Josip Tišljar
SEDIMENTNE STIJENE
ŠKOLSKA KN]IGA, ZAGREB, 1994.
PREDGOVOR
Ova je knjiga i2iŠla iz potrebe dopune, proširenja i objavljivanja drugog izdanja udžbenika J. Tišljar PETROLOGIJA SBDIMENTNIH STIJENA koji je izdao Rudarsko geološko naftni fakultet Sveučilišta u Zagrebu u nakladi Tehničke knjige godine 1987. i kojega je cjelokupna naklada rasprodana iste godine nakon izlaska iz tiska. Radom na dopuni teksta to$ udžbenika, a osobito neminovnom potrebom dodavanja grafičkih priloga i mikrofotografija, kao i iskazanim potrebama geologa koji istražuju sedimencne stijene radi izrade nove tematske geološke karte Republike Hrvatske ili pak za potrebe dobivanja nafte i plina, nemetalnih mineralnih sirovina i vode, nametnuo se sam po sebi zahtjev za novim, kompleksnijim petrološkim i sedimentološkim pristupom sadržaju i namjeni knjige. Premda ja začetak ove knjige temeljen na spomenutoj Petro-logiji sedimentnih stijena, sadržaj knjige - udžbenika, ali i priručnika, bitno je kompleksniji, različit po pristupu i namjeni. On osim petrološke, obuhvaća i sedimentološku problematiku istraživanja sedimenata i sedimentnih stijena pa je stoga i odabran njegov naslov SEDIMENTNE STIJENE. Izbor gradiva, primjera, redosljed prikaza sadržaja sigurno je mogao biti drukčiji, ali takav kako je u knjizi dan, autorov je pristup i slijed shvaćanja kompleksne petrološke i scdimentološke problematike, tj. od praćenja i istraživanja teksturnih i strukturnih značajki, preko petrološkog sastava i genetskog tipa, dijagenetskih procesa i istraživanja facijesa pa do interpretacije uvjeta i okoliša taloženja i definiranja oblika i geometrije sedimentnih tijela. Osim toga, izbor gradiva, a posebice redosljed njegova izlaganja, prilagođen je zahtjevu da ova knjiga bude udžbenik studentima geologije za kolegije »Petrologija sedimentnih stijena«, »Metode istraživanja sedimentnih stijena« (prvi i drugi dio knjige), »Analiza facijesa i sedimentacijskih bazena« (treći dio knjige), ali i osnovni priručnik stručnjaku geologu, naftnom rudaru i geotehničaru čiji je stručni i znanstveni rad vezan iz istraživanje sedimenata i sedimentnih stijena. Zadovoljiti tako, možda preambiciozno, postavljeni cilj nije bio jednostavno, osobito u pogledu svrsishodna redanja gradiva, a da se izbjegne njegovo ponavljanje. Zbog toga će se izkusnom geologu koji od knjige očekuje priručnik s pravom činiti da su prvi i drugi dio knjige više udžbeničkoga tipa, a studentu i geologu početniku ili geologu čija specijalnost nije petrologija i sedimento-logija, da je, osobito u drugom dijelu odjeljci o dijagenetskim procesima te u trećem dijelu, gradivo previše specijalističko i da knjiga ima naglašene značajke petrološkog i sedimenta! oškog priručnika. V
Svrha bi se ove knjige mogla svesti na težnju da se njezinom korisniku bar djelomice pomogne i omogući razumijevanje, odnosno »čitanje« kompleksnog postanka sedimenata i sedimentnih stijena jer sve, ili bar većina događaja pri postanku sedimentnih stijena, zapisano je u njihovim teksturnim i strukturnim značajkama, sastavu, dijagenetskim procesima, oblicima tijela i u faci-jesu, a istraživač ih samo mora naučiti »pročitati«. Uz brojne udžbenike, priručnike i periodičke časopise i posebne publikacije iz svjetske sedimentološke i petrološke literature, upotrijebljeni su i brojni znanstveni radovi domaćih autora, no najčešće su, ipak, korišteni primjeri iz vlastitih radova, kao i koautorskih radova i istraživanja. Upotrijebljena literatura uglavnom je vazana uz klasične svjetske radove iz tog područja i, koliko je to u našim uvjetima bilo dostupno, važniju i suvremenu svjetsku literaturu. Poseban je problem upotrijebljena terminologija. Uz već u nas udomaćene prijevode stranih, uglavnom engleskih i njemačkih termina, često je bilo nužno primjeniti i neki novi prijevod ili termin. Da bi korisnik ove knjige u svakom takvom pojedinom slučaju bio potpuno siguran što je posrijedi, uz naziv na hrvatskom jeziku, koji je katkada autorov slobodni prijevod ili pokušaj uvođenja našeg naziva, dan je u zagradi uvijek i originalni engleski termin, a na kraju knjige i posebno kazalo upotrijebljenih engleskih termina. Broj grafičkih priloga i slika, a osobito fotografija i mikroskopskih snimaka strukturno-tekstumih ili dijagenetskih karakteristika pojedinih tipova stijena, nije bio određen samo autorovim izborom i autorovom željom, već uglavnom mogućnostima izrade kao i vođenja računa o cijeni tiska. Da nije bilo tako, mnogo bi više došao do izražaja autorov stav da »jedna slika govori i pokazuje više od tisuću riječi. Zahvaljujem recenzentima knjige Jo/ici Zupanič iz Pri ro došlo vno-m a tematičkog fakulteta, Vladimiru Majeru i Ivanu Blaškoviću iz Kudarsko-geoloŠko-nafnog fakulteta Sveučilišta u Zagrebu koji su proučili rukopis knjige i dali primjedbe i sugestije koje su pridonjele poboljšanju teksta. Zahvalnost izražavam lektoru Tomislavu Salopeku za doprinos na čistoći stila, izraza i formulacija u tekstu te uredniku tehničkih i prirodoslovni izdanja »Školske knjige« Želimiru Čoliću za trud da se ova knjiga tiska. Posebno se zahvaljujem grafičkom uredniku Željku Prodanoviću na likovnom i grafičkom kreiranju ovog udžbenika i velikom razumjevanju uloge i značenja grafičkih priloga u knjizi s ovakvom tematikom. Zahvalan sam Anđeli Truhan kuj je obavila tehničku izvedbu crteža. Iskrenu zahvalnost izražavam INA-Naftaplinu Zagreb, Institutu za geološka istraživanja iz Zagreba i geološkom odjelu Kudarsko-geoloŠko-nafnog fakulteta Sveučilišta u Zagrebu koji su otkupom primjeraka pružili materijalnu pomoć i tako omogućili izdavanje ove knjige. Zagreb, listopad 1991. Josip Tišljar
VI
SADRŽAJ
Predgovor...........................................................................................................................................................V Uvod...................................................................................................................................................................3 Prvi dio:
POSTANAK SEDIMENATA I NJIHOVE TEKSTURE I STRUKTURI:.............5 1. Rasprostranjenost, uloga i važnost sedimenata i sedimentnih stijena u kamenoj kori i njihova osnovna podjela ................................................................................................7 1.1. Rasprostranjenost sedimentnih stijena u Zemljinoj koti......................................................................7 1.2. Uloga, značenje i preobrazba sedimentnih stijena...............................................................................8 1.3. Osnovna podjela sedimentnih stijena...................................................................................................9 2. Postanak sedimenata......................................................................................................................................11 2.1. Trošenje................................................................................................................................................11 2.1.1......................................................................................................................Fiz ikalno trošenja......................................................................................................................................12 2.1.2......................................................................................................................Ke mijsko trošenje.....................................................................................................................................13 2.1.3......................................................................................................................Bi ološko trošenje.....................................................................................................................................16 2.1.4......................................................................................................................Sta bilnost petrogerrih minerala prema trošenju........................................................................................17 2.2. Transport i sedimentacija ...................................................................................................................18 2.2.1......................................................................................................................Pri jenos materijala vodom, ledom i vjetrom............................................................................................18 2.2.2......................................................................................................................Gr avitacijski tokovi..................................................................................................................................20 2.2.3......................................................................................................................Tal oženje ili sedimentacija........................................................................................................................25 2.3. Dijageneza .................................................................................................................................................27
3. Teksture (strukture] sedimenata i metode njihovih istraživanja...................................................................29 3.1. Slojevitost: vanjska i unutrašnja...........................................................................................................32 3.1.1, Vanjska ili eksterna slojevitost ...............................................................................................33 3.1.2. Unutrašnja ili interna slojevitost...............................................................................................35 3.2. Teksturni (strukturni! oblici na gornjim slojnim površinama...............................................................44 3.3. Teksturni oblici na donjim slojnim površinama...................................................................................49 3.4. Teksturni oblici nastali podvodnim klizanjem i razaranjem slojeva....................................................55 3.5. Oblici nastali kemijskom dijagentv.om................................................................................................56 3.6. Biogeni teksturni oblici: bioturbacija i ihnofosili.................................................................................61 4. Strukture (teksture) i građa sedimentnih stijena i metode njihovih istraživanja...........................................65 4.1. Podjela klastičnih sedimenata na osnovi veličine zrna i metode određivanja njihove veličine................................................................................................................66 4.1.1, Metode određivanja veličine zrna sedimenata na terenu.......................................................67 4.1.2. Laboratorijske metode određivanja veličine zrna u sedimentima.........................................70 4.1.2.1........................................................................................................Izr avna mjerenja i mjerenja mikroskopom................................................................................71 4.1.2.2.......................................................................................................Od ređivanje veličine zrna sijanjem............................................................................................73 4.1.2.3. Sedimentacijska analiza ili određivanje veličina zrna na osnovi brzine padanja čestica.............................................................................. 76 4.1.2.3.1. Sedimentacijska analiza u Atterbergovu cilindru i analiza metodom izvlačenja.............................................................79 4.1.2.3.2. Sedimentacijska anah/a pipetnom metodom i areometriranjem................................................................................81
VII
4.1.2.3.3 Granulometrijska analiza sediment a ci js kom vagom............................82 4.1.2.4. Obrada rezultata graniiknnetri]skih analiza ... .................., 82 4.2. Morfometrijske značajke zrna..............................................................................................................88 4.2.1..................................Oblik zma............................................................................... . ... 88 4.2.2......................................................................................................................Sferić nost ;ma................................................................................................................................................90 4.2.3................................................Zaobljenost zrna............................................................ . 91 4.3.Scdimentni sklop ili orijentacija i način pakiranja /ma.........................................................................92 4.4.Glavni tipovi struktura (tekstura) klastičnih si'dimenata......................................................................95 4.5.Glavni tipovi struktura (tekstura) kemijskih sedimenata......................................................................97 4.6.Istraživanje struktura i tekstura s pomoću acetatnih folija (»l'eel«) .................................. .98
Drugi dio SISTEMATIKA l DIJAGENEZA SEDIMENTN1H STIJENA................101 A. KLAST1ČNI SEDIMENTI 1 KI.ASTIČNF 5F.D1MF.NTNE STIJENI.................................................11)2 5. Krupnozmatc (ruditne) klaslićne stijene....................................................................................................103 5.1.Definicija i podjela............................................................................................................................103 5.2.Konglomerati ili valutlčnjaci ..........................................................................................................104 5.2.1. Oligomiktni ili orlokvarcitni konglomerati........................................................................105 5.2.2. Petromiktni konglomerati...................................................................................................105 5.2.3. Para konglomerati...............................................................................................................106 5.3.Intraformacijski konglomerati i breče...............................................................................................1(17 5.4. Breče ili kršnici.................................................................................................................................108 6. Pješčenjaci ili srednjozmati (arcnitru) klastični sedimenti .....................................................................111 6.1. Sastav pijesaka i pješčenjaka.............................................................................................................111 6.1.1. Fiziografske i genetske značajke najvažnijih sastojaka pijesaka i pješčenjaka . 111 6.1.2. Zajednice mineralnih sastojaka kao indikatori matičnih stijena........................................120 6.2.Metode izdvajanja ili separacije teških minerala........................................................................... 120 6.3.Klasifikacija pješčenjaka...................................................................................................................124 6.3.1. Arkozni areniti i subarkoze.................................................................................................127 6.3.2. Litični areniti i sublitoaraniti..............................................................................................129 6.3.3. Kvarcni areniti....................................................................................................................131 6.3.4. Grauvakni pješčenjaci........................................................................................................ 132 6.3.5. Miješani ili hibridni pješčenjaci......................................................................................... 134 6.4. Dijageneza pješčenjaka.....................................................................................................................137 6.4.1. Ranodija.genetski procesi....................................................................................... ... 137 6.4.1.1.....................................................................................................Kompa kcijski procesi.....................................................................................................................137 6.4.1.2.....................................................................................................Kemijs ka dijageneza u ranoj fazi................................................................................................... 138' 6.4.2. Dijageneza pješčenjaka na većoj dubini zalijeganja..........................................................140 6.4.2.1.....................................................................................................Tlačno otapanje140 6.4.2.2. Promjene mineralnog sastava povišenjem temperature ........ 142 6,4.2.3 Cementacija pješčenjaka ................................................................................ 145 6.4.2.4.....................................................................................................Autigen eza feldspata.......................................................................................................................146 6.4.2.5...................................................................................................Potiskiva nje kvarca i feldspata karbonatima i karbonata kvarcom . . 146 *7. Hitnozmati klastični sedimenti (peiitni sedimenti! 149 7.1. Definicija i podjela pelitnih sedimenata .......................................................................................149 7.1.1. Siltiti ili prahovnjaci.............................................................................................................. 150 7.1.2. Sejlovi i muljnjaci................................................................................................................. 152 ■ 7.1.3. Les ili prapor......................................................................................................................... 154 ; 7.1.4. Lapori i marliti ili lapom|aci.................................................................................................. 155 i 7.2. Dijageneza glinovitih i pelitnih sedimenata ................................................................................... 158 i 7.2.1...................................................................................................................Mehani čka dijageneza: zbijanje ili kompakcija...........................................................................................158 7.2.2...................................................................................................................Kemijsk a dijageneza glmovilih sedimenata..................................................................................................161
VIII
B. VULKAMOKLASTICNI SEDIMENTI ................................................................................................................ 165 8.1. Definicija, sastav i podjela vulkani Elastičnih sedimenata................................................................................... 165 8.2 Vulkanoklastične breče i aglomerati................................................................................................................... 170 8.3............................................................................................................................Lapil ni tufovi..................................................................................................................................................................... 17] 8.4.........................................................................................................................Tufovi 171 8 4.1. Staklasti ili vitroklaslični tufovi ........................................................................................................ 172 8.4.1.1....................................................................................................Kisel i i neutralni staklasti tufovi................................................................................................................. 173 8.4.1.2....................................................................................................Bazič ni staklasti tufovi............................................................................................................................... 174
8.4.2. 8.4.3.
