Skała - naturalny zespół minerałów wchodzących w skład skorupy ziemskiej powstały przez wpływ działania określonego procesu geologicznego. Skała może być złożona z wielu osobników jednego minerału - skała monomineralna, lub z wielu minerałów - skała polimineralna. Skały występują w formie skonsolidowanej (po diagenezie) lub nieskonsolidowanej (luźnej, sypkiej). Gleba nie jest traktowana jako skała.

Najczęściej stosowany w petrografii podział skał opiera się na ich genezie i obejmuje trzy główne grupy:

1.       skały magmowe,

2.       skały osadowe,

3.       skały metamorficzne (przeobrażone).

Ad 1. Skały magmowe

Skały magmowe swoje powstanie zawdzięczają zjawiskom wulkanizmu i plutonizmu, podczas których magma zastyga pod albo na powierzchni Ziemi (pod postacią lawy). Skały powstające pod powierzchnią Ziemi będą więc nazywane plutonicznymi, a powstające na jej powierzchni - wulkanicznymi. Skład obydwu będzie się różnił, ponieważ zastygająca lawa oddaje do atmosfery związki lotne (np. wodę), a więc nie mogą w niej powstawać minerały zawierające te związki. O tempie wzrostu kryształów decyduje też czas zastygania magmy.

Skały wulkaniczne mogą powstawać bezpośrednio z lawy (skały wylewne) lub z materiału gwałtownie wyrzuconego w powietrze przez wulkan (skały piroklastyczne). Najdrobniejsze cząstki skał piroklastycznych mogą krążyć w atmosferze przez wiele lat (przykładem wpływu pyłu piroklastycznego są anomalie pogodowe, obserwowane po wybuchu wulkanu Krakatau) opadają na Ziemię najczęściej już w postaci stałej. Do skał piroklastycznych zaliczyć można bomby wulkaniczne, pumeks, popioły wulkaniczne i tufy.

Skałami pośrednimi pomiędzy wulkanicznymi a plutonicznymi są skały żyłowe, które krystalizowały na niewielkich głębokościach, w otoczeniu starszych skał. Zależnie od głębokości powstawania, ich właściwości fizyczne są zbliżone do jednych bądź drugich. Miąższości skał żyłowych mogą się wahać od kilku centymetrów do kilku lub kilkuset metrów, a ich długość do kilku kilometrów.

Ad 2. Skały osadowe

Skały osadowe powstają w wyniku sedymentacji, czyli gromadzenia się materiału okruchowego, organicznego lub chemicznego i biologicznego w zbiornikach wodnych lub - rzadziej - w środowisku lądowym. Osady te podlegają następnie procesowi diagenezy, podczas której zmniejsza się odległość pomiędzy poszczególnymi składnikami osadu. Diageneza jest związana z cementacją - procesem, który polega na połączeniu składników spoiwem, którym najczęściej jest krzemionka, węglany, związki żelaza czy ił. Lityfikacja powoduje z kolei przejście ze skały luźnej do skały zwięzłej.

Minerały skałotwórcze skał osadowych to przeważnie skalenie, kwarc, ale również inne minerały, powstające w środowisku sedymentacyjnym (chalcedon, opal, kalcyt, dolomit, halit czy gips).

O wyróżnieniu podstawowych grup skał osadowych decyduje rodzaj osadzanego materiału. Z tego względu skały osadowe dzielimy na: okruchowe, organogeniczne, chemiczne i biochemiczne.

Ad 3. Skały metamorficzne

Skały metamorficzne tworzą się w wyników procesów metamorficznych oddziałujących na istniejące już formacje skalne. Działanie poszczególnych czynników metamorfizmu (temperatura, ciśnienie, roztwory hydrotermalne) jest uzależnione od głębokości, na których zjawisko to zachodzi, temperatury, ciśnienia, składu chemicznego i mineralnego skał wyjściowych oraz chemizmu wód (roztworów) dopływających z głębi ziemi. Skład mineralny skał metamorficznych zależy od składu skał wyjściowych, a także czynników metamorfizmu.

Rozpoznawanie i opisywanie

W dalszej części zostanie przedstawione opisywanie i rozpoznawanie skał magmowych i osadowych. Skały metamorficzne zostały pominięte ponieważ jeszcze nie były jeszcze omawiane na ćwiczeniach z przedmiotu geologia.

SKAŁY MAGMOWE

Tekstura jest to sposób wykształcenia składników skały, tzn. stopień jej krystaliczności, wielkość i kształt kryształów oraz wzajemne stosunki między nimi.

1.       Fanerokrystaliczna (jawnokrystaliczne) – wszystkie kryształy można rozpoznać makroskopowo (są to zawsze struktury holokrystaliczne). Występowanie w skale struktury jawnokrystalicznej świadczy o dobrych warunkach krystalizacji, jakie mogą istnieć w czasie tworzenia się skał plutonicznych i żyłowych. Tekstury jawnokrystaliczne możemy makroskopowo podzielić pod względem wzajemnych stosunków wielkości między kryształami na:

o         równoziarniste – w których minerały mają ziarna w przybliżeniu o jednakowej wielkości. Zależnie od przeciętnej wielkości tych ziaren można wśród tych tekstur wydzielić:

§         gruboziarniste (przeciętne średnice ziaren mają co najmniej 5mm),
 

§         średnioziarniste (ziarna od 2 do 5 mm),
 

§         drobnoziarniste (ziarna mniejsze od 2 mm). Struktury drobnoziarniste są zbliżone do tekstur afanitowych
 

o         nierównoziarniste – w których ziarna różnią się wielkością. Tekstury te możemy podzielić na dwie grupy.

§         porfirowate – w których wielkość ziaren zmienia się stopniowo od największych do najdrobniejszych. Tekstury te wskazują więc na stopniowe pogarszanie się warunków krystalizacji. Tekstury porfirowate są charakterystyczne dla skał żyłowych, choć spotykane są i w skałach głębinowych.
 

§         fanerokrystaliczno-porfirowe – w których ziarna pod względem rozmiarów dzielą się wyraźnie na dwie części: kryształy duże i małe, między nimi brak pośrednich. Tekstura ta jest podobna do tekstury porfirowej (stąd nazwa). Charakterystyczna dla niektórych skał żyłowych, rzadziej spotykana jest w skałach głębinowych.
 

2.       Tekstury afanitowe (skrytokrystaliczne) – są przeciwieństwem tekstur jawnokrystalicznych. W skale o takiej teksturze nie można makroskopowo dostrzec kryształów, natomiast pod mikroskopem można obserwować drobniutkie kryształy i niekiedy szkliwo, często zrekrystalizowanie. Tekstura ta świadczy o niesprzyjających warunkach krystalizacji i występuje w skałach wulkanicznych oraz w krzepnących płytko pod powierzchnią odmianach skał żyłowych.
 

3.       Tekstury porfirowe – są typem pośrednim pomiędzy teksturami jawnokrystalicznymi i skrytokrystalicznymi. W skałach o takiej teksturze występują kryształy widoczne makroskopowo, często mające znaczne rozmiary, rozrzucone w masie o teksturze afanitowej. Duże kryształy widoczne gołym okiem nazywamy fenokryształami lub prakryształami. Masę, w której one występują, nazywamy "tłem skalnym" lub "ciastem skalnym". Tekstura porfirowa świadczy o tym, że w czasie krzepnięcia magmy zaznaczyły się dwa oddzielne etapy krystalizacji. Początkowo, w sprzyjających krystalizacji warunkach głębinowych, wykrystalizowały prakryształy, potem, w niesprzyjających warunkach wulkanicznych pozostała część stopu zakrzepła na afanitowe tło skalne. Skały o teksturze porfirowej zostały ostatecznie uformowane w warunkach wulkanicznych.
 

Prakryształy mają często prawidłowe formy geometryczne, odpowiadające ich charakterystycznym postaciom. Czasem można dostrzec ślady obtopienia i korozji, co świadczy, że wykrystalizowały wcześniej od tła skalnego.

W niektórych skałach o teksturze jawnokrystalicznej można rozpoznać jeszcze inne, szczególne stosunki wzajemne składników mineralnych, które są określane mianem tekstur specjalnych:

·         tekstura pismowa – polega na tym, że kryształy skalenia są poprzerastane licznymi, prawidłowo zorientowanymi wrostkami kwarcu. Tekstura taka jest wynikiem jednoczesnej krystalizacji skalenia i kwarcu. Przekroje wrostków kwarcowych przypominają pismo klinowe (stąd nazwa).

·         tekstura poikilitowa – występuje wówczas, gdy duże kryształy jednych minerałów są przetkane licznymi drobnymi różnie zorientowanymi kryształami innych minerałów. Świadczy to o tym, że małe kryształy jednych minerałów wydzieliły się wcześniej z magmy, a następnie zostały uwięzione w szybko rosnących kryształach innych minerałów.

·         tekstura ofitowa – występuje w skale, która składa się z wydłużonych kryształów plagioklazu o różnym położeniu a przestrzeń między nimi wypełniają ksenomorficzne ziarna piroksenu. Na przełamie skały widoczne są jasne listewki plagioklazu, które układają się w trójkątne zarysy, obejmujące ciemne ziarna piroksenu. Tekstura ta jest charakterystyczna dla skały gabro.

Struktura jest to sposób uporządkowania składników i stopień wypełnienia przez nie przestrzeni skały.

Podział struktur ze względu na sposób uporządkowania składników:

a.       Bezładna (nieuporządkowana, bezkierunkowa) - Uporządkowanie składników niewidoczne. Najczęściej spotykana struktura skał magmowych, szczególnie plutonicznych, ale też żyłowych i wulkanicznych.
 

b.       Uporządkowana (kierunkowa) - składniki skały wykazują widoczne makroskopowo uporządkowanie:

o         Równoległa:

a.       linijna – wydłużone kryształy lub wrzecionowate agregaty mineralne ułożone równolegle do siebie,

b.       płaska – minerały blaszkowe i tabliczkowe lub płaskie agregaty mineralne ułożone równolegle do siebie.

o         Kulista – kryształy lub ich zespoły ułożone współśrodkowo lub promieniście wokół centrum krystalizacji:

a.       Sferolityczna – wokół centrów krystalizacji ułożone są promieniście składniki pręcikowe,

b.       Sferoidalna – Minerały układają się koncentrycznie, kulistymi lub elipsoidalnymi powłokami.

Podział struktur ze względu na stopień wypełnienia przestrzeni skały:

1.       Zbita (masywna) – składniki mineralne ściśle wypełniają cała przestrzeń skały (skały plutoniczne i żyłowe ale często tez wulkaniczne).
 

2.       Porowata - w skale występują wolne przestrzenie (pory), nie zapełnione podczas krystalizacji składnikami mineralnymi.

o         Migdałowcowa
 

o         Gąbczasta
 

o         Pęcherzykowata – pory mają kształty kuliste lub elipsoidalne (skały afanitowe, porfirowe skały wulkaniczne).
 

Klasyfikacja skał magmowych ze względu na skład mineralny:

1.       Skały Kwaśne (przesycone krzemionką), wykazują nadmiar krzemionki w stosunku do tlenków metali alkalicznych; nadmiar ten uzewnętrznia się poprzez występowanie kwarcu.

2.       Skały Obojętne (nasycone krzemionką) nie wykazują ani nadmiaru, ani niedomiaru krzemionki względem alkaliów. Nie posiadają znaczniejszej ilości kwarcu (nadmiar krzemionki), ale pozbawione są też skaleniowców (niedomiar krzemionki).

3.       Skały Zasadowe (niedosycone krzemionką), cechują się niedomiarem krzemionki w stosunku do tlenków metali alkalicznych; w składzie mineralnym wyraża się to poprzez występowanie skaleniowców.

4.       Skały Ultrazasadowe – złożone niemal wyłącznie z minerałów ciemnych (90-100%).

SKAŁY OSADOWE

Skały osadowe (sedymentacyjne) - powstają przez nagromadzenie się materiału przynoszonego przez czynniki zewnętrzne (np. wodę, lodowiec, wiatr), na skutek jego osadzania się lub wytrącania z roztworu wodnego.

Podział skał osadowych:

1.       Okruchowe (klastyczne) - powstałe w wyniku nagromadzenia materiału pochodzącego z rozkruszenia starszych skał, jego przetransportowania i osadzenia przez wodę, wiatr lub lód:

o        skały bardzo drobnookruchowe (pelity): ił, iłowiec, łupek ilasty;

o        skały drobnookruchowe (aleuryty): muł, mułek, mułowiec, łupki osadowe;

o        skały średniookruchowe (piasek, piaskowiec, arkoza, szarogłaz);

o        skały grubookruchowe (gruz, żwir, brekcja, zlepieniec);

2.       Piroklastyczne - powstałe z materiałów wyrzuconych w powietrze w czasie erupcji wulkanicznej, np. tuf wulkaniczny, tufit;

3.       Rezydualne - zwietrzelina powstała na miejscu w wyniku wietrzenia skał (przede wszystkim węglanowych): terra rossa, lateryt, boksyt.

4.       Chemogeniczne (pochodzenia chemicznego) - powstałe w wyniku rozpuszczenia składników skał starszych i ponownego wytrącenia osadu wskutek parowania lub reakcji chemicznych z udziałem (lub bez) organizmów żywych.

5.       Organogeniczne (pochodzenia organicznego, biogeniczne) - powstałe ze szczątków organizmów zwierzęcych (skały zoogeniczne) i roślinnych (skały fitogeniczne).

W skałach osadowych występują minerały pochodzenia autogenicznego i allogenicznego.

Minerały allogeniczne
powstają poza środowiskiem tworzenia się danej skały osadowej, a do basenu sedymentacyjnego dostają się w wyniku mechanicznego wietrzenia i erozji skał starszych (magmowych, metamorficznych i osadowych) i transportu produktów tych procesów przez ruchy masowe, rzeki, lodowce i wiatr.

Szereg minerałów allogenicznych o rosnącej odporności na wietrzenie:

·         minerały solne (halit, sylwin itp.),

·         siarczany (gips, anhydryt),

·         kalcyt,

·         dolomit,

·         skaleniowce, oliwin,

·         amfibole, pirokseny,

·         serpentyn, epidot,

·         plagioklazy zasadowe,

·         plagioklazy kwaśne,

·         ortoklaz,

·         biotyt,

·         kwarc, muskowit, serycyt,

·         apatyt, magnetyt,

·         granaty, cyrkon, turmalin, rutyl, korund.

Odporność podczas transportu:

·         bardzo nietrwałe (np. gips, skaleniowce)

·         nietrwałe (np. plagioklazy zasadowe, dolomit)

·         trwałe (np. plagioklazy kwaśne, ortoklaz)

·         bardzo trwałe (np. kwarc, muskowit)

Minerały autogeniczne
powstają w obrębie środowiska tworzenia się skały jako wynik procesów chemicznych lub biochemicznych.

1.       Minerały krzemionkowe (opal, chalcedon, kwarc),

2.       Minerały siarczanowe (gips, anhydryt, celestyn, baryt),

3.       Minerały chlorkowe (halit, sylwin, karnalit, kainit),

4.       Minerały węglanowe (kalcyt, dolomit, syderyt, magnezyt),

5.       Minerały ilaste = iłowe (kaolinit, montmorillonit, illit),

6.       Tlenki i wodorotlenki żelaza

7.       Tlenki i wodorotlenki glinu

8.       Minerały fosforanowe.

Spoiwo jest to substancja wiążąca ziarna w zwięzłej skale okruchowej.

Podział ze względu na genezę spoiwa:

·         typu cement - wytworzone w wyniku procesów fizykochemicznych; najczęściej spotykane spoiwa w tej grupie to: wapniste, krzemionkowe, margliste i dolomityczne.

·         typu matriks - (wypełniające) - drobnoziarniste spoiwo okruchowe pochodzenia terygenicznego lub wietrzeniowego, najczęściej ilasto - pyłowe (mułowcowe) lub ilaste. Zazwyczaj nie zawiera materiału wytrąconego chemicznie.

Podział ze względu na ilość spoiwa:

·         podstawowe (bazalne) o charakterze tła skalnego; poszczególne ziarna detrytyczne nie stykają się ze sobą, tworząc rozproszony szkielet ziarnowy.

·         porowe, wystarcza tylko do wypełnienia pustek między zazwyczaj stykającymi się ze sobą ziarnami detrytycznymi, tworząc zwarty szkielet ziarnowy.