu. Z drugiej strony, rycie organizmów może zniszczyć inne (pierwotne) struktury w osadzie, utrudniając odbudowę.

Struktury drugorzędowe mogą również powstawać w wyniku diagenezy lub tworzenia się gleby ( pedogenezy ), gdy osad jest wystawiony ponad poziom wody. Przykładem struktury diagenetycznej powszechnej w skałach węglanowych jest stylolit . Stylolity to nieregularne płaszczyzny, w których materiał został rozpuszczony w płynach porowych w skale. Może to spowodować wytrącanie się pewnych substancji chemicznych powodujących zabarwienie i zabarwienie skały lub tworzenie się konkrecji . Konkrecje to z grubsza koncentryczne ciała o innym składzie niż skała macierzysta. Ich powstawanie może być wynikiem lokalnych opadów spowodowanych niewielkimi różnicami w składzie lub porowatości skały macierzystej, na przykład wokół skamielin, wewnątrz nor lub wokół korzeni roślin. W skałach węglanowych, takich jak wapień lub kreda , często występują konkrecje czertu lub krzemienia , podczas gdy piaskowce lądowe czasami zawierają konkrecje żelaza. Konkrecje kalcytu w glinie zawierające kanciaste ubytki lub spękania nazywane są konkrecjami septariańskimi .

Po osadzeniu procesy fizyczne mogą zdeformować osad, tworząc trzecią klasę struktur drugorzędowych. Kontrasty gęstości między różnymi warstwami osadów, na przykład między piaskiem a gliną, mogą powodować struktury płomieni lub odlewy ładunkowe , utworzone przez odwrócony diapiryzm . Podczas gdy złoże klastyczne jest nadal płynne, diapiryzm może spowodować zatopienie gęstszej górnej warstwy w dolnej warstwie. Czasami kontrasty gęstości występują lub są wzmacniane, gdy jedna z litologii ulega odwodnieniu. Glina może być łatwo sprasowana w wyniku odwodnienia, podczas gdy piasek zachowuje tę samą objętość i staje się stosunkowo mniej gęsty. Z drugiej strony, gdy ciśnienie płynu w porach w warstwie piasku przekracza punkt krytyczny, piasek może przebić się przez leżące nad nim warstwy gliny i przepłynąć, tworząc niezgodne bryły skał osadowych zwane groblami osadowymi . Ten sam proces może tworzyć wulkany błotne na powierzchni, gdzie przedarły się przez górne warstwy.

Wały osadowe mogą również powstawać w zimnym klimacie, gdzie gleba jest trwale zamarznięta przez większą część roku. Wietrzenie mrozem może powodować pęknięcia w glebie, które wypełniają się gruzem od góry. Struktury takie mogą być wykorzystywane jako wskaźniki klimatyczne, a także jako struktury wzrostowe.

Kontrasty gęstości mogą również powodować uskoki na małą skalę , nawet podczas postępu sedymentacji ( uskoki synchroniczne sedymentacyjne ). Takie uskoki mogą również wystąpić, gdy duże masy niezlityfikowanego osadu osadzają się na zboczu, na przykład na przedniej stronie delty lub na zboczu kontynentalnym . Niestabilność takich osadów może spowodować osiadanie osadu , powstawanie szczelin i fałdowanie. Powstałe struktury w skale to fałdy i uskoki syn-sedymentacyjne, które mogą być trudne do odróżnienia od fałd i uskoków utworzonych przez siły tektoniczne działające na zlityzowane skały.

Środowiska depozycyjne

Typowe typy środowisk depozycji
Brązowe, zielone, niebieskie i białe wiry to osady w płytkich wodach Zatoki Meksykańskiej u wybrzeży Półwyspu Jukatan . Niebiesko-zielona chmura na tym zdjęciu z grubsza odpowiada rozmiarowi płytkiego szelfu kontynentalnego na zachód od półwyspu. Jest to doskonały przykład płytkiego środowiska depozycji morskiej .

Otoczenie, w którym formuje się skała osadowa, nazywa się środowiskiem depozycji . Każde środowisko ma charakterystyczną kombinację procesów geologicznych i okoliczności. Rodzaj deponowanych osadów zależy nie tylko od osadu, który jest transportowany do miejsca ( pochodzenia ), ale także od samego środowiska.

Środowisko morskie oznacza, że ​​skała powstała w morzu lub oceanie . Często rozróżnia się głębokie i płytkie środowiska morskie. Głębokomorskie zwykle odnosi się do środowisk znajdujących się ponad 200 m pod powierzchnią wody (w tym równiny głębinowej ). Płytkie środowiska morskie sąsiadują z liniami brzegowymi i mogą rozciągać się do granic szelfu kontynentalnego . Ruchy wody w takich środowiskach mają generalnie wyższą energię niż w głębokich środowiskach, ponieważ aktywność fal maleje wraz z głębokością. Oznacza to, że grubsze cząstki osadu mogą być transportowane, a osadzony osad może być grubszy niż w głębszych środowiskach. Kiedy osad jest transportowany z kontynentu, osadza się na przemian piasek , glina i muł . Gdy kontynent jest daleko, ilość osadzających się osadów może być niewielka, a w rodzaju formującej się skały dominują procesy biochemiczne. Zwłaszcza w ciepłym klimacie, w płytkich środowiskach morskich daleko od brzegu obserwuje się głównie osadzanie się skał węglanowych. Płytka, ciepła woda jest idealnym siedliskiem dla wielu małych organizmów budujących węglanowe szkielety. Kiedy te organizmy umierają, ich szkielety opadają na dno, tworząc grubą warstwę wapiennego błota, które może litować się w wapień. Ciepłe płytkie środowiska morskie są również idealnym środowiskiem dla raf koralowych , gdzie osady składają się głównie z wapiennych szkieletów większych organizmów.

W głębokich środowiskach morskich prądy wodne poruszające się po dnie morskim są niewielkie. Tylko drobne cząstki mogą być transportowane do takich miejsc. Zazwyczaj osady osadzające się na dnie oceanu to drobna glina lub małe szkielety mikroorganizmów. Na głębokości 4 km rozpuszczalność węglanów dramatycznie wzrasta (strefa głębokości, w której to się dzieje, nazywana jest lizokliną ) . Osad wapienny, który opada poniżej lizokliny, rozpuszcza się; w rezultacie poniżej tej głębokości nie może powstać żaden wapień. Szkielety mikroorganizmów utworzonych z krzemionki (takich jak radiolariany ) nie są tak rozpuszczalne i nadal się osadzają. Przykładem skały utworzonej ze szkieletów krzemionkowych jest radiolaryt . Kiedy dno morskie ma niewielkie nachylenie, na przykład na zboczach kontynentalnych , pokrywa osadowa może stać się niestabilna, powodując prądy mętnościowe . Prądy mętności są nagłymi zakłóceniami normalnie spokojnego głębokiego środowiska morskiego i mogą powodować niemal natychmiastowe osadzanie się dużych ilości osadów, takich jak piasek i muł. Sekwencja skał utworzona przez prąd zmętnienia nazywana jest turbidytem .

Wybrzeże to środowisko zdominowane przez działanie fal. Na plaży osadzają się przeważnie gęstsze osady, takie jak piasek lub żwir, często zmieszane z fragmentami muszli, podczas gdy materiał wielkości mułu i gliny jest utrzymywany w zawiesinie mechanicznej. Równiny i płycizny pływowe to miejsca, które czasami wysychają z powodu przypływu . Często poprzecinane są wąwozami , gdzie nurt jest silny, a uziarnienie osadzającego się osadu jest większe. Tam, gdzie rzeki wpływają do zbiorników wodnych, na wybrzeżu morza lub jeziora, mogą tworzyć się delty . Są to duże nagromadzenia osadów transportowanych z kontynentu do miejsc przed ujściem rzeki. Delty składają się głównie z osadów klastycznych (a nie chemicznych).

Kontynentalne środowisko osadowe to środowisko we wnętrzu kontynentu. Przykładami środowisk kontynentalnych są laguny , jeziora, bagna , równiny zalewowe i wachlarze aluwialne . W spokojnych wodach bagien, jezior i lagun osadza się drobny osad zmieszany z materią organiczną pochodzącą z martwych roślin i zwierząt. W rzekach energia wody jest znacznie większa i może przenosić cięższy materiał klastyczny. Oprócz transportu drogą wodną osady mogą być przenoszone przez wiatr lub lodowce. Osady przenoszone przez wiatr nazywane są eolami i są prawie zawsze bardzo dobrze wysortowane , podczas gdy osady przenoszone przez lodowiec nazywane są glinami lodowcowymi i charakteryzują się bardzo słabym wysortowaniem.

Osady eolskie mogą być dość uderzające. Środowisko depozycji formacji Touchet , położonej w północno-zachodnich Stanach Zjednoczonych , miało przejściowe okresy suchości, co zaowocowało szeregiem warstw rytmitu . Spękania erozyjne zostały później wypełnione warstwami materiału glebowego, zwłaszcza z procesów eolicznych . Wypełnione sekcje utworzyły pionowe inkluzje w warstwach osadzanych poziomo, a tym samym dostarczyły dowodów na sekwencję zdarzeń podczas osadzania się czterdziestu jeden warstw formacji.

Facje osadowe

Rodzaj skały powstałej w określonym środowisku depozycyjnym nazywany jest jej facją osadową . Środowiska osadowe zwykle występują obok siebie w pewnych naturalnych sukcesjach. Plaża, na której osadza się piasek i żwir, jest zwykle ograniczona głębszym środowiskiem morskim nieco na morzu, gdzie w tym samym czasie osadzają się drobniejsze osady. Za plażą mogą znajdować się wydmy (gdzie dominującym osadem jest dobrze przesortowany piasek) lub laguna ( gdzie odkłada się drobna glina i materiał organiczny). Każde środowisko sedymentacyjne ma swoje charakterystyczne osady. Kiedy warstwy osadowe gromadzą się w czasie, środowisko może się zmieniać, powodując zmianę facji w podłożu w jednym miejscu. Z drugiej strony, gdy obserwuje się z boku warstwę skał w pewnym wieku, ostatecznie zmienia się litologia (rodzaj skały) i facje.

Przesuwanie się facji osadowych w przypadku transgresji (powyżej) i regresji morza (poniżej)

Facje można rozróżnić na wiele sposobów: najczęstsze to litologia (na przykład: wapień, mułowiec lub piaskowiec) lub zawartość skamieniałości . Na przykład koralowce żyją tylko w ciepłych i płytkich środowiskach morskich, dlatego skamieniałości koralowców są typowe dla facji płytkich wód morskich. Facje określone przez litologię nazywane są litofacjami ; facje określone przez skamieniałości to biofacje .

Środowiska sedymentacyjne mogą zmieniać swoje położenie geograficzne w czasie. Linie brzegowe mogą przesuwać się w kierunku morza, gdy poziom morza spada ( regresja ), gdy powierzchnia podnosi się ( transgresja ) z powodu sił tektonicznych w skorupie ziemskiej lub gdy rzeka tworzy dużą deltę . W warstwie podpowierzchniowej takie przesunięcia geograficzne środowisk sedymentacyjnych z przeszłości są rejestrowane jako przesunięcia facji osadowych. Oznacza to, że facje osadowe mogą zmieniać się równolegle lub prostopadle do wyimaginowanej warstwy skały o ustalonym wieku, co jest zjawiskiem opisanym przez prawo Walthera .

Sytuacja, w której linie brzegowe przesuwają się w kierunku kontynentu, nazywana jest transgresją . W przypadku transgresji głębsze facje morskie osadzają się na płytszych facjach, co jest następstwem zwanym onlap . Regresja to sytuacja, w której linia brzegowa przesuwa się w kierunku morza. W przypadku regresji płytsze facje osadzają się na głębszych facjach, co nazywa się offlap .

Facje wszystkich skał z określonego wieku można nanieść na mapę, aby uzyskać przegląd paleogeografii . Sekwencja map dla różnych epok może dać wgląd w rozwój geografii regionalnej.

Galeria facji osadowych

Baseny sedymentacyjne

Diagram tektoniki płyt przedstawiający zbieżność płyty oceanicznej i kontynentalnej. Zwróć uwagę na basen łuku tylnego , basen przedni i basen oceaniczny .

Miejsca, w których zachodzi sedymentacja na dużą skalę, nazywane są basenami sedymentacyjnymi . Ilość osadu, który może osadzać się w niecce, zależy od głębokości niecki, tzw. przestrzeni akomodacyjnej . Głębokość, kształt i rozmiar basenu zależą od tektoniki , ruchów w litosferze Ziemi . Tam, gdzie litosfera porusza się w górę ( wypiętrzenie tektoniczne ), ląd ostatecznie wznosi się nad poziom morza, a obszar ten staje się źródłem nowych osadów, ponieważ erozja usuwa materiał. Tam, gdzie litosfera przesuwa się w dół ( osiadanie tektoniczne ), tworzy się basen i osadzają się osady.

Rodzaj basenu powstałego w wyniku rozsunięcia się dwóch części kontynentu nazywa się basenem ryftowym . Ryftowe baseny to wydłużone, wąskie i głębokie baseny. Z powodu rozbieżnych ruchów litosfera jest rozciągana i przerzedzana, tak że gorąca astenosfera unosi się i ogrzewa leżący nad nią basen ryftowy. Oprócz osadów kontynentalnych baseny ryftowe mają zwykle część wypełnienia złożoną z osadów wulkanicznych . Kiedy basen rośnie z powodu ciągłego rozciągania litosfery, szczelina rośnie i morze może wejść, tworząc osady morskie.

Kiedy kawałek litosfery, który został ogrzany i rozciągnięty, ponownie się ochładza, jego gęstość wzrasta, powodując osiadanie izostatyczne . Jeśli to osiadanie trwa wystarczająco długo, basen nazywa się basenem zwisającym . Przykładami basenów zwisających są regiony wzdłuż pasywnych obrzeży kontynentów , ale baseny zwisające można również znaleźć we wnętrzu kontynentów. W basenach zapadniętych dodatkowy ciężar nowo osadzonych osadów wystarczy, aby osiadanie zatoczyło się w błędnym kole . Całkowita miąższość wypełnienia sedymentacyjnego w basenie zapadliskowym może zatem przekraczać 10 km.

Trzeci rodzaj basenów istnieje wzdłuż zbieżnych granic płyt - miejsc, w których jedna płyta tektoniczna przesuwa się pod drugą w astenosferze. Płyta subdukcyjna wygina się i tworzy basen przedłukowy przed płytą nadrzędną - wydłużony, głęboki asymetryczny basen. Baseny dziobowe są wypełnione osadami głębinowymi i grubymi sekwencjami turbidytów. Takie wypełnienie nazywa się fliszem . Kiedy zbieżny ruch dwóch płyt powoduje zderzenie kontynentów , basen staje się płytszy i przekształca się w basen przedgórski . Jednocześnie wypiętrzenie tektoniczne tworzy w płycie nadrzędnej pas górski , z którego erodowane są duże ilości materiału i transportowane do basenu. Taki materiał erozyjny rosnącego łańcucha górskiego nazywa się melasą i ma fację płytkomorską lub kontynentalną.

Jednocześnie rosnący ciężar pasa górskiego może powodować osiadania izostatyczne w rejonie płyty nadrzędnej po przeciwnej stronie pasa górskiego. Typ basenu powstały w wyniku tego osiadania nazywany jest basenem łukowym i jest zwykle wypełniony płytkimi osadami morskimi i melasą.

Cykliczna przemiana kompetentnych i mniej kompetentnych łóżek w Blue Lias w Lyme Regis w południowej Anglii

Wpływ cykli astronomicznych

W wielu przypadkach zmiany facjalne i inne cechy litologiczne w sekwencjach skał osadowych mają charakter cykliczny. Ta cykliczność była spowodowana cyklicznymi zmianami w dostawie osadów i środowisku sedymentacyjnym. Większość tych cyklicznych zmian jest spowodowana cyklami astronomicznymi . Krótkie cykle astronomiczne mogą być różnicą między przypływami lub przypływem wiosennym co dwa tygodnie. W większej skali czasowej cykliczne zmiany klimatu i poziomu mórz są powodowane przez cykle Milankovicia : cykliczne zmiany orientacji i/lub położenia osi obrotu Ziemi i orbity wokół Słońca. Znanych jest wiele cykli Milankovicia, trwających od 10 000 do 200 000 lat.

Stosunkowo niewielkie zmiany w orientacji osi Ziemi lub długości pór roku mogą mieć duży wpływ na klimat Ziemi. Przykładem są epoki lodowcowe z ostatnich 2,6 miliona lat ( okres czwartorzędu ), które, jak się przyjmuje, były spowodowane cyklami astronomicznymi. Zmiany klimatu mogą wpływać na globalny poziom mórz (a tym samym na ilość przestrzeni akomodacyjnej w basenach sedymentacyjnych) oraz dostawy osadów z określonego regionu. Ostatecznie niewielkie zmiany parametrów astronomicznych mogą spowodować duże zmiany w środowisku sedymentacyjnym i sedymentacji.

Wskaźniki sedymentacji

Szybkość osadzania się osadu różni się w zależności od lokalizacji. Kanał w równinie pływowej może w ciągu jednego dnia odłożyć kilka metrów osadu, podczas gdy na głębokim dnie oceanu gromadzi się rocznie tylko kilka milimetrów osadu. Można dokonać rozróżnienia między normalną sedymentacją a sedymentacją spowodowaną procesami katastroficznymi. Ta ostatnia kategoria obejmuje wszelkiego rodzaju nagłe i wyjątkowe procesy, takie jak ruchy masowe , osuwanie się skał czy powodzie . Katastrofalne procesy mogą polegać na nagłym osadzeniu się dużej ilości osadów naraz. W niektórych środowiskach osadowych większość całej kolumny skał osadowych powstała w wyniku katastrofalnych procesów, mimo że środowisko to jest zazwyczaj spokojnym miejscem. Inne środowiska sedymentacyjne są zdominowane przez normalną, trwającą sedymentację.

W wielu przypadkach sedymentacja zachodzi powoli. Na przykład na pustyni wiatr osadza w niektórych miejscach materiał krzemoklastyczny (piasek lub muł), a katastrofalne zalanie wadi może spowodować nagłe osadzanie się dużych ilości materiału detrytycznego, ale w większości miejsc dominuje erozja eoliczna. Ilość tworzącej się skały osadowej zależy nie tylko od ilości dostarczonego materiału, ale także od tego, jak dobrze materiał się konsoliduje. Erozja usuwa większość zdeponowanych osadów wkrótce po osadzeniu.

Stratygrafia permska i jurajska obszaru Płaskowyżu Kolorado w południowo-wschodnim Utah , który tworzy wiele słynnych formacji skalnych na obszarach chronionych, takich jak Park Narodowy Capitol Reef i Park Narodowy Canyonlands . Od góry do dołu: zaokrąglone brązowe kopuły piaskowca Navajo , warstwowa czerwona formacja Kayenta , tworząca klify, pionowo łączona, czerwony piaskowiec Wingate , tworząca zbocza, purpurowa formacja Chinle , warstwowa, jaśniejsza formacja Moenkopi i biały, warstwowy Cutler Piaskowiec formacyjny . Zdjęcie z Narodowego Obszaru Rekreacyjnego Glen Canyon , Utah.

Stratygrafia

O tym, że nowe warstwy skalne znajdują się nad starszymi warstwami skalnymi, mówi zasada superpozycji . Zwykle w sekwencji występują luki zwane niezgodnościami . Reprezentują one okresy, w których nie odkładały się żadne nowe osady lub kiedy wcześniejsze warstwy osadów podniosły się ponad poziom morza i uległy erozji.

Skały osadowe zawierają ważne informacje o historii Ziemi . Zawierają skamieliny, zachowane szczątki starożytnych roślin i zwierząt . Węgiel jest uważany za rodzaj skały osadowej. Skład osadów dostarcza nam wskazówek co do pierwotnej skały. Różnice między kolejnymi warstwami wskazują na zmiany środowiska w czasie. Skały osadowe mogą zawierać skamieniałości, ponieważ w przeciwieństwie do większości skał magmowych i metamorficznych powstają w temperaturach i ciśnieniach, które nie niszczą pozostałości kopalnych.

Pochodzenie

Dystrybucja detrytusu

Proweniencja to rekonstrukcja pochodzenia osadów. Wszystkie skały odsłonięte na powierzchni Ziemi są poddawane wietrzeniu fizycznemu lub chemicznemu i rozkładają się na drobnoziarnisty osad. Źródłem detrytusu osadowego mogą być wszystkie trzy rodzaje skał ( magmowe , osadowe i metamorficzne ). Celem badań proweniencyjnych osadów jest odtworzenie i zinterpretowanie historii osadów od początkowych skał macierzystych na obszarze źródłowym do ostatecznego szczątków w miejscu pochówku.

Zobacz też

Bibliografia

Cytaty

Literatura ogólna i cytowana

  • Andersen, BG & Borns, HW Jr. (1994). Świat epoki lodowcowej . Wydawnictwo Uniwersytetu Skandynawskiego. ISBN 82-00-37683-4.
  • Baker, Victor R.; Nummedal, Dag, wyd. (1978). Channeled Scabland: przewodnik po geomorfologii basenu Columbia w stanie Waszyngton . Washington, DC: Planetary Geology Program, Office of Space Science, National Aeronautics and Space Administration. s. 173–177. ISBN 0-88192-590-X. Zarchiwizowane od oryginału w dniu 2016-08-18 . Źródło 2014-05-02 .
  • Blatt, H.; Middleton, G.; Murray, R. (1980). Pochodzenie skał osadowych . Prentice Hall . ISBN 0-13-642710-3.
  • Boggs, S. Jr. (1987). Zasady sedymentologii i stratygrafii (wyd. 1). Merrill. ISBN 0-675-20487-9.
  • Boggs, S. Jr. (2006). Zasady sedymentologii i stratygrafii (wyd. 4). Upper Saddle River, NJ: Pearson Prentice Hall . ISBN 978-0-13-154728-5.
  • Brime, Covadonga; García-López, Susana; Bastida, Fernando; Valín, M. Luz; Sanz-López, Javier; Aller, Jesús (maj 2001). „Przejście od diagenezy do metamorfizmu w pobliżu frontu regionalnego metamorfizmu waryscyjskiego (strefa kantabryjska, północno-zachodnia Hiszpania)”. Dziennik Geologii . 109 (3): 363–379. Bibcode : 2001JG....109..363B . doi : 10.1086/319978 . S2CID  129514579 .
  • Buchner, K. i winogrona, R. (2011). „Skały metamorficzne” . Petrogeneza skał metamorficznych . Springera . s. 21–56. doi : 10.1007/978-3-540-74169-5_2 . ISBN 978-3-540-74168-8.
  • Choquette, PW; Módlcie się, LC (1970). „Nomenklatura geologiczna i klasyfikacja porowatości węglanów osadowych”. Biuletyn AAPG . 54 . doi : 10.1306/5D25C98B-16C1-11D7-8645000102C1865D .
  • Collinson, J.; Mountney, N.; Thompson, D. (2006). Struktury osadowe (wyd. 3). Wydawnictwo Terra. ISBN 1-903544-19-X.
  • Kropka, PR (1964). „Wacke, graywacke i matrix - jakie podejście do klasyfikacji niedojrzałych piaskowców”. Dziennik petrologii osadowej . 34 (3): 625–632. doi : 10.1306/74D71109-2B21-11D7-8648000102C1865D .
  • Einsele, G. (2000). Baseny sedymentacyjne, ewolucja, facje i budżet osadów (wyd. 2). Springera . ISBN 3-540-66193-X.
  • Ludowy, RL (1965). Petrologia Skał Osadowych . Hemphill . Zarchiwizowane od oryginału w dniu 2011-03-25.
  • Badanie geologiczne Kentucky (2020). „Ciepło, czas, ciśnienie i uwęglanie” . Zasoby ziemi — nasze wspólne bogactwo . Uniwersytet Kentucky . Źródło 28 listopada 2020 r .
  • Levin, HL (1987). Ziemia w czasie (wyd. 3). Wydawnictwo Saunders College. ISBN 0-03-008912-3.
  • Margolis, Stanley V.; Krinsley, David H. (1971). „Submikroskopowe szron na eolicznych i podwodnych ziarnach piasku kwarcowego”. Biuletyn Amerykańskiego Towarzystwa Geologicznego . 82 (12): 3395. Bibcode : 1971GSAB...82.3395M . doi : 10.1130/0016-7606(1971)82[3395:SFOEAS]2.0.CO;2 .
  • Picard, Aude; Kappler, Andreas; Schmid, Gregor; Quaroni, Luca; Obst, Martin (maj 2015). „Eksperymentalna diageneza struktur organiczno-mineralnych utworzonych przez mikroaerofilne bakterie utleniające Fe (II)” . Komunikacja natury . 6 (1): 6277. Bibcode : 2015NatCo...6.6277P . doi : 10.1038/ncomms7277 . PMID  25692888 .

</ref>

Linki zewnętrzne