Kristalni ili kristaloklastični tufovi.................................................................................................... 175 Litoklastični ili litični tufovi........................................................................................................... 175 8.5. Izmjene ili alteracije tufciva.............................................................................................................................. 176 8.5.1..................................................................................................................Izmje ne kiselih i neutralnih staklastih tufnva............................................................................................................. 176 8.5.2..................................................................................................................Izmje ne ili alteracije bazičnih staklastih tufova.......................................................................................................... 177 C. KEMITSKE I BIOKEMIJSKE SED1MENTNE STIJENU........................................................................................178 9. Karbonatne sedimentne stijene.................................................................................................................................... 179 9 1. Vapnenci............................................................................................................................................................. 180 9.1.1. Min eralni sastav, fizikalni, kemijski i biološki uvjeti postanka vapnenaca . . . 181 9.1.2..................................................................................................................Prim arni karbonaloi strukturni sastojci vapnenaca.................................................................................................... 186
9.1.2.1....................................................................................................Karb onatni mulj - mikrit............................................................................................................................ 186 9.1.2.2. Intraklasti i plastiklasti.............................. 188 9.1.2.3....................................................................................................Peteti i peloidi ....................................................................................................................................19(1 9.1.2.4...........................................................................Obavijena zrna........... ..................................................................................................194 9.1.2.4.1. 9.1.2.4.2. 9.1.2.4.3.
Ooidi............................................... ...........................................................195 Pizoidni ooidi ili pb.oidi..................................................................................201 Chtkoidi...........................................................................................................202
9.1.2.5. Kortoidi ili obavijeni bioklasti............................................................................................206 9.1.2.6....................................................................................................Agre girana zrna.........................................................................................................................................2117 9.1 2.7 Fosili: mineralogija skeleta i ekologija..........................................................................., . 209 9.1.2.7.1. Terminologija losilifernih vapnenaca: kokine, biostrame i biaherme................................................................................... 209 9.1.2.7.2. Zelene i crvene alge ................................................................................211 8.1.2.7.2. Modrozelene alge i stromatoliti...................................................................213 9.1.2.7.2. Nanoplankton ...........................................................................................217 9.1.2.7.5 Foraminifere ................................................................................................219 9.1.2.7.6. Tintinine (Tintinninae)................................................................................ 220 9.1.2.7.7. Vapnenačke spužve, hidro/oi, stromatoporoidi i koralji . . 220 9.1.2.7.8. BriOKOi ili mahovnjaci (lirvozoa).............................................................. 221 9.1.2.7.9. Rrahiopodi ili ramenonosti (Brachiopoda).................................................. 221 9.1.2.7.10. Moluske ili mekušci (Molhisca)................................................................222 9.1.2.7.11....................................................................................Ostra kodi (Ostracoda) .............................................................................................................. 224 9.1.2.7.12....................................................................................Hodlj ikaši ili ehinodermati (Echinodermata)............................................................................... 224 9.1 3. Nckarbonatni sastojci vapnenaca............................................................................................................ 224 9.1 4. Klasifikacije vapnenaca.......................................................................................................................... 225 9.1.4.1, Dunhamova (1962) klasifikacija s Embryjevirn i Kiovaiiovim (1972) nadopunama....................................................................................................................... 225 9.1.4.2. Potkova klasifikacija (1959, 1962).....................................................................................227 9.1 4.3. Slatkovodni, terestički i korasti vapnenci..............................................................................231 9.1.5. Uijagenc/.a vapnenaca............................................................................................................................233 9.1.5.1. Cementacija....................................................................................................................- 235 9.1.5.2. Otapanje aragonitniii i Mg-kalcittiih zrna i transformacija aragonita i Mg-kalcita u kalcit...........................................................................................................238 9 1.5.3. Mikritizacija ....................................................................................................................241 9.1.5.4. ^kristalizacija........................................................................................................................243
IX
9.1.5.5. Silicifikacija..........................................................................................................244 91.5.6. Anhidriti?.acija
......................................................................................................
245
9.2. Dolomitizacija i dolomiti...............................................................................................................
24/ 9.2.1...................................................................................................................Kem ijski, fizikalni i petrološki uvjeti nastanka dolomita........................................................................247 9.2.2............................................................................................Ranodija genetska dolomitizacija...................................................................................................... ..................249 9.2.2.1.....................................................................................................Rano dijappnetska dolomitizacija u evaporizadjskim uvjetima..................................................250 9.2.2.2.....................................................................................................Dolo mitizacija u zoni miješane morske i slatke vod«................................................................254 9.2.3...................................................................................................................Kasn odija genetska dolomitizacija...........................................................................................................254 9.2.4...................................................................................................................Dolo miti 257 9.2.4.1, Ranodija genetski dolomiti..................................................................................257 9.2.4.2. Kasnodija genetski dolomiti.................................................................................260 9.2.5. Dedolomitizaeija i dedolomiti...............................................................................................265 9.3. Poroznost karbonatnih sedimenata ................................................................................. ... 267 D. F.VAPORITN1 SEDIMENTI T STIJENE............................................................................................
271
10.1..........................................................................................................................Fizik alni, kemijski i geološki uvjeti postanka ...............................................................................................272 10.2..........................................................................................................................Petro logija evaporitnih sedimenata..................................................................................................................276
E. SI1JCIJSKI SEDIMKNTI........................................................................................................................278 U.l. Definicija i podjela sihcijskih sedimenata i stijena ........................................................................278 11.2..........................................................................................................................Riog eni sikcijski sedimenti.............................................................................................................................278 11.3. Silieijski sedimenti različita postanka............................................................................................280 Treći dio OKOLIŠI TALOŽENJA I FACIJES1....................................................283 12.1. Definicija i podjela okoliša taloženja i njihov odnos prema facijesu
........................................284
A. OKOLIŠI TALOŽENJA KI.ASTIČNIH SEDIMENATA......................................................................287 12.2. Ruvijalni (aluvijalni) ili riječni okoliši taloženja............................................................................287 12.2.1. Aluvijalne lepeze ......................................................................................................... 287 12.2.2. Okoliši meandrirajućih rijeka............................................................................................ 288 12.2.3. Okoliši prepletenih rijeka.................................................................................................. 291 12.2.4. Okoliši rijeka s račvanjem korita ili anastomoznih rijeka................................................. 29,3 12.2.5. Okoliši područja između riječnih korita............................................................................ 293 12.3. Jezerski okoliši taloženja................................................................................................................ 294 12.3.1, Sedimentacija u hidrološki otvorenim jezerima sa stalnim dotokom slatke vode.........................................................................................................................296 12.3.2, Sedimentacija n hidrološki zatvorenim (i slanim) jezerima................................................297 12.3.3,...............................................................................................................Moč varni okoliši taloženja.....................................................................................................................298 12.4..........................................................................................................................Pusti njski i eolski okoliši taloženja.................................................................................................................298 12.5. Gladjalni okoliši taloženja...............................................................................................................300 12.6..........................................................................................................................Talo ženje u deltama........................................................................................................................................301 12.6.1. Uvjeti i okoliši taloženja na deltnoj ravnici........................................................................304 12.6.1.1. Deltne ravnice s prevlašću fluvijalnih uvjeta.....................................................305 12.6.12. Deltne ravnice s prevlašću plimnih struja...........................................................305 12.6.2. Uvjeti i okoliši taloženja na čelu delte................................................................................306 12.6.2.1. Čelo delte s prevlašću fluvijalnih uvjeta taloženja............................................307 12.6.2.2..................................................................................................Čelo delte s prevlašću djelovanja plimnih struja.......................................................................309 12.6.2.3..................................................................................................Čelo deite s prevlašću taloženja pod utjecajem valova..............................................................310 12.6.3. Prodelta...............................................................................................................................310 b. MAR1NSKI OKOLIŠI TALOŽENJA KLASTIČNIH SEDIMENATA.................................................311 12.7. Okoliši klastičnih obala...................................................................................................................IH 12.7.1. Okoliši klastičnih obala s prevlašću djelatnosti valova......................................................311 12.7.1.1. Uvjeti taloženja na žalima s dominacijom valova..................................... 312
X
12.7.1.2 Uvjeti taloženja pješčanih barijernih otoka, taloga n lagunama iza bari]era i u plimnim rukavcima......................................................................314 12.7.2. Okoliši klastičnih obala s mješovitom djelatnošću valova i plima...................................316 12.7.3. Uvjeti i okoliši taloženja na klastičnim obalama s prevlašću djelatnosti plima 317 12.7.3.1..................................................................................................Uvje ti taloženja u estuarima......................................................................................................317 12.7.3.2. Uvjeti taloženja na plimnim ravnicama .......................................................318 12 M. Okoliši taloženja na aridnim i evapontnim klastičnim obalama...................................................319 12.9. l'litkomorski klastični sustav okoliša taloženja (šelf)..................................................................... 3211 12.9 I. Facijcs sedimenata unutrašnjeg Selfa pretežno talo/.enih pod utjecajem plimnih struja ............................................................................................................, . 322 12.9.2 Facijes sedimenata unutrašnjeg šelia pretežno taloženili pod utjecajem valova i oluja..................................................................................................................... 324 12.9.3. Facijesi plitkomorskih muljevitih sedimenata unutrašnjeg šelia....................................... 325 12.10 Dubokomorski klastični sustav okoliša taloženja......................................................................... 325 12.10.1..............................................................................................................Proc esi erozije, prijenosa i taloženja u dubokomorskim okolišima....................................................... 326 12.10.2..............................................................................................................Ricij esi dubokomorskih klastičnih okoliša taloženja.............................................................................. 328 12.102.1. Facijes slampova i klizišta................................................................................. 328 12.10.2.2. Facijcs debrita................................................................................................... 328 12.10.2 3. Facijes turbidila................................................................................................ 330 12.10.2 3.1. Sedimentaei|a vr lurbidiinih struja: Boumine-sekveiicije, srednjoznia tih turbidita....................................................................................... 330 12.10.2.3.2. Turbiditi i turbiditne lepeze. ......................................................................... 333 12.10 2.4. Facijes konturi ta.............................................................................................. 337 12.10.3 Modeli klastičnih dubokomorskih okoliša........................................................................ 338 12.10.3.1................................................................................................lJadu u> ili padinski zastori........................................................................................................ 339 12.10.3.2................................................................................................Sub marinske lepeze................................................................................................................. 340 12.10.3.3................................................................................................Raze nske ravnice....................................................................................................................... 344 12.11. Pelagični okoliši taloženja............................................ ........................................................ 345 13 Okoliši talo/t'nja karbonatnih sedimenata ........................................................................................347 l^Karbonatne platforme...........................................................................................................................317 13.2. Facijestu pojasovi i slandaidni mikrofacijesi karbonalnih sedimenata ("Wilsonovi standardni mikrofacijesi«]..........................................................................................349 13.3. Ciklička sedimenta čija, karbonatni ciklusi i sekvencije...............................................................355 13.4. Facijesne karakteristike vapnenačkih taloga izronjenih u vadoznu ili subaersku zonu i vapnenaca i/.loJ.emh kratkotrajnoj emerziji i pradavnom okršavanju.................................361 13.5..........................................................................................................................Natp limni okoliš ili supratidal.........................................................................................................................363 13.6. Plimni okoliš ili intertidal..............................................................................................................365 13.6.1. Plimni okoliši sa srednjom i visokom energijom ili srednje do visokoenergijski intertidali................................................................................................366 13.fi.2. Plimni i peiiplimni okoliši s niskom energijom ili niskoenergijski iniertidal i peritidal............................................................................................................368 13.7. Polplimm okoliši ili subtidal ......................................................................................................370 13.7.1................................................................................................................Okol iši /.aštićenih plićaka, laguna i plićaka s mirnom vodom...............................................................371 13.7.2................................................................................................................Okol iši plićaka s pokretljivom vodom....................................................................................................372 13 8. Okoliši grebenskog kompleksa .................................................................................................377 13.8.1................................................................................................................Defi nicija i klasifikacija okoliša grebonskog kompleksa....................................................................... 377 13.8.2................................................................................................................Creb cnski okoliš ili okoliš grebenske jtv.gre.......................................................................................... 379 13.8.3................................................................................................................Pred grebcnski okoliš............................................................................................................................... 380 13.8.4...............................................................Zagrebenski okoliši............................. ........................................................................381 13.9. Dubljevodni i pelagični okoliši talo/L'nja vapnenaca.................................................................... 381 1 ileratura................................
.............................................................................................385
Kazalo............................................................................................................................................................401 Kazalo engleskih ua/ivn.............................. ........... ..........................................................417
XI
9.1.5.5. Silicifikacija..........................................................................................................244 91.5.6. Anhidriti?.acija
......................................................................................................
245
9.2. Dolomitizacija i dolomiti...............................................................................................................
24/ 9.2.1...................................................................................................................Kem ijski, fizikalni i petrološki uvjeti nastanka dolomita........................................................................247 9.2.2............................................................................................Ranodija genetska dolomitizacija...................................................................................................... ..................249 9.2.2.1.....................................................................................................Rano dijappnetska dolomitizacija u evaporizadjskim uvjetima..................................................250 9.2.2.2.....................................................................................................Dolo mitizacija u zoni miješane morske i slatke vod«................................................................254 9.2.3...................................................................................................................Kasn odija genetska dolomitizacija...........................................................................................................254 9.2.4...................................................................................................................Dolo miti 257 9.2.4.1, Ranodija genetski dolomiti..................................................................................257 9.2.4.2. Kasnodija genetski dolomiti.................................................................................260 9.2.5. Dedolomitizaeija i dedolomiti...............................................................................................265 9.3. Poroznost karbonatnih sedimenata ................................................................................. ... 267 D. F.VAPORITN1 SEDIMENTI T STIJENE............................................................................................
271
10.1..........................................................................................................................Fizik alni, kemijski i geološki uvjeti postanka ...............................................................................................272 10.2..........................................................................................................................Petro logija evaporitnih sedimenata..................................................................................................................276
E. SI1JCIJSKI SEDIMKNTI........................................................................................................................278 U.l. Definicija i podjela sihcijskih sedimenata i stijena ........................................................................278 11.2..........................................................................................................................Riog eni sikcijski sedimenti.............................................................................................................................278 11.3. Silieijski sedimenti različita postanka............................................................................................280 Treći dio OKOLIŠI TALOŽENJA I FACIJES1....................................................283 12.1. Definicija i podjela okoliša taloženja i njihov odnos prema facijesu
........................................284
A. OKOLIŠI TALOŽENJA KI.ASTIČNIH SEDIMENATA......................................................................287 12.2. Ruvijalni (aluvijalni) ili riječni okoliši taloženja............................................................................287 12.2.1. Aluvijalne lepeze ......................................................................................................... 287 12.2.2. Okoliši meandrirajućih rijeka............................................................................................ 288 12.2.3. Okoliši prepletenih rijeka.................................................................................................. 291 12.2.4. Okoliši rijeka s račvanjem korita ili anastomoznih rijeka................................................. 29,3 12.2.5. Okoliši područja između riječnih korita............................................................................ 293 12.3. Jezerski okoliši taloženja................................................................................................................ 294 12.3.1, Sedimentacija u hidrološki otvorenim jezerima sa stalnim dotokom slatke vode.........................................................................................................................296 12.3.2, Sedimentacija n hidrološki zatvorenim (i slanim) jezerima................................................297 12.3.3,...............................................................................................................Moč varni okoliši taloženja.....................................................................................................................298 12.4..........................................................................................................................Pusti njski i eolski okoliši taloženja.................................................................................................................298 12.5. Gladjalni okoliši taloženja...............................................................................................................300 12.6..........................................................................................................................Talo ženje u deltama........................................................................................................................................301 12.6.1. Uvjeti i okoliši taloženja na deltnoj ravnici........................................................................304 12.6.1.1. Deltne ravnice s prevlašću fluvijalnih uvjeta.....................................................305 12.6.12. Deltne ravnice s prevlašću plimnih struja...........................................................305 12.6.2. Uvjeti i okoliši taloženja na čelu delte................................................................................306 12.6.2.1. Čelo delte s prevlašću fluvijalnih uvjeta taloženja............................................307 12.6.2.2..................................................................................................Čelo delte s prevlašću djelovanja plimnih struja.......................................................................309 12.6.2.3..................................................................................................Čelo deite s prevlašću taloženja pod utjecajem valova..............................................................310 12.6.3. Prodelta...............................................................................................................................310 b. MAR1NSKI OKOLIŠI TALOŽENJA KLASTIČNIH SEDIMENATA.................................................311 12.7. Okoliši klastičnih obala...................................................................................................................IH 12.7.1. Okoliši klastičnih obala s prevlašću djelatnosti valova......................................................311 12.7.1.1. Uvjeti taloženja na žalima s dominacijom valova..................................... 312
X
12.7.1.2 Uvjeti taloženja pješčanih barijernih otoka, taloga n lagunama iza bari]era i u plimnim rukavcima......................................................................314 12.7.2. Okoliši klastičnih obala s mješovitom djelatnošću valova i plima...................................316 12.7.3. Uvjeti i okoliši taloženja na klastičnim obalama s prevlašću djelatnosti plima 317 12.7.3.1..................................................................................................Uvje ti taloženja u estuarima......................................................................................................317 12.7.3.2. Uvjeti taloženja na plimnim ravnicama .......................................................318 12 M. Okoliši taloženja na aridnim i evapontnim klastičnim obalama...................................................319 12.9. l'litkomorski klastični sustav okoliša taloženja (šelf)..................................................................... 3211 12.9 I. Facijcs sedimenata unutrašnjeg Selfa pretežno talo/.enih pod utjecajem plimnih struja ............................................................................................................, . 322 12.9.2 Facijes sedimenata unutrašnjeg šelia pretežno taloženili pod utjecajem valova i oluja..................................................................................................................... 324 12.9.3. Facijesi plitkomorskih muljevitih sedimenata unutrašnjeg šelia....................................... 325 12.10 Dubokomorski klastični sustav okoliša taloženja......................................................................... 325 12.10.1..............................................................................................................Proc esi erozije, prijenosa i taloženja u dubokomorskim okolišima....................................................... 326 12.10.2..............................................................................................................Ricij esi dubokomorskih klastičnih okoliša taloženja.............................................................................. 328 12.102.1. Facijes slampova i klizišta................................................................................. 328 12.10.2.2. Facijcs debrita................................................................................................... 328 12.10.2 3. Facijes turbidila................................................................................................ 330 12.10.2 3.1. Sedimentaei|a vr lurbidiinih struja: Boumine-sekveiicije, srednjoznia tih turbidita....................................................................................... 330 12.10.2.3.2. Turbiditi i turbiditne lepeze. ......................................................................... 333 12.10 2.4. Facijes konturi ta.............................................................................................. 337 12.10.3 Modeli klastičnih dubokomorskih okoliša........................................................................ 338 12.10.3.1................................................................................................lJadu u> ili padinski zastori........................................................................................................ 339 12.10.3.2................................................................................................Sub marinske lepeze................................................................................................................. 340 12.10.3.3................................................................................................Raze nske ravnice....................................................................................................................... 344 12.11. Pelagični okoliši taloženja............................................ ........................................................ 345 13 Okoliši talo/t'nja karbonatnih sedimenata ........................................................................................347 l^Karbonatne platforme...........................................................................................................................317 13.2. Facijestu pojasovi i slandaidni mikrofacijesi karbonalnih sedimenata ("Wilsonovi standardni mikrofacijesi«]..........................................................................................349 13.3. Ciklička sedimenta čija, karbonatni ciklusi i sekvencije...............................................................355 13.4. Facijesne karakteristike vapnenačkih taloga izronjenih u vadoznu ili subaersku zonu i vapnenaca i/.loJ.emh kratkotrajnoj emerziji i pradavnom okršavanju.................................361 13.5..........................................................................................................................Natp limni okoliš ili supratidal.........................................................................................................................363 13.6..........................................................................................................................Plim ni okoliš ili intertidal...............................................................................................................................365 13.6.1. Plimni okoliši sa srednjom i visokom energijom ili srednje do visokoenergijski intertidali................................................................................................366 13.fi.2. Plimni i peiiplimni okoliši s niskom energijom ili niskoenergijski iniertidal i peritidal............................................................................................................368 13.7. Polplimm okoliši ili subtidal ......................................................................................................370 13.7.1................................................................................................................Okol iši /.aštićenih plićaka, laguna i plićaka s mirnom vodom...............................................................371 13.7.2................................................................................................................Okol iši plićaka s pokretljivom vodom....................................................................................................372 13 8. Okoliši grebenskog kompleksa .................................................................................................377 13.8.1................................................................................................................Defi nicija i klasifikacija okoliša grebonskog kompleksa....................................................................... 377 13.8.2................................................................................................................Creb cnski okoliš ili okoliš grebenske jtv.gre.......................................................................................... 379 13.8.3................................................................................................................Pred grebcnski okoliš............................................................................................................................... 380 13.8.4...............................................................Zagrebenski okoliši............................. ........................................................................381 13.9. Dubljevodni i pelagični okoliši talo/L'nja vapnenaca.................................................................... 381 1 ileratura................................
.............................................................................................385
Kazalo............................................................................................................................................................401 Kazalo engleskih ua/ivn.............................. ........... ..........................................................417
XI
Uvod Sedimentne stijene, odnosno taloži ili sedimenti iz kojih se kompleksnim fizikalnim, kemijskim i geološkim dijagenetskim procesima stvaraju čvrste stijene, nastaju na i pri površini Zemlje kod temperature i tlaka primjerenih tim uvjetima, točno određenim biološkim, fizikalnim, kemijskim i geološkim procesima, bilo na račun trošenja drugih starijih stijena bilo kao proizvodi životne djelatnosti organizama ili pak kemijskim izlučivanjima. Već sam naziv sedimentne stijene (od seđimentum = talog) govori nam da su to stijene nastale taloženjem neorganskog i organskog, krutog ili iz vodenih otopina tek izbačenog materijala, Međutim, pod sedimentnim se stijenama razumijevaju i stijene nastale dijagenetskim kemijskim procesima a da nisu izravno nastale taloženjem (primjerice kasnodijagenetski dolomiti, anhidriti, silicijski sedimenti i si.). Dok pod terminom »sedimenti" obično razumijevamo mekane, rasute i nelitificirane taloge, pod nazivom sedimentne stijene uglavnom se podrazumijevaju litificirani taloži u obliku čvrste stijene, ali i svi sedimenti i sedimentne stijene zajedno, *Petrologija sedimentnih stijena« u užemu smislu ili »sedimen-tologija« u širemu smislu geološke su znanstvene discipline koje se bave proučavanjem sedimenata i sedimentnih stijena. Njihov razvoj praktički datira od drugoga svjetskog rata, a pravi procvat i ekspanziju one doživljavaju u posljednjih tridesetak godina. To je usko povezano sa sve opsežnijim i intenzivnijim potrebama znanstvenog i stručnog proučavanja sedimentnih stijena i suvremenih sedimenata radi istraživanja i dobivanja nafte, plina, vode, nemetalnih i metalnih mineralnih sirovina te inženjersko-tehničkih radova i zaštite čovjekova životnog okoliša. Osobitu ulogu u razvoju tih geoloških znanstvenih disciplina imaju znanstveni instituti velikih svjetskih naftnih tvrtki, instituti geoloških službi i sveučilišni instituti. S druge pak strane, brz razvoj tehnike i tehnologije, koji je omogućio razradu i razvoj novih aparatura, instumenata i metodologija za istraživanje sedimenata i s onih stajališta koja se donedavno nisu mogla niti zamisliti klasičnim metodama, pridonosio je brzom razvoju sedimentologije i petrologije sedimentnih stijena. To se prije svega odnosi na razvoj novih izotopskih, elek-tronsko-mikroskopskih i atomsko-apsorpcijskih, rentgenskih i rentgenspektro-skopskih istraživanja. Kudikamo najveći i najvažniji napredak u rješavanju geneze, okoliša sedimentacije i geoloških, bioloških, biokemijskih, fizikalnih, kemijskih i hidrodinamskih uvjeta u kojima se zbivalo taloženje neke sedimentne stijene donijela su znanstvena istraživanja recentnih sedimenata na kopnu i u morima, rijekama, jezerima te priobalnim okolišima i deltama. Dakle, princip aktualizma, odnosno proučavanje recentnih sedimenata i primjenjivanje spoznaja o načinu i uvjetima postanka tekstura, struktura, oblika sedimentnih tijela i mehanizama sedimentacije s recentnih taloga na stare sedimente s isto takvim odlikama, imali su presudno značenje za razvoj mišljenja i interpretaciju uvjeta i okoliša taloženja geološki starih sedimentnih stijena. U novije vrijeme pod sedimentologijom se obično razumijeva znanstvena disciplina koja se bavi kompleksnom problematikom sedimenata i sedimentnih stijena od proučavanja taloženja i njihovih teksturnih, strukturnih, petroloških, kemijskih, geokemijskih, paleontoloških, stratigrafskih, litofaeijesnih, biofacije-
4
snih, palcogeografskih, litostratigrafskih, sedimenta ci js kili do ekoloških karakteristika. Zbog toga je sedimentologija usko povezana ili se međusobno isprepleće s općom geologijom, paleontologijom, stratigrafijom, petrologijom, geologijom nafte, geologijom ležišta mineralnih sirovina, geokernijom, strukturnom geologijom i tektonikom. U ovoj knjizi bit će uglavnom riječi o onim dijelovima sedimentologije, koji su u SAD i u zapadnoeuropskim zemljama obuhvaćeni pojmom SED1MEN-TARY PETROLOGY, odnosno »petrologijom sedimentnih stijena«, kao i pojmom »SEDIMENTARY ROCKS« ili kompleksnim petrološko-sedimentološkim sadržajima o sedimentnim stijenama. U ruskoj literaturi, umjesto termina sedimentologija i petrologija sedimentnih stijena, u upotrebi je termin »litologija«, s kojim je Ruhin (1958) općenito definirao znanost o sedimentima. U ovoj knjizi izloženi su tematika i gradivo u vezi s procesima postanka sedimenata, teksturnih i strukturnih karakteristika i metodologije njihovih istraživanja, zatim sistematika sedimenata i sedimentnih stijena. Posebna pozornost posvećena je ranodijagenetskim i kasnodijage-netskim procesima u njima, koji su doveli do toga da mekani, rahli, vodom zasićeni taloži postanu čvrste stijene ili pak do toga da neka primarna sedi-mentna stijena (npr. vapnenac) postane sasvim druga, nova stijena (npr. dolomit), često potpuno drukčijega kemijskog i mineralnog sastava i strukture. U posebnom, trećem dijelu knjige opsežno su prikazani okoliš i uvjeti taloženja u kojima su nastali pojedini sedimenti i sedimentne stijene, kao i metodologija na osnovi koje se za istraživane stijene interpretiraju mehanizmi, uvjeti i okoliši taloženja i objašnjava postanak oblika sedimentnih tijela. Kod redoslijeda i načina i/bora građe i koncepcije knjige osnovna je ideja vodilja bila prikazati kompleksnu problematiku istraživanja sedimentnih stijena, i to tako da korištenjem ove knjige - udžbenika i priručnika - geologu pri njegovim istraživanjima bude omogućeno dobivanje odgovora na sljedeća pitanja: - kakve su teksture i strukture stijena koje istražuje, u kakvim su uvjetima i okolišima one nastale i što njihova pojava znači za interpretaciju uvjeta i okoliša taloženja - kakve su strukture, mineralni i kemijski sastav i fosilni sadržaj stijena i pod kojim su i kakvim sedimentacijskim, dijegenetskim j drugim geološkim uvjetima nastale - kakav je petrološki, dijagenetski, genetski i sedimentološki tip istraživane stijene - u kakvim su uvjetima i okolišima taloženja stijene nastale i pod kojim fizikalnim, kemijskim i geološkim uvjetima - kakvi su facijesi i - kakav oblik ima sedimentno tijelo te u kojim se asocijacijama ili formaciji i ? ašto ono pojavljuje? Sigurno je da ova knjiga neće uvijek i svakom istraživaču omogućiti odgovore na sva ta pitanja, ali ako istraživač s pomoću nje uspije odgovoriti samo na jedno ili neka od njih, i knjiga i autor uspjeli su postići svoj cilj.
PRVI DIO
POSTANAK SEDIMENATA I NJIHOVE TEKSTURE I STRUKTURE
1. Rasprostranjenost uloga i važnost sedimenata i sedimentnih stijena u kamenoj kori i njihova osnovna podjela
1.1. Rasprostranjenost sedimentnih stijena u Zemljinoj kori Premda sedimentne stijene izgrađuju, izraženo u volumnim postocima, samo oko 5% ukupnog volumena oko 16 km debele vanjske ljuske Zemlje, njihovo je značenje izuzetno veliko, osobito za gospodarski razvoj čovječanstva, jer sedimentne stijene čine više od 75% površine Zemlje do dubine za koju je vezana sva ljudska djelatnost (Pettijohn, 1975). Usporedimo li podatke o udjelu sedimenata u gradi Zemljine površine s debljinom Zemljine kore i površinom Zemlje, očito je da sedimentne stijene nemaju veliku debljinu. Ona varira od 0 do najviše 13 km s prosječnom debljinom na kontinentima od oko 2,2 km, kako su to proračunali Leith & Mead 1915, odnosno 1,8 km Blatt, 1970 (iz Pettijohn, 1975). Ako bismo ukupnu masu sedimenata ravnomjerno rasporedili po čitavoj Zemljinoj kugli, dobili bismo sedimentni pokrivač prosječne debljine od samo 735 m. Međutim, debljina sedimentnog pokrivača nije po čitavoj Zemljinoj površini jednolična, već ona varira od 200 do 3 000 m na oceanskom dnu do maksimalno 13 km na kontinentima (Pettijohn, 1975). Sve vrste sedimentnih stijena ne sudjeluju s jednakim udjelima u građi Zemljine površine. Najrasprostranjeniji su šejlovi, pješčenjaci i vapnenci. Ta tri tipa sedimentnih stijena Čine oko 95% udjela svih sedimentnih stijena u Zemljinoj kori. No, ni oni nisu podjednako zastupljeni. Udio je šejlova i njima sličnih pelitnih sedimenata od 80 do 83%, pješčenjaka oko 8 do 15%, a vapnenaca od 5 do 9% (Clark, 1924; VVickman, 1954). Sedimentne stijene u Hrvatskoj imaju izuzetno veliko značenje jer izgrađuju više od 90% terena s vrlo velikim debljinama.
8
Raspioslranjenor.l, uloga i važnosi sed-mcnata i sedimentnih stijenj u lamena] kori i njihma osnrana podjela
1.2. Uloga, značenje i preobrazba sedimentnih stijena Koliko je važno istraživanje i proučavanje sedimentnih stijena pokazuje nam Činjenica da se oko 85 do 90% svih mineralnih sirovina u svijetu dobiva iz sedimentnih stijena, a samo od 10 do "15% potječe iz magmatskih i metamorfnih stijena (Coldschmidt, 1937). Sedimentnog su postanka i pojavljuju se samo u sedimentima sva mineralna goriva: nafta, prirodni plin, ugljen i naftni šejlovi. Dok nafta i plin ispunjavaju pore u sedimentnim stijenama, ugljen i naftni šejlovi sedimentne su stijene. Mnoge mineralne sirovine dobivaju se iz sedimenata: većina Fe, Al i neke rude Mn, Cu, U i Mg vade se iz sedimentnih stijena. Iz naplavina i rezidua dobivaju se Sn, W, Au, Pt, različito drago i polu-drago kamenje, rijetke zemlje, posebice Zr i Th, a praktički, i sav Al. Osim toga, mnoge sedimentne stijene izravno se upotrebljavaju kao sirovine za dobivanje cementa (lapori), stakla (kvarcni pijesci), keramike i porculana (gline i kaoli-niti), građevnog materijala poput betona (agregati vapnenaca, dolomita ili pješčenjaka, šljunci, pijesci) ili tehničkog i arhitektonsko-građevnog kamena (va-pnenci, dolomiti, pješčenjaci) te opeka i crijepa (gline). Sedimentnog su porijekla i sva mineralna fosfatna, nitrarna i kalijeva gnojiva te mineralne soli (nalit, kizerit, kamalit), kao i gips i anhidrit. Sedimentne su stijene i nosioci ili kolektori vode, i one pitke, i industrijske, koja već danas, uz energijske sirovine, postaje primami problem cjelokupnoga čovječanstva. Sedimenti i sedimentne stijene nastaju na i pri površini Zemlje, u morima, jezerima i rijekama pri temperaturama i pritiscima primjerenim tim uvjetima i dubinama zalijeganja sedimentnih stijena. U sedimentne stijene ubrajaju se i taloži nastali akumulacijom vulkanskog materijala nakon njegova prenošenja vjetrom, vodom ili ledom, tj. tzv. vuikanoklastične stijene. Nakon što sedimenti, /bog taloženja novih naslaga ili drugim geološkim procesima, dospiju u veće dubine, a to znaci u uvjete povišenih temperatura i tlakova, pojedini sastojci postaju nestabilni pa se transformiraju u nove, stabilne sastojke. Pri izrazito povećanom tlaku i povišenim temperaturama na većim dubinama sedimenti se postupno preobražavaju ili metamorfozi raju u metamorfne stijene. Ako temperatura i tlak porastu vrlo visoko, tada može doći do parcijalnog pretaljivanja sedimenata, tzv. anateksisa, pri čemu iz tih stijena nastaju migmatiti ili miješane metamorfno-magmatske stijene. Osnovni uvjet za nastajanje sedimenata jest postojanje ishodišnog materijala, a to su primarno u evoluciji Zcmljine kamene kore bile magmatske, a poslije i metamorfne i starije sedimentne stijene. Proces taloženja napredovao je na-Zemlji noj površini sve više s njezinom evolucijom tako da se površina i debljina sedimentnog pokrivača u litosferi neprestano povećava, ali i ponovno smanjuje, bilo tektonskim pokretima (globalnom tektonikom), vulkanizmom i erozijom, koji na površinu Zemlje dovode metamorfne i magmatske stijene. Praktički sve do dubine od 4 do 5 km u sedimentima se ne zapažaju neke značajnije metamorfne promjene pa se, prema tome, može uzeti da se njihova metamorfoza ne zbiva pri tlaku do oko 2 530 bara i temperaturama manjim od 22 "C. Računajući samo povišenje temperature zbog geotermijskog stupnja, tj.
Osnovna [iud(cla sedimentmh stijena
9
porasta temperature od 1 "C /a prosječno svaka 33 m dubine, temperature od 200 do 220 =C odgovaraju u području i'urope dubinama od oko 6 600 do 6 660 m. Jasno je, međutim, da povišenje temperature u Zemljinoj kori nije samo funkcija dubine zalijeganja nego također i blizine magme, vulkanizma i drugih ter-modinamskih čimbenika pa se dubine na kojima počinje motamorfi/am bitno ra/likuju od mjesta do mjesta. Općenito se, ipak, može reći da se na većim dubinama zalijeganja zbog porasta tlaka i temperature sedimentne stijene postupno preobražavaju ili metamorfeziraju, odnosno prelaze u metamorfne stijene (v. si. 7-7).
1.3. Osnovna podjela sedimentnih stijena S obzirom na prevladavajući tip fizikalnih, kemijskih, biokemijskih i geoloških procesa, sedimenti i sedimentne stijene dijele se u dvije osnovne skupine: "J. egzogeni ili klastični sedimenti i sedimentne stijene i 2. endogeni ili kemijski i biokemijski sedimenti i sedimentne stijene. i/.medu tih dviju osnovnih skupina postoje mješoviti sedimenti i sedimentne stijene (labl. 1.1). Tablit-đ 1.1. Osnovna podjela sedimentnih stijena i sedimenata (Pettijohn, 1975] EGZOGENI SEDIMENTI (klastični)
KATAKLASTIČNI:! timiiiti |
MJEŠOVITI I SEDIMENTI:
MI
HEŽIDUI: | VULKANO-KLASTIČN1 I Itlai SEDIMENTI-. I 'boksiti (tufovi, tufiti) ISPRANI RE2IDUI; krupni: REZISTATI: šljunci, konglomerati breče . pijesci i pješčenjaci
ENDOGENI SEDIMENTI (kemijski i biokemijski)
sitni: HIDROLIZATI. pelitni i glino viti sedimenti
lapori, kalciticni siltiti i kalcitični petiti
| ORGANOGENI REZIDUI i
I
ugljen i treset
PRECIPITATI: neevaporitni evaporitnl vapnenci, dolomiti, siiiciiski i losfatni sedimenti
gips anhidrit i soli
1Q
Rasprostranjenost, uloga i vainost sedimenata i sedlmentnih stjera u kameno] Kori I njihova osnovna podjela
- KLASTiCNI SEDIMENTI 1 SED1MENTNE STIJENE dijele se na: kataklastične, vulkanoklastične i rezidualne te na isprane krupne i sitne rezidualne sedimente i sedimentne stijene. - KEMIJSKI I BIOKEMIJSKI SEDIMENTI I SEDIMENTNE STIJENE obuhvaćaju: organogene rezidue i neevaporilne i evaporitne precipitate (tabl. 1.1). Podjela i sistematika sedimenata i sedimentnih stijena iscrpno je prikazana u drugom dijelu knjige »SISTEMATIKA 1 DIJAGENEZA SEDIMENTNIH STIJENA«.
2- Postanak sedimenata
Ishodišni materijal za postanak sedimenata jesu magmatske i metamorfne, ali i starije sedimentne stijene, nakon njihova fizikalnog i kemijskog trošenja. Procesi postanka sedimenata i sedimentnih stijena, odnosno litogeneza, obuhvaćaju: - traženje magmatskih, metamorfnih i starijih sedimentnih stijena, - prijenos ili transport materijala u krutom ili otopljenom stanju, - taloženje ili sedimentaciju i - dijagenezu.
2.1. lrosenie Trošenje je proces razaranja stijena na Zemljmoj površini ili plitko pod površinom zbog erozije, djelovanja atmosferilija, vode, leda, klimatskih i temperaturnih promjena, insolacije i živome djelatnosti organizama. Erozija {= razaranje) proces je razaranja i odnošenja površinskih dijelova Zemljine površine djelovanjem vode, leda i vjetra. Riječne vode erodiraju stijene na dva načina: kemijski zbog otapanja djelovanjem slabih ugljikovih i humin-skih kiselina (v. odjeljak 2.1.2) i mehanički zbog brzine i snage protjecanja vode (v. odjeljak 2.1.1). Snažna erozija može nastupiti djelovanjem ledenjaka i vjetra, a mjestimice i gravitacijskim spuštanjem velikih masa stijenskog kršja, tj. kamenih usova i.lavina, niza strme planinske padine. Erozijska je snaga vode i vjetra to veća što je veći nagib terena, Što su stijene koje se razaraju mekše, tj. slabije litificirane i snažnije kemijski rastresene, te onda kad nemaju biljni pokrivač. Procese erozije, ispiranja, ogoljavanja, snižavanja kopna zbog odnošenja materijala iz viših predjela u niže predjele, doline, riječne doline, jezera i mora, uz stalno ispunjavanje takvih depresija nazivamo denudacija. Pri trošenju se bitno mijenja mineralni sastav stijene jer dio primarnih minerala zbog slabe otpornosti na trošenje nestaje, izlužuje se ili se pretvara u
12
Postanak sedimenata
nove - autigenc minerale koji su stabilni u uvjetima trošenja. Dakle, uspoiedu s razaranjem prvobitnih minerala stijena pri trošenju se stvaraju novi, odnosno autigeni, minerali. Odnos imeđu ovih dvaju procesa, Ij. nestajanja jednih i tvorbe drugih minerala, određuje karakter trošenja. Razlikuju se tri načina trošenja: fizikalno, kemijsko i biološko. Prva dva, a često i treći način trošenja međusobno su usko povezani i obično se /bivaju zajedno, premda ovisno o fizikalnim, kemijskim, klimatskim i geološkim uvjetima jedan od tih načina trošenja može znatno prevladavati nad drugima.
2.1.1. Fizikalno trošenje Fizikalno je trošenje u pravilu samo usitnjavanje bez tvorbe novih autigenih minerala. Fizikalno trošenje ili razaranje i usitnjavanje stijena mnogostruko povećava reakcijsku površinu stijene i time pospješuje brzinu i intenzitet procesa kemijskoga trošenja. Proces usitnjavanja stijena u sitno dispergirane čestice osnovni je činilac fizikalnog trošenja. To uzrokuje povećanje volumena i smanjenje prostorne mase, što zatim zbog intenziviranja oksidacije i hidratacije primarnih minerala stijena olakšava i ubrzava kemijsko trošenje. Obično se razlikuje pet glavnih tipova fizikalnog trošenja. To su; popuštanje jednosmjernog tlaka (stress release), insolacija, hiđratacija-dehidratacija, smrzavanjeotapanje i erozija. - Popuštanje tlaka široko je rasprostranjeni proces u tektonski lomljenim i zdrobljenim stijenama. - Insolacija je najvažniji faktor fizikalnog trošenja u području s aridnom klimom, dakle, u pustinjama. Opetovane izmjene vrućih dana i hladnih noći uzrokuju opetovana rastezanja i stezanja pojedinih mineralnih sastojaka stijene, što zbog anizotropnih svojstava minerala uzrokuje različite napone koji dovode do slabljenja međumineralnih veza, pucanja i raspadanja stijene. Ovaj je proces osobito intenzivan u površinskim dijelovima tamnoobojenih stijena. Velike temperaturne razlike, osim toga, u stijenama mogu uzrokovati i promjene u tlaku vodenih para u zraku i porama stijena. Pri nižim temperaturama, kakve su obično noću, atmosfera je zasićenija vodenom parom pa je Isparavanje vode iz pora stijena slabije. Danju na visokim temperaturama pada tlak vodenih para u zraku pa je isparavanje vode iz stijena veće. Ove promjene uzrokuju promjene u adsorpeiji i desorpciji vode, koja opet izaziva ili otapanje ili izlučivanje mineralnih soli u porama stijene ili pak hidrataciju pojedinih minerala (npr. an-hidrita u gips) i pri tome može utjecati na razaranje stijene. Dok otapanjem soli iz stijene nastaju Šupljine koje pospješuju daljnje fizikalno i kemijsko trošenje te stijene, dotle kristalizacija soli u porama razara stijenu zbog naprezanja koja nastaju pri povećanju volumena: primjerice pri hidrataciji anhidrita u gips volumen se povećava oko 38% (pogl. 10.2). - U umjerenim klimatskim područjima i u visokim planinama, pri smrzavanju u tijeku zime, u stijenama natopljenim vodom pojavljuju se velika naprezanja i tlak zbog povećanja volumena leda u odnosu na volumen vode. Takva naprezanja mogu razarati i najtvrđe stijene. Osobito su podložne razaranju
Trošen |e
13
smrzavah '
oro/no-,:. . - : ■ , ■ " e koje su prije toga tektonski raspucane. - Fizikalno je trošenje stijena, ipak, najjače pri eroziji vodenih bujičnih tokova i ledenjaka, kao i u području abrazijske djelatnosti valova, odnosno uvijek tamo gdje se vodom ili ledom pokreće i prenosi velika masa stijenskog kršja. Sto je veća brzina protjecanja, to rijeka prenosi više materijala i njegove veće komade. Pri riječnom se toku prenose veće količine materijala različitih veličina zrna, od sitnih čestica gline, mulja, zrna pijeska i šljunka pa do velikih kamenih blokova, U riječnom koritu voda se kovitla zajedno sa stijenskim materijalom i snažno udara o stijene na dnu i na stranama korita, a otrgnuti se komadi ruše u rijeku i uključuju u njezin tok. U takvu se prijenosu drobi, raspada, usitnjava i zaobljava i sam stijenski materijal pa veliki komadi postupno postaju šljunčane valutiee i pješčana zrna, a kao sitniji produkti tih procesa i zrnca dimenzija praha ili silla. - Abrazijska je djelatnost valova to intenzivnija Što je veća brzina i snaga valova, što je veća količina meterijala koji se prenosi, što su mu veće dimenzije zrna, a manja čvrstoća stijena i tvrdoća mineralnih sastojaka stijena koje su izložene abraziji. Abrazija na morskim obalama ovisi o snazi valova koji za olujna vremena mogu pomicati kamene blokove teške i više stotina tona. Udaranjem visokih valova o stjenovitu obalu stijene se razaraju ne samo zbog snage vode i valova nego i zbog hidrauličkog djelovanja vode sadržane u šupljinama i pukotinama obalnih stijena. Zrak koji voda stisne u šupljini pri naletu vala nakon popuštanja tlaka širi se eksplozivnom snagom, razbijajući pri tome stijenu po pukotinama ili razarajući prednju stranu stijene. Daljnjim djelovanjem valova i premještanjem stijenskog materijala gibanjem vode, zbog međusobna sudaranja i trenja zrna i fragmenata, nastaju dobro zaobljena zrna šljunka i pijeska (v. pogl, 4.2), a stjenovito kršje postaje pri tome sve sitnije. Ledenjaci, odnosno ledenjačka il i glacijaLna erozija, ubrajaju se među najrazornije činitelje fizikalnog trošenja stijena na površini Zemlje. Na mjestima postanka ledenjaka tlo je udubljeno u obliku korita ili amfiteatra, koji*se naziva krnica, a između dviju susjednih krnica obično postoji uzak i oštar greben. Krećući se niz padinu, ledenjak zahvaća blokove kamenja i tako razara podlogu i bokove urezujući dugačke brazgotine u stijenama, nazvane strije. Vjetar koji prenosi velike količine pijeska i praha može pri sudaranju zrna sa stijenama i struganju zrna po tlu snažno razarati i vrlo tvrde stijene. Pri eroziji i abraziji, osim toga Što se razaraju stijene preko kojih se kreće voda ili led koji prenose dc tri rus, sve se više usitnjava i sam materijal koji se prenosi vodom, a u manjoj mjeri i onaj prenošen ledom.
2.1.2. Kemijsko trošenje Procesi kemijskoga trošenja stijena mogu se zbivati brzo, ali i vrlo sporo. Tako npr. promatranja trošenja kamenih blokova i ploča na građevinama u gradovima pokazuju da se vidljivi znakovi trošenja kod kvareita zapažaju već nakon 600 do 650 godina, kod granita 40 do 350, a mramora 20 do 135 godina. Pol-
14
Postanak sedimenata
puno raspadanje granitne ploče debljine 5 cm i površine 400 cm 2 utvrđeno je nakon oko 1 500 godina, a iste takve mramorne ploče nakon otprilike 340 do 1 000 godina. U posljednjem stoljeću atmosfera je, posebno u industrijskim gra dovima, znatno zasićena sumpor-dioksidom i ugljik-dioksidom i drugim agre sivnim plinovima, pa je proces kemijskoga trošenja kamenih blokova danas znatno ubrzan u odnosu na prikazane vrijednosti. Kemijsko trošenje nije vezano samo uz površinu Zemlje ili plitko pod njezinom površinom već se ono zbiva i pod vodom. Procese trošenja pod utjecajem atmosfere nazivamo SUBAERSKO, pod utjecajem vode, tj. u hidrosferi, SUBA-KVATSKO trošenje, a posebno samo pod utjecajem morske vode nazivamo HAL-MIROLI7.A. Kemijsko trošenje ovisi o klimi. Toplina, dnevna i godišnja temperaturna kolebanja, kao i vlaga, bitno ubrzavaju trošenje stijena na površini Zemlje. Poznato je da povišenje temperature za 10 °C ubrzava tok kemijskih reakcija za 2 do 2,5 puta. Srednja je godišnja temperatura tla npr. u ekvatorijalnome pojasu, oko 20 °C viša od srednje temperature tla u srednjoj Europi, a trošenje je u ekvatorijalnome pojasu S do 10 puta brže od trošenja u srednjoj Europi. Ekva torijalna zona sa svojim visokim terrrperaturama i vlagom pružaju optimalne uvjete za kemijsko trošenje. Nasuprot tome, u suhim, ali hladnim područjima, zbog usporavanja brzina kemijskih procesa, kemijsko je trošenje vrlo slabo i tu prevladava fizikalno trošenje stijena. U pustinjskim područjima trošenje ima poseban tijek. Zbog visokih temperatura na površini Zemlje (katkada i do 80 °C) i male vlažnosti nastaju bezvodni minerali koji tvore kore cvjetanja ili pustinjske prevlake. - Morfologija terena i Životna djelatnost organizama utječu na kemijsko trošenje. Pri blagom i zaravnjenom reljefu produkti raspadanja stijena dulje se nalaze na površini Zemlje bez znatnijeg transporta pa podliježu snažnijemu kemijskom trošenju. Kod strmog reljefa stijensko se kršje kotrlja niz padinu i zbog toga dodatno usitnjava pa tu fizikalno raspadanje prevladava nad kemijskim trošenjem. Kemijsko se trošenje zbiva pod djelovanjem karbonatne kiseline H ;C03 i vode, osobito u vezi s njezinom temperaturom, kemizmorn i pH-konccntraci-jom, te kisika. Katkad, važnu ulogu pri kemijskom trošenju mogu imati organske kiseline i drugi proizvodi životne djelatnosti organizama. Nužni su preduvjeti kemijskoga trošenja povoljna temperatura i dovoljno oborina pa je stoga u suhoj klimi kemijsko trošenje neznatno. Glavni činitelj kemijskoga trošenja stijena jest voda koja sadrži otopljeni C02 u obliku karbonatne kiseline te slobodne H+ i Č)H~ ione kojima se označava njezina kemijska aktivnost. Prema količini i sastavu tih iona voda djeluje neutralno (pH = 7), kiselo (pH = 1-7) i lužnato (pH = 7-14). O pH-koncentraciji vode ovisi karakter trošenja i autigeneze, odnosno proces tvorbe novih minerala. Kaolinit kao najvažniji mineral zone trošenja, primjerice, nastaje u kiseloj sredini kod pH oko 5, a montmorilonit u slabo alkalnoj sredini kod pH iznad 7. Voda pri kemijskomc trošenju, osim toga, ima i bitnu ulogu u odnošenju velikih količina lako topljivih kationa i aniona, kao i, što je posebno važno, velikih količina silikatnc kiseline H4Si04, odnosno Si-iona koji se oslobađaju pri trošenju silikarnih minerala. Povjsuje li se tlak CO; u atmosferi, povisit će se i njegova topljivost u vodi, što uzrokuje porast kiselosti vode i stvaranje slabe karbonatne kiseline. Takva
Trošenje
15
je voda kemijski vrlo agresivna prema mnogim petrogenim mineralima. Posebice intenzivno razara karbonate, feldspate i amfibole. - Proces djelovanja vode koja sadrži otopljeni ugljik-dioksid na kalcit vap nenaca vrlo je brz i snažan. Pri tome u vodi nastaje topljiv kalcij-hi dro gen kar bonat i može se prikazati sljedećom kemijskom reakcijom: CaCO, + H,0 + CO: ——> kalcit [}■]'] + (HC031 --------> Cas* + 2 HCO?" karbonatna kiselina Ca(HC03)3 kalcij-hidrogenkarbona t Rezultat kemijskoga trošenja jest autigeneza, odnosno nastanak novih minerala procesima oksidacije, hidrati/.acije i izluživanja matične stijene. Djelovanjem vode na teldspate izlužuju se alkalije, oslobađa Si i nastaje kaolinit. To je dobro poznati proces kaolinizacije: 2KAlSi3Ofl + 4H20 + C02 —> Al,5i,05(OH)4 + H,Si04 + 2K' + CCV ortoklas kaolinit silikatna kiselina Prema tome, kemijsko se trošenje može opisati kao HIDRATACIJA, odnosno primanje H-iona i proces oslobađanja alkalijskih elemenata (Na, K, Li) te zemljoalkalija (Ca, Mg, Sr) i silicija (Si). Velika se količina alkalija i zemljoalkalija oslobođena pri kemijskome trošenju stijena prenosi u otopljenom, pretežno ion-skom, ali dijelom i koloidnome, stanju u vodi na velike udaljenosti u rijeke, jezera i mora, gdje se zatim poslije ponovno pri povoljnim fizikalno-kemijskim uvjetima iz nje izlučuju novi minerali. Tz produkata trošenja neke stijene pri hidrataciji, karbonatizaciji i lateritizaciji nastaju tla koja su vrlo različita u pojedinim klimatskim zonama. S obzirom na to da je karbonatna kiselina u površinskim dijelovima litosfere aktivnija od silikatne kiseline, ona potiskuje kati-one iz silikatnih minerala, lakše topljivi kationi odstranjuju se vodom iz zone trošenja pa se tlo obogaćuje teško topljivim kationima i anionima. Lateritizacija obuhvaća kompleksne procese kemijskoga trošenja stijena u uvjetima vlažne tropske klime gdje zbog intenzivnog izluživanja lako topljivih iona iz primarnih minerala stijena nastaju tzv. latentna tla sastavljena od hidrargilita, bemita, dijaspora, getita, hematita i kaolinita. - Pri kemijskome trošenju primarnih minerala u zoni trošenja pod utje cajem vode mogu nastati i novi, tzv. autigeni minerali. To je proces poznat po nazivom AUTIGENEZA. Prije svega to su minerali glina i aluminijski hidroksidi. Proces nastanka kaolinita pri trošenju feldspala prikazan je netom navedenom kemijskom reakcijom. Općenito se može reći da minerali iz grupe kaolinita i haloazita nastaju pri trošenju stijena uvijek tamo gdje velika količina oborina tvori u tlu slabo kisele otopine. Područje stabilnosti kaolinita ovisi o pH-koncentraciji vode, koncentraciji A! i silikatne kiseline. Optimalni su uvjeti za stva ranje kaolinita u zoni trošenja otopine kojih pH-koncentracija iznosi oko 5 i koje pri tome sadrže i dovoljno otopljenog silicija. U zoni trošenja može nastati i montmorilnmt, premda su najznačajnije količine montmorilonita nastale djelovanjem hidrotermi na vulkanska stakla i turove ili pak morske vode na tufove (pogl. 8.5). U zoni trošenja on obično nastaje
16
Poslana« sedimenata
u uvjetima kada nema čestih jiikili kiša i kada u tlu nakon povremenih kiša zaostaju neutralne do slabo aikalne otopine bogate alkalijiina, posebice Na. Iz bazalta u vlažnoj klimi Havaja nastaje, npr. lateritno tlo s velikim sadržajem hidrargilita i haloa/.ita (Alhidroksid i Al-hidrosilikat iz skupine montmorilo-nita), a u suhim područjima iz bazalta nastaje montmorilonitno tlo. - OKSIDACIJA je vrlo važan Činitelj kemijskoga trošenja stijena. Oksidacij-skim procesima mijenjaju se primarna boja, poroznost, volumen i mineralni sastav stijene. Oksidacijska zona najveću dubinu ima u stijenama onog područja gdje je temeljna voda duboko ispod površine jer se oksidacija zbiva uglavnom samo iznad razine temeljne vode u vadoznoj zoni u područjima sa strmim reljefom i toplom klimom. Kisikom, koji je uzročnik oksidacijskih procesa, obogaćene su samo oborinske vode koje u dubinu prodiru kroz pore stijena. U dubljim slojevima vode postupno gube kisik, sve se više zasićuju otopljenim ka-tionima i anionima i gube oksidacijsko djelovanje. Stagnirajući podzemne vode u pravilu više ne sadrže slobodni kisik pa, prema tome, više i nemaju oksi-dirajuće djelovanje. Zbog toga je razina stagnirajuće podzemne vode granica oksidacijske zone, a ujedno u vapnencima i dolomitima i granica do koje doseže okršavanje. U močvarnim terenima i predjelima s trajno smrznutim tlom oksidacijska zona potpuno nedostaje. Učinak oksidacijskih procesa na promjenu boje stijena najljepše se može promatrati na svježe otvorenim izdancima tamnosivih sedimenata duž i oko tektonskih prslina, pukotina ili otvorenih slojnih ploha. Tu se duž zona po kojima je cirkulirala oborinska voda obogaćena kisikom i koja je dublje ili pliće penetrirala u stijenu vidi promjena boje stijene: tamnosiva boja prelazi u žue-kastosmeđu. Od mineralnih sastojaka stijena najlakše se oksidiraju sulfidi, a od ostalih sastojaka stijena organska tvar. Posebnu važnost ima oksidacija pirita jer se pri tome procesu uz prijelaz Fe2t u Fe^' i stvaranje hematita oslobađa i slobodna sulfatna kiselina koja ima važnu ulogu pri daljnjim procesima trošenja i autigeneze. Proces oksidacije pirita možemo prikazati sljedećom reakcijom: 4 FcS2 + 8 H:0 + 15 O, ——> 2 Fe2Oa + 8 H2S04 pirit hematit + sulfatna kiselina
2.1.3. Biološko trošenje Biološko se trošenje zbiva pod utjecajem organskih procesa koji uključuju: biološko otapanje stijena, uglavnom zbog velike aktivnosti bakterija i huminskih kiselina, koje potječu od truljenja organske tvari, kao i fizikalno razaranje stijena uzrokovano rastom korijenja drveća. Rast biljaka i pokrivenost tla ubrzavaju kemijsko trošenje. Organizmi nakon ugibanja, procesa raspadanja i truljenja "mijenjaju kemizam okoliša, osobito pH-koncentraciju. Vode obogaćene hum'inskom kiselinom pospješuju raspadanje feldspata i drugih petrogenih minerala. Osim toga, sasvim će drukčiji biti kemijsko trošenje i autigeneza u ok-sidativnim od onih u, biološkim procesima stvorenim, reduktivnim uvjetima zbog nejednake stabilnosti pojedinih minerala pri različitom oksidaeijsko-re-
Tiošenie
17
duktivnom potencijalu. Biološko je trošenje osobito značajno kod karbonatnih stijena, posebice kod djelatnosti cndolitskih algi i bakterija koje buše podlogu ili supstrat. To je proces biološkog trošenja poznat pod imenom bioerozija (v. odjeljak 9.1.2.1).
2.1.4. Stabilnost petrogenih minerala prema trošenju Svi petrogeni minerali, tj. bitni mineralni sastojci stijena, nisu jednako otporni na fizikalno i kemijsko trošenje u kori trošenja i podlije za vrijeme transporta Jetritusa. Postojanost minerala prema trošenju u kori trošenja uvjetovana je prije svega njihovim kemizmom i uvjetima postanka, a za vrijeme transporta njihovim fizikalnim svojstvima: tvrdoćom, kalavošću, anizotropijum i si, - KVARC, najčešći mineral u litosferi, relativno je postojan pa se nalazi obično koncentriran kao siliciklastični sastojak u klastičnim sedimentima, osobito u sitnozrnatim konglomeratima, pješčenjacima, siltitima i šcjlovima. - KARBONATN1 MINERALI, pa prema tome i vapnenci, stabilni su prema trošenju samo toliko dugo dok je voda u ravnoteži s atmosferskim C0 2. Međutim, čim voda zbog porasta parcijalnoga tlaka CO, u zraku primi više toga plina koji se u njoj otopi i tako s njom tvori slabu karbonatnu kiselinu (vidi kemijsku reakciju otapanja kalcita), karbonati se vrlo lako i bTzo kemijski razgrađuju i prelaze u otopljeni kalcijhidrogenkarbonat (kalcit, aragonit), magne-zij-hiđrogenkarbonat (dolomit, magnezit) ili željezo-hidrogenkarbonat (siderit). - FELDSPATI su razmjerno, prema drugim petrogenim mineralima, slabo stabilni na kemijsko trošenje. Kod njih postoji velika razlika u stabilnosti, ovi sno o vrsti feldspata. Najstabilniji su prema kemijskome trošenju niskotemperaturni K-feldspati (mikroklin) i kiseli plagioklasi (albit, oligoklas) koje prak tički i jedine nalazimo kao detritične sastojke u siliciklastičnom detritusu pje ščenjaka, siltita i Šcjlova, kao i pjeskovitih konglomerata i pjeskovitih siltoznih lapora. Neutralni plagioklasi bitno su manje postojani na kemijsko trošenje pa se u znatnijoj količini u detritusu nalaze u slučajevima prevladavanja fizikalnog nad kemijskim trošenjem. Bazični plagioklasi, kojima po Bowenovu nizu kris talizacije počinje iz magme ili lave kristalizacija feldspata, potpuno su nesta bilni u uvjetima kore trošenja pa ih praktički uopće ne nalazimo kao detritične sastojke, slično kao i visoko temperaturne K-feldspate (sanidin). -OKTOS1I.IKAT! i METASIUKAII, koji kao feromagnezijski minerali u građi litosfere sudjeluju s oko 15%, bitno su manje otporni na kemijsko trošenje od kiselih plagioklasa i K-feldspata. Osobito se brzo raspadaju ortosilikati, posebice olivin, a od metasilikata pirokseni. Zbog toga su bazične i ultramafitne magmatske stijene vrlo slabo otporne na kemijsko trošenje pa njihove odlomke ili bitne mineralne sastojke iz grupe olivina i piroksena vrlo rijetko ili samo u malim količinama nalazimo kao sastojke siliciklastičnog materijala. - TINJCI su več prema vrsti različito otporni na kemijsko i fizikalno tro šenje. Najnestabilniji je željezom bogati biotit, a najpostojaniji je muskovit koji obično i nalazimo kao više-manje redoviti sastojak silicikastičnog materijala u pješčenjacima, siltitima, šejlovima i siltoznim laporima. Pri kemijskom trošenju
18
Postanak sedimenata
biotit brzo gubi K, obogaćuje se s OH-ionima i tako prelazi u dioktaeđrijski ilit (hidrotinjac). To je razlog zbog kojega se u klastićnim sedimentima nalazi s bitno manjim udjelom ili znatno rjeđe od muskovita.
2.2. Transport i sedimentacija
2.2.1. Prijenos materijala vodom, ledom i vjetrom Produkti se fizikalnog i kemijskog trošenja stijena prenose od matične stijene iz koje potječu do mjesta taloženja u krutom ili otopljenom stanju. Voda je najvažnije sredstvo prijenosa i krutog i otopljenog materijala, na male, ali i vrlo velike udaljenosti. Vjetar nema toliku važnost kao voda, ali i vjetrom se mogu prenositi velike količine sitnozrnatoga krutog materijala na velike udaljenosti. Pri takvom prijenosu karakteristična je dobra sortiranost materijala jer vjetar određene snage i brzine može podići i prenositi samo detritus približno podjednakih dimenzija i podjednake mase i gustoće. S druge pak strane, pri slabljenju snage i brzine vjetra taj se materijal još i dodatno sortira postupnim taloženjem, najprije najkrupnijih, a na kraju najsitnijih čestica koje su odnesene najdalje. Uz vodu, i vjetar i ledenjaci, koji su ograničeni samo na strogo određena klimatska ili planinska područja mogu prenositi velike količine materijala. Ledenjaci se materijalom opskrbljuju pri eroziji bokova i podloge po kojoj se spuštaju u niže predjele. Materijal prenošen ledenjacima nema nikakvu sortiranost jer njegovim uklapanjem u ledenu masu ne postoji nikakva mogućnost selekcioniranja detritusa po veličini zrna. Stoga su sedimenti taloženi iz ledenjaka ekstremno loše sortirane stijene koje sadrže čestice dimenzija gline pa do blokova promjera više decimetara pa i metara, kao što je slučaj kod dijamiktita (v. pogl. 5.1). Kretanje vode, kojom se, kao što je već spomenuto, prenosi najveća količina detritusa čijim taloženjem nastaju sedimentne stijene, može biti laminirano ili turbulentno. - I.aminirano je kretanje takvo kod kojega se pojedini dijelovi tekućine kreću u međusobno paralelnim slojevima koji su ujedno i paralelni sa strujanjem vode i pri tome se međusobno ne miješaju. To je lagano kretanje u kojemu svaki dio tekućine zadržava svoj indentitet i kreće se ravno između susjednih dijelova tekućine. Ako takvo laminirano strujanje naiđe na neku prepreku, slojevi se tekućine blago povijaju oko prepreke, a iza nje se i dalje kreću u paralelnim slojevima. - Turbulentno ili vrtložno kretanje vode jest takvo kretanje toka pri kojemu se duž glavne linije toka mijenjaju ne samo brzine već i smjerovi pojedinih linija toka. Pri tome se zbog razlike u brzinama i zbog vrtloženja miješaju cijele mase tekućine, a time naravno i materijala koji se prenosi tom tekućinom. Gotovo
Transport i seđimentacija
19
svi tokovi kojima se prenosi pješčani i siltozni detritus tokovi su s turbulentnim kretanjem. Materijal se može prenositi vučenjem, saltacijom, suspenzijom, tečenjem sedimenata, gravitacijskim tokovima i podvodnim klizanjem te u otopljenu stanju, ali i u krutome stanju u subaerskim uvjetima u obliku stijenskih usova i lavina (v. si. 12-12). Kod prijenosa vučenjem čestice i zrna materijala klize ili se kotrljaju po dnu. Pri manjim brzinama zrna se kotrljaju ili klize po dnu, a kod većih brzina i jače energije toka cijela se masa materijala pomiješa s vodom i u obliku suspenzije prenosi zajedno s vodom. Kod transporta materijala saltacijom zrna se premještaju u kratkim skokovima, tj. udaraju u dno i odbijaju se od dna u tekućinu, a istalože se tada kad je energija vode (ili vjetra) toliko pala da više ne može pokrenuti zma. Prijenos suspenzijom moguć je samo onda kad je intenzitet turbulentnoga kretanja vode veći od brzine taloženja materijala. Suspenzijom se prenosi uglavnom samo sitnozmati glinovito-siStozni ili glinovitosiltozno-pjeskoviti detritus. S obzirom na to da zbog djelovanja sile teža zrna nastoje pasti na dno, to će pri prijenosu detritusa suspenzijom zrna najvećih dimenzija biti pri dnu, a sitne cestice u višim dijelovima toka. Na taj će način i zbog toga krupnija zrna biti istaložena prije nego sitne čestice, što kod donosa detritusa u veliki sedimentacijski prostor obično uzrokuje horizontalnu separaciju materijala (sitne se čestice prenose mnogo dalje od krupnijih). Tečenje sedimenata (sediment flow) jest tečenje mješavine nevezanog taloga i vode kojom je taj talog zasićen. PRIJENOS MATERIJALA KLIZANJEM ograničen je na kretanje masa slabo očvrsnutih ili poluvezanih, vodom natopljenih taloga po očvrsnutoj podlozi duž nagiba neke padine sve dok je zadržana nekakva unutarslojna koherencija. Takvo klizanje moguće je već na padini s nagibom od 0,5°, a ograničeno je uglavnom na okoliše s velikom brzinom sedimenta čije kao što su delte i podmorski kanjoni te gornji dijelovi podmorskih padina. U ovom, posljednjem slučaju klizanjem se mogu prenositi goleme količine materijala od više stotina prostornih metara, pri čemu klizišta zauzimaju velike dimenzije. Pri klizanju unutar sedimenta nastaju male deformacije, a ako je klizanjem sediment jače deformiran, boran i mjestimice raskidan, tada je to slamp-tekstura (pogl. 3.4. i si. 3-20). Nakupljanjem sedimenata koji su klizali pri dnu padine nastaju akumulacije stijena posebnoga tipa (v. odjeljak 12.10.2.1). - Vjetar može prenositi goleme količine materijala sitnih dimenzija na velike udaljenosti, osobito u uvjetima suhe aridne klime, odnosno u pustinjama. Glavna djelatnost vjetra u pustinji sastoji se u prenošenju pijeska i prašine jer u pustinjama nema vegetacije ni vlage kojima bi sitni pijesak i prašina bili ma-nje-više vezani. Vjetar također otpuhuje pijesak i prašinu s aluvijalnih nanosa, poplavnih riječnih ravnica i ušća. Sav se taj materijal ponovno taloži bliže ili dalje od mjesta otpuhivanja vjetrom u obliku posebnih sedimenata i sedimen-tnih tijela, koje nazivamo eolijaniti, eolske dine i megadine, kao i les ili prapor (v. pogl. 12.4). Pješčana zrna vjetar ne nosi daleko po zraku jer samo najsnažniji vjetrovi mogu pokrenuti krupnija pješčana zrna tako da poskakuju po zemlji i pri tome se pomiču naprijed. Vrlo se rijetko tako vjetrom zahvaćena zrna podižu više od 1 m uvis. Premještanjem pijeska vjetrom nastaju pješčane dine (pogl. 12.4). Najsitniju prašinu vjetar može podići tisuće metara visoko u zrak i nositi je stotine kilometara daleko od mjesta gdje je bila podignuta, odnosno
20
Postanak sediMenata
otpuhnuta. Kad se takva prašina stalo/i, nastaje eolski nanos poznat kao les ili prapor (pogl. 7.1.3. i 12.4). - Led, odnosno ledenjaci, također mogu prenositi velike količine materijala, i to, za razliku od vjetra, vrlo različitih dimenzija, od najsitnijih čestica gline pa do blokova metarskih dimenzija. Uloga je leda u prijenosu materijala ograničena samo na područja s trajnim ledenim i snježnim pokrivačem, osobito na visokim planinskim masivima s ledenjacima i morenama gdje se u tijeku ljeta otapa dio leda i snijega. U Alpama npr. granica je leda na oko 2 4OD m, a u Stjenjaku na oko 4 000 m, a na Aljasci između 700 i 2 400 m. Gomilanjem snijega iz godine u godinu njegovi se stariji slojevi zbijaju i zaleđuju u zrnatu masu zvanu »neve« (= smrznuti snijeg), koja se poslije pretvori u snježnik ili »fim« iz kojeg je istisnut sav zrak. Zbog sile teže takva se masa pomiče niz padinu, postaje ledenjak koji erodira svoju podlogu i bokove i pri tome u sebe uklapa veliku količinu stijcnskoga kršja i sitnog detritusa koji na taj način prenosi u niže predjele. Brzina klizanja ledenjaka vrlo je različita, ovisi o nagibu padine, debljini leda, širini površine preko koje se pomiče, hrapavosti podloge i o temperaturi. Opčenito, ona varira do više stotina centimetara na dan (jedan ledenjak na Aljasci prevaljuje dnevno prosječno oko 66 m). Osim toga sto erodira, ledenjak i prenosi stijenski materijal, i to u obliku golemih masa kamenja poznatih po nazivom MORENA sastavljenih od materijala različite veličine i različitih tipova sedimenata i sedimentnih stijena (til, tilit, dijamiktit - v. pogl. 5.1. i 12.5). Otapanjem ledenjaka na čelima morena nakupljeni se materijal dalje može prenositi vodom koja potječe od otapanja leda. Takvi tokovi imaju visoku energiju i mogu snažno erodirati podlogu ali i dalje usitnjavati meterijal koji prenose (v. pogl. 12.5).
2.2.2. Gravitacijski tokovi Gravitacijski tokovi (sediment gravit}/floiv, massflotv, sediment floiv) tokovi su sedimenata ili smjese sedimenta i tekućine, koji se kreču niz padine pod djelovanjem gravitacije. Za razliku od klizanja sedimenta ili tzv. slampova (pogl. 3.4), kod gravitacijskih tokova ne postoji interna deformacija sedimenata jer se gravitacijskim tokovima kreču pojedina zrna i čestice, a ne već više-manje konsolidirani i poluvezani dijelovi taloga. Gravitacijski tokovi mogu biti subaerski ili subakvatski. Najrašireniji su submarinski gravitacijski tokovi. Prema prirodi mehanizma podržavanja zrna u toku u gravitacijskim tokovima razlikuju se četiri glavna tipa gravitacijskih tokova. To su: turbiditne struje i tokovi, fluiđizacijski tokovi, zrnski tokovi i detritni tokovi. A - TURBIDITNE STRUJE ILI TOKOVI (turbidite current; turbidite floiv) kao glavni mehanizam prijenosa sedimenta u suspenziji imaju turbulenciju, koja je najintenzivnija u donjem i gornjem dijelu struje. Sedimcntni detritus koji se nalazi u suspenziji suprotstavlja se djelovanju gravitacije, tj. taloženju na dno, snažnom turbulencijom i kretanjem suspenzije. Da bi se to ostvarilo, dovoljni su vrlo mali nagibi dna (> 0,5°) po kojima se turbulentni tok kreće.
Transport i sedimenlacija
21
Termin »turbiditna struja« (turbidih/ cunent) uveo je Johnson (1938), a termin »TURBIDIT« Kuenen (1957). Mehanizme prijenosa materijala i sedimenta-ciju iz turbiditnih ili mutnih tokova razradili su Kuenen (1937,1951, 1959), Kuenen i Migliorini (1950), Kuenen i Carozzi (1953), Nelson i Kulm (1973),.Mid-dleton i Hampton (1976), Stow i Bovven (1980), Lowe (1982) i drugi, a stadije razvoja turbiditne struje i modele građe sedimenata nastalih iz nje sa stvaranjem sekvencija iscrpno su obrazložili Bouma (1962, 1964) po kojemu se ona i naziva »BOUMINA SEKVENCIJA« (si. 12-14), Lovve (1982) koji razrađuje kru-pnozrnate turbidite te Piper (1978) i Slow (1986) koji razrađuju sitnozrnate tur-bidite. Postanak tekstura (struktura) turbiditnim strujama i resedimentacijskim mehanizmima vezanim za turbiditne struje obrazložili su Sandcrs (1965), Džulynski i VValton (1965), VValker (1978), Piper (1978), Allen (1984) i još mnogi drugi, o čemu se iscrpnije govori u 3. pogl. i u odjeljku 12.10.2.3. Prema današnjim shvaćanjima, turbiditne struje ili tokovi nastaju samo u mirnim vodenim sredinama ispod donje granice utjecaja valova (osnovica valova za olujna vremena), a prvobitno se počinju kretati zbog gravitacije niz podmorske kanjone i kanale na padini sedimentacijskog bazena. Pokrenuta se masa sedimenta zatim sve više suspendira u vodi i na izlazu iz uskog kanjona ili distribucijskog kanala bočno širi uz stvaranje čela, tijela i repa turbiditnog toka (si. 12-15 do 12-18). Prema Bou mi (1962, 1972) u razvoju turbiditne struje može se izdvojiti pet karakterističnih stadija. U prvome stadiju nagomilani detritus u jednom momentu klizne niz padinu (po distribucijskom kanjonu ili kanalu). Do klizanja je došlo zbog prekoračenja odnosa stabilnosti materijala i kuta nagiba dna (to-njenje dna bazena i/ili dizanje kopna) ili potresa, tsunama te podsijecanja podloge akumuliranog taloga na padini. U drugom stadiju pokrenuta masa materijala klizi niz padinu (duž kanjona) a da nije primila veću količinu vode pa se u početku kreće vrlo sporo, a zatim, primanjem sve više vode, zbog gravitacije i akceleracije sve brže i brže. U trećemu stadiju masa detritusa još uvijek nije dovoljno turbulentna i suspendirana u vodi, ali već ima previše vode da bi jednostavno samo klizila po dnu. Granulometrijska diferencijacija u njoj još nije moguća pa, ako se zbog prestanka nagiba ona zaustavi, tj. dođe do taloženja, nastat će tzv. fluksoturbiditi (Kuenen, 1958), koji se odlikuju velikom debljinom, masivnom teksturom, a mogu pokazivati slabo izraženu gradaciju i/ili obrnutu gradaciju (pogl. 3.2). Sastoje se od homogeno raspoređenog krupno-zrnatog detritusa unutar sitnozrnatog matriksa. U četvrtome stadiju, koji nastupa ako je nagib bio dovoljno dugačak i dovoljno strm, zbivaju se više-manje potpuna suspenzija detritusa s vodom i njegova granulometrijska diferencijacija. Ta se suspenzija u dublje dijelove bazena kreće po samome dnu ili neposredno iznad njega. Zbog toga što se krupnija zrna kreću brže od sitnijih čestica, krupnija se zrna sve više odvajaju od sitnih i nakupljaju u prednjem dijelu toka i pri njegovu dnu, a sitnija sve više zaostaju otraga i u suspenziji se dižu iznad dna. Na taj način turbiditna struja ili tok stvaraju ČELO s krupnim materijalom, TIJELO sa srednjozrnatim i REP sa sitnozrnatim (glinovitim) materijalom. Kod toga je granulometrijska diferencijacija nastupila ne samo po horizontali nego i po vertikali (krupna zrna pri dnu, sitna u suspenziji iznad dna). Pri kretanju takva toka njegovo čelo ima vrlo veliku erozijsku snagu i erodira dno bilo svojom masom bilo krupnim sastojcima koje nosi sa sobom. Na dnu nastali erozijski tragovi odmah se ispunjavaju detritusom koji dolazi iza čela
22
Postanak sedimenald
turbiditne struje i očuvaju se kao otisci na donjim slojnim plohama ili kao ero-zijski kanali (v. pogl. 3.3). Za razliku od čela, tijelo ima jednoličan i miran tok, a u repu toka zadržavaju se samo najsitnija zrnca praha i čestice gline koje za taloženje trebaju mnogo vremena. Njihovo taloženje označava se kao peti stadij turbiditne struje ili toka. Iz tako stvorene turbiditne struje, kad ona ni/ padinu stigne u zaravnjeni dio bazena gubi brzinu i snagu, najbrže se istaloži krupnozrnati detritus iz čela, potom sve sihiija zrna, a nakraju nakon mnogo vremena i čestice gline. Ovakva sukcesija procesa u toku rezultira kod pogodnih hidrodinamskih uvjeta određenom pravilnošću vertikalnog i horizontalnog redanja detritusa uz formiranje posebnih teksturnih i strukturnih odlika unutar sloja što je iscrpno objašnjeno u odjeljku 12.10.2.3 (si. 12-13 C, D, E i 12-14 do 12-18), i teksturama na donjim slojnim površinama (pogl. 3.3). Trema granulometrijskom sastavu materijala koji prenose, kao i snage i gustoće struja, razlikuju se turbiditne struje male gustoće i turbiditne struje velike gustoće (Middleton & Hampton, 1976). Strujama male gustoće pripadaju turbiditne struje koje sadrže relativno malo detritusa (0,025-2,5 g/l), a struje velike gustoće one s mnogo detritusa (50-250 g/l). TURBIDITNE STRUJE MALU CUSTOĆK ttow-density turbidih/ currents) struje su koje u suspenziji turbulencijom fluida prenose materijal čija su zrna sitnija od pijesaka srednje veličine zrna (< 0,05 mm), dakle, to je glina, silt ili prah i sitno do srednjozrnati pijesak (si. 4-1). Pjeskovito-siltozni detritus struje mogu prenositi vučenjem i u suspenziji, a glinovito-siltozni detritus u suspenziji. Za kretanje takvih struja gotovo da i nije potrebna nikakva padina, već je dovoljna snažna turbulencija fluida (primjerice usko vitla vanje mulja s morskoga dna). Brzina im kretanja obično iznosi 10 do 50 cm/s, a detritus mogu prenositi na udaljenosti od nekoliko stotina kilometara. Vrijeme trajanja takvih struja reda je veličine od nekoliko sati do nekoliko dana. Iz turbiditnih struja male gustoće taloženjem nastaju sitnozrnati i srednjozrnati rurbiditi s karakterističnom građom (odjeljak 12.10.2.3. i si. 12-13 D,E i 12-14). Prosječna brzina akumulacije taloga iz turbiditnih struja male gustoće varira od 5 cm do 5 m na 1 000 godina (Stow, 1986). TURBIDITNE STRUJE VELIKE GUSTOĆE (high-density turbidihj currents) mogu prenositi sitnozrnati detritus i detritus krupnijeg zrna, tj. osim gline, silta i sitnog do srednjeg pijeska također i zrna krupnog pijeska i krupnog šljunka (100-256 mm - v. si. 4-1). Detritus krupnijeg zrna u takvim se strujama uglavnom prenosi vučenjem materijala po dnu u obliku »tepiha« (traction carpet). Sitnozrnati detritus u strujama velike gustoće sudjeluje kao gusta masa suspendirana s vodom (matriks) koja omogućava nošenje i plutanje krupnijih zrna u turbulentnom fluidu i tako pomaže njegov prijenos turbiditnom strujom. Za kretanje takvih struja dovoljne su padine s nagibom > 0,5°. Brzina im kretanja doseže maksimalno 250 cm/s. Turbiditne struje velike gustoće mogu prenositi detritus na udaljenost od više tisuća kilometara. Taloženjem detritusa iz turbiditnih struja velike gustoće nastaju krupnozrnati turbiditi (Lowc, 1982) sa specifičnom građom unutar jednoga sloja - sekvencije (odjeljak 12.10.2.3. i si. 12-13 C). Prosječni su obroci akumulacije taloga iz turbiditnih struja velike gustoće od 5 cm do 5 m na 1000 godina (Stow, 1986). Velik broj teksturnih i strukturnih oblika - osobito gradacijska, horizontalna i kosa slojevitost, konvolucija, ritmično redanje slojeva istovjetnih granu-
Transport i sedimertfaci|a
23
lometrijskih, litoloskih i teksturnih karakteristika, kao i mnoge anorgansko teksture na donjim slojnim plohama opisane i objašnjene u pogl. 3 te odjeljku 12.10.2.3, nastao je seđimenlacijom iz turbiditnih struja. GRAVITACIJSKI TOKOVI
TJMIDITN* STRUJA
■ OU»* lEKVEHCIJA
FLUIDIZACIJSKI TO«
raOKSIMM.NI TuMNHTI
IHHSKI
DFTRITNI TOK
TO«
SORTIRANI fljEMK
OUMIRIltl FLUHtOTUMBIDITI
^ Harniiini ttattc'lM
£f
invt'in* grH«el|i
Slika 2-1. Mehanizmi gravitacijskih tokova i osnovne značajke sedimenata taloženih \z gravitacijskih tokova (iz: Middleton i Humpton, 1973)
B~ FLUIDIZACIJSKI TOKOVI (Jluidized flmvs) tokovi su kod kojih se sediment suprotstavlja djelovanju gravitacije istiskivanjem fluida iz pora sedimenta i njegovim strujanjem prema gore pa su ti tokovi usko povezani s likvcfakcijom ili likvefakcijskim tokovima. Naime, kad se ^bog težine sedimenta, tj. pijeska i mulja, istisne porni fluid, on svojim strujanjem prema gore podiže zrna sedimenta i tako djeluje suprotno od sile teže. To sprečava njihovo taloženje, odnosno omogućava njihov prijenos jer sediment gubi stabilnost i pokrene se niz padinu. Fluidizacijski su tokovi izrazito viskozni, kratkotrajni tokovi kohezivnih zrna čije je kretanje podržavano kretanjem porne vode prema gore. LIKVFFAKCljSKl su TOKOVI također kratkotrajni, ali nekohez.ivnih taloga, u kojima su čestice i zrna sedimenta podržavana istiskivanjem porne vode naviše, pri čemu vrlo brzo dolazi do urušavanja taloga ili ukrućivanja, tzv. mržnjenja toka {frezzes). Trajanje je takva toka obično od jedne minute do jednog sata. Likvefakcijskim tokovima i likvcfakcijom nastaju posebni tipovi unutrašnjih tekstura i/ili struktura u sedimentu, o čemu će iscrpnije biti govora u odjeljku 3.1.2. Fluidizacijski i likvefakcijski tokovi srodni su procesi koji uključuju urušavanje ili kolaps metastabilne građe sedimenta. Zrna u sedimentu, zbog podržavanja pornim. fluidom koji se istiskuje i struji prema gore suspendiraju se
24
Postanak sedimenata
s fluidom, čime je stabilnost taloga pala na nulu. Rahlo pakovani silt i pijesak osobito su osjetljivi na fluidizaciju i likvefakciju, a šljunak je obično vrlo porozan, i kohezivnim silama otporan na fluidizaciju u mulju (Lovve, 1975, 1978). Fluidizirani se pijesak ponaša slično fluidu velike viskoznosti i može naglo teći niz padinu nagiba većeg od 2 do 3°. S obzirom na to da se tlak nastao istiskivanjem fluida brzo smanji, od jedne minute do jednog sata ovisno o debljini taloga i toka kao i o granulometrijskom sastavu taloga, taloženje se zbiva vrlo kratko vrijeme. Zrna se odmah smiruju čim nastupi ukrućivanje ili »zamrzavanje« toka koje ide od njegova dna prema vrhu. Ako tok naiđe na prepreku ili padinu koja ima manji nagib od potrebnog za svladavanje unutrašnjeg trenja, tj. kad unutrašnje trenje nadjača silu tečenja, cijeli će tok stati i sediment će se brzo istaložiti na dno. Sedimenti taloženi iz fluidizacijskih tokova u mnogo slučajeva slični su sedimentima taloženim iz zmskih tokova (si. 2-1). U njima nalazimo pješčane dajkove i silove, kao i zdjelaste teksture (disli struetures), odnosno teksture nastale istiskivanjem vode (pogl. 3.1.2). Sedimenti taloženi iz fluidizacijskih tokova pretežno su srednjozrnati do krupnozrnati, rjeđe sitno-zrnati pijesci. Sedimentacija iz fluidizacijskih tokova posebno je značajna u posljednjim stadijima taloženja iz suspenzije ili zrnskih tokova pri razmjerno brznom taloženju. Fluidizacijski i likvefakcijski tokovi rijet'co se javljaju kao samostalni procesi, već su obično udruženi s drugim gravitacijskim tokovima u dubokom moru. Obično se zbivaju u završnoj fazi taložerja iz turbiditnih struja velike gustoće (odjeljak 12.10.1. i 12.10.3). C - ZRNSKI TOKOVI (grain flow) jesu kvaziviskoplastični tokovi zrna karakterizirani kolizijom »zrna o zrno« koja rezultira mehanizmom podržavanja zrna zbog disperznoga tlaka (Bagnold, 1954; iz Stovv, 1986). To su tokovi u kojima je intergranularno trenje između zrna smanjeno zbog njihova kontinuiranog pokretanja i međusobnoga djelovanja zrna na zrno. Pojavljuju se mjestimično, uglavnom u dubokom moru, na malim površinama, posebice na padinama s kutom nagiba > 18° i na čelima submarinskih kanjona u obliku malih, pješčanih lavina (Shepard i Dill, 1966; iz Stow, 1986). Trajanje im je kratko, od minute do jednog sata, a materijal mogu prenositi do oko 100 m. Smatra se da debljina sedimenata istaloženih iz zrnskih tokova nije veća od nekoliko centimetara i da ne mogu dati masivne pješčenjake s većim debljinama slojeva (Lowe, 1975). Za razliku od većine detritnih tokova zrnski su tokovi tipični dobro sortirani sedimenti bez gline premda mogu sadržavati i pojedinačne veće raštrkane klaste (si. 21). Tipični su za tokove sedimenata u podmorskim kanjonima po kojima se zrna spuštaju niz padinu. Rezultat je taloženja iz takvih tokova istodobna akumulacija male količine materijala u obliku tankih pješčanih slojeva s oštrim, ravnim donjim slojnim plohama, masivnom teksturom ili nejasnom slojevitošću s klastima ili valuticama veličine sitnog i srednjeg šljunka raštrkanim u pijesku. U donjem dijelu sloja pokazuju obrnutu gradaciju (si. 2-!)• D - DF.TRITNI TOKOVI ILI TOKOVI ST1JENSKOGA KRŠJA (debris floiv) definirani su kao »visokokoncentrirane, izrazito viskozne disperzije sedimenta koje imaju veliku nosivu