PIASKOWCE

Piaskowce (sandstones) są zwięzłymi skałami osadowymi okruchowymi, powstałymi w wyniku diagenezy i cementacji ziaren klastycznych o średnicach od 0,063 mm do 2,0 mm. Szkielet ziarnowy skały tworzą okruchy allogeniczne. Są one spojone autogeniczną bądź drobnodetrytyczną substancją mineralną. Głównym składnikiem klastycznym piaskowców jest kwarc, któremu mogą towarzyszyć skalenie (głównie ortoklaz i plagioklazy sodowe), miki (głównie muskowit, rzadziej biotyt), minerały akcesoryczne (np. minerały ciężkie: cyrkon, rutyl, turmalin, magnetyt) oraz okruchy skał. Piaskowce wykazują dużą zmienność pod względem składu mineralnego i ziarnowego, rodzaju spoiwa, tekstury i struktury.

Ziarna allogeniczne (detrytyczne) to okruchy minerałów lub skał, których geneza wiąże się z wietrzeniem mechanicznym i chemicznym oraz niszczeniem starszych formacji skalnych w obrębie obszarów alimentacyjnych. Zostały one przetransportowane do basenu sedymentacyjnego przez czynniki zewnętrzne, takie jak woda, wiatr czy lodowiec (transport), a następnie zdeponowane (sedymentacja). W przeciwieństwie do minerałów autigenicznych (autogenicznych), które krystalizują in situ w środowisku sedymentacyjnym lub w trakcie wczesnej diagenezy wewnątrz osadu, ziarna allogeniczne stanowią materiał klastyczny obcego pochodzenia. Ich stopień wysortowania, obtoczenia oraz skład mineralogiczny pozwalają na rekonstrukcję warunków transportu i budowy geologicznej obszaru źródłowego.

Tekstura piaskowców jest definiowana wielkością i kształtem ziaren (dyskowate, kuliste, klingowate i walcowate). Pod względem wielkości ziaren jest to tekstura psamitowa (in. piaskowa). W bardziej szczegółowych podziałach dzieli się ona na drobno- (0,063–0,25 mm), średnio- (0,25–1,0 mm) i gruboziarnistą (1,0–2,0 mm). Istotnymi cechami teksturalnymi są także wysortowanie (selekcja) materiału okruchowego – czyli rozrzut wielkości ziaren, oraz stopień obtoczenia ziaren (od ostrokrawędzistych do doskonale obtoczonych). Cechy te są funkcją długości i środowiska transportu.

Struktura piaskowców opisuje sposób przestrzennego rozmieszczenia i ułożenia składników w skale. W piaskowcach wyróżnia się liczne typy struktur ze względu na:

• środowisko i mechanizm powstawania: struktury sedymentacyjne (akumulacyjne) (np. laminacje, warstwowania), erozyjne (np. kanały erozyjne), deformacyjne (np. pogrązy) oraz biogeniczne (skamieniałości śladowe/ślady życiowe organizmów),
• miejsce obserwacji: powierzchnie spągowe i stropowe ławic oraz wnętrze ławicy (przekrój pionowy),
• morfologię powierzchni: formy wklęsłe (ślady erozyjne w podłożu) oraz ich wypukłe odlewy na spągu warstw piaskowców, czyli hieroglify (mechaniczne i organiczne).

Pod względem ułożenia składników wyróżnia się struktury bezładne (masywne) oraz kierunkowe, reprezentowane przez różnorodne typy warstwowania i laminacji:

• Laminacja (warstwowanie) przekątne i skośne – charakterystyczne dla środowisk o wysokiej energii, np. eolicznych, rzecznych oraz prądów zawiesinowych.
• Uziarnienienie frakcjonalne – ze zmienną wielkością ziaren od spągu do stropu ławicy (częste w fliszu i osadach turbidytowych).
• Struktury faliste i soczewkowate – związane z oddziaływaniem falowania i prądów zmiennych.

Na powierzchniach stropowych ławic piaskowców często obserwuje się ślady prądowe i falowe, np. zmarszczki prądowe (riplemarki), natomiast na powierzchniach spągowych występują hieroglify (mechaniczne oraz organiczne, czyli skamieniałości śladowe). W orogenach fałdowych obecność hieroglifów na spodzie ławicy jest jednym z najważniejszych wskaźników następstwa warstw (pozwala odróżnić pozycję normalną od odwróconej tektonicznie).

Skład ziarnowy i spoiwa

Szkielet ziarnowy piaskowców tworzą ziarna allogeniczne: kwarc (najodporniejszy fizycznie i chemicznie), skalenie potasowe, plagioklazy, miki oraz okruchy skał macierzystych (magmowych, metamorficznych i osadowych). Przestrzeń pomiędzy ziarnami szkieletu wypełnia krystaliczne spoiwo (cement) albo drobnodetrytyczne matrix (pylasto-ilaste wypełnienie porów, charakterystyczne dla skał niedojrzałych teksturalnie, takich jak waki).

Ze względu na relację przestrzenną substancji wypełniającej do ziaren szkieletu wyróżnia się:

• spoiwo podstawowe (bazalne) – wypełnia całą przestrzeń skały, powodując, że ziarna detrytyczne nie stykają się ze sobą i są w nim w całości zawieszone,
• spoiwo porowe – wypełnia wolne przestrzenie przy zwartym, stykającym się szkielecie ziarnowym, drastycznie redukując właściwości zbiornikowe skały,
• spoiwo kontaktowe (stykowe) – występuje wyłącznie w miejscach bezpośredniego styku ziaren, tworząc między nimi niewielkie „mostki” cementujące,
• spoiwo kontaktowo-porowe – stanowi formę pośrednią, w której cement oblepia styki ziaren, ale częściowo wypełnia też wolne pory,
• spoiwo matrix (matrycowe) – tworzone przez drobnodetrytyczną masę ilasto-pylastą, która wypełnia przestrzeń między ziarnami szkieletu i spaja je mechanicznie (typowe dla wak i szarogłazów).

Ze względu na genezę i skład chemiczny wyróżnia się spoiwa:

• Spoiwo krzemionkowe – zbudowane z kwarcu autogenicznego, opalu lub chalcedonu . Tworzy piaskowce niezwykle zwięzłe i odporne na wietrzenie (tzw. piaskowce kwarcytowe).
• Spoiwo węglanowe – złożone z kalcytu, dolomitu lub syderytu. Reaguje z kwasem solnym (HCl).
• Spoiwo ilaste – zbudowane z minerałów ilastych (kaolinit, illit, smektyty). Obniża zwięzłość skały i jej odporność mechaniczną.
• Spoiwo żelaziste – złożone z wodorotlenków i tlenków żelaza (goethyt, hematyt, limonit), nadające skałom barwę czerwoną, brunatną lub żółtą.
• Spoiwo gipsowe/anhydrytowe – spotykane rzadziej, głównie w osadach ewaporatowych i klimacie suchym.

Klasyfikacja petrograficzna piaskowców opiera się na dwóch podstawowych kryteriach: teksturalnym (określającym zawartość drobnoziarnistego matrix ilasto-pylastego) oraz składnikowym (uwzględniającym udział głównych minerałów i okruchów w szkiełku klastycznym).

Ze względu na udział matrix (pylasto-ilastego wypełnienia przestrzeni między ziarnami) skały piaszczyste dzieli się na dwie główne grupy:

• Arenity – czyste, dojrzałe piaskowce zawierające poniżej 15% matrix. Przestrzeń między ziarnami szkieletu klastycznego jest w nich wypełniona głównie autogenicznym spoiwem chemogenicznym.
• Waki – piaskowce niedojrzałe („brudne”), w których udział matrix wynosi od 15% do 50%. Powstają w środowiskach o słabej selekcji materiału (np. ze spływów grawitacyjnych i prądów zawiesinowych). Osady zawierające powyżej 50% matrix klasyfikowane są jako mułowce lub iłowce.

Szczegółowy podział wewnątrz arenitów i wak przeprowadza się na podstawie proporcji trzech głównych składników szkieletu ziarnowego przedstawianych na trójkącie klasyfikacyjnym QFL (Pettijohn et al., 1972):

• Q (quartz) – kwarc (monokrystaliczny i polikrystaliczny),
• F (feldspar) – skalenie (alkaliczne oraz plagioklazy),
• L (rock fragments / lithics) – okruchy skał (magmowych, metamorficznych i osadowych).

Piaskowce kwarcowe – zawierają powyżej 95% ziaren kwarcu w szkielecie klastycznym. Są to skały dojrzałe dojrzałością mineralogiczną i teksturalną, powstające w warunkach długotrwałego transportu lub wielokrotnej przeróbki materiału.

Piaskowce glaukonitowe – zawierają znaczący udział glaukonitu (autogenicznego minerału ilastego bogatego w żelazo i potas), nadającego skale charakterystyczną zielonkawą odbarwistość. Powstają w środowiskach morskich płytkich i wolnej sedymentacji.

Piaskowce arkozowe to skały osadowe klastyczne (zwięzłe odpowiednik arkoz), w których w składzie szkieletu ziarnowego wyraźnie dominują ziarna kwarcu oraz skaleni (głównie skaleni alkalicznych, takich jak ortoklaz i mikroklin, a także plagioklazów sodowych). W ścisłych klasyfikacjach petrograficznych (np. Pettijohn et al., 1972) granica udziału skaleni odróżniająca zwykły piaskowiec kwarcowy lub sublityczny od wariantu arkozowego wynosi zazwyczaj od 10–20% do ponad 25% całkowitej objętości składu ziarnowego (zob. Fig. 4).

Choć pojęcia piaskowiec arkozowy i arkoza bywają w praktyce stosowane zamiennie, termin arkoza niesie ze sobą dodatkowe znaczenie genetyczne i teksturalne:

• Genezę i obszar źródłowy: Arkozy powstają w wyniku bezpośredniego niszczenia (wietrzenia mechanicznego) głębinowych skał magmowych (np. granitów, granodiorytów) lub gnejsów w warunkach klimatu suchego, półsuuchego lub zimnego, gdzie rozpad chemiczny nietrwałych skaleni jest mocno ograniczony.
• Długość transportu i teksturę: Ze względu na podatność skaleni na wietrzenie chemiczne oraz ścieranie mechaniczne, materiał ten ulega szybkiemu zniszczeniu na dłuższych dystansach. Dlatego klasyczne arkozy cechują się słabym wysortowaniem oraz słabym obtoczeniem ziaren (ziarna są zazwyczaj ostrokrawędziste lub słabo zaokrąglone), co świadczy o bardzo krótkim drodze transportu z obszaru alimentacyjnego do basenu sedymentacyjnego.
• Barwę: Z uwagi na obecność świeżych, nieprzeobrażonych skaleni potasowych arkozy przybierają bardzo charakterystyczną różową, czerwonawą, łososiową lub szaroróżową barwę.

Podsumowując: nazwa piaskowiec arkozowy jest określeniem czysto kompozycyjnym (opisującym skład mineralny, tj. obecność powyżej 20–25% skaleni), natomiast termin arkoza oznacza piaskowiec arkozowy o cechach dojrzałości teksturalnej wskazujących na słabe obtoczenie, krótki transport oraz powiązanie z wietrzeniem skał krystalicznych podłoża.

Piaskowce szarogłazowe to klasyczne reprezentantki wak – piaskowców słabo wysortowanych, z obfitym matrix ilasto-mułkowym (powyżej 15%) oraz znacznym udziałem okruchów skaleni oraz skał metamorficznych i magmowych w szkielecie ziarnowym (zob. szarogłazy).

Piaskowce lityczne – z przewagą okruchów skał nad skaleniami w szkielecie ziarnowym (zob. Fig. 4)..

W seriach fliszowych i molasowych często występują piaskowce egzotykowe - zawierające egzotyki – materiał okruchowy obcego pochodzenia, nienależący do danej serii sedymentacyjnej, przetransportowany z erodowanych wysp lub grzbietów - lądowych struktur nazywanych kordylierami.

Piaskowce bitumiczne (roponośne) to skały klastyczne nasycone naturalnymi bitumami – ciekłymi, lepkimi lub stałymi węglowodorami będącymi produktami nagromadzenia, migracji bądź hipergenicznego przeobrażenia ropy naftowej (Fig. 4). W zbieżnym kontekście w piaskowcach spotyka się również domieszki stałej substancji organicznej z szeregu humitowego (humokeryty, detrytus roślinny oraz zwęglone fragmenty drewna) (zob. Fig. 3).

W zależności od stopnia utlenienia i odgazowania węglowodorów wyróżnia się m.in. piaskowce nasycone maltami (gęstymi, lepkimi odmianami ropy naftowej) (Fig. 4) oraz asfaltami naturalnymi (tzw. piaski i piaskowce asfaltowe).

Najważniejsze właściwości zbiornikowe węglowodorów skał to: porowatość (udział wolnych przestrzeni porowych w objętości skały) oraz przepuszczalność (zdolność skały do przepuszczania płynów pod wpływem gradientu ciśnień). Piaskowce kwarcowe o dobrym wysortowaniu i małym udziale matrix posiadają doskonałą porowatość pierwotną. W trakcie diagenezy rozpuszczanie minerałów (np. skaleni lub spoiwa węglanowego) wytwarza porowatość wtórną. Z kolei procesy intensywnej cementacji (np. sylifikacji) lub obecność pęczniejących minerałów ilastych (smektytów) drastycznie redukują właściwości zbiornikowe.

Piaskowce powstają w wyniku depozycji materiału piaszczystego w zróżnicowanych środowiskach sedymentacyjnych, które dzieli się na kontynentalne (rzeczne, eoliczne, jeziorne, deltaiczne, lodowcowe), morskie płytkowodne (przybrzeżne, szelfowe) oraz morskie głębokowodne (stoki kontynentalne i baseny abisalne).

Szczególne miejsce w geologii skał osadowych i sedymentologii zajmują głębokomorskie osady piaszczyste powstające w wyniku działania spływów grawitacyjnych – m.in. prądów zawiesinowych, spływów rumoszowych i spływów piaszczystych. Osady zdeponowane przez grawitacyjne prądy zawiesinowe nazywane są turbidytami. Cechują się one powtarzalnymi sekwencjami struktur sedymentacyjnych (tzw. sekwencja Boumy), z charakterystycznym uziarnieniem frakcjonalnym (u ziarnienia od grubej frakcji w spągu do drobnoziarnistego materiału w stropie ławicy) oraz powszechnym występowaniem hieroglifów na spągowych powierzchniach ławic.

Wielokrotne powtarzanie się cykli turbidytowych w wybitnie mobilnych strefach tektonicznych (np. w basenach przedłukowych, rowach tektonicznych czy strefach zapadliskowych orogenów) prowadzi do powstania miąższych kompleksów skał osadowych zwanych fliszem. Flisz charakteryzuje się rytmiczną przemiennością ławic piaskowców (często szarogłazów lub wak litycznych) oraz łupków ilastych i mułowców.

Po zdeponowaniu luźny osad piaszczysty ulega stopniowemu przeobrażeniu w zwięzłą skałę w procesie diagenezy. Głównymi etapami tego procesu są:

• Kompakcja (zagęszczenie): mechaniczne zmniejszanie objętości przestrzeni porowej pod wpływem ciężaru nadkładu.
• Rozpuszczanie presyjne: rozpuszczanie ziaren na kontaktach pod wpływem wysokiego ciśnienia kierunkowego (prowadzące m.in. do powstania szwów stylolitowych).
• Autigeneza i neogeneza minerałów: krystalizacja nowych minerałów w przestrzeni porowej z wód podziemnych (np. kwarcu autogenicznego, kalcytu, glaukonitu czy minerałów ilastych).
• Cementacja (spajanie): wytrącanie się spoiwa chemicznego spajającego luźne ziarna w zwięzły piaskowiec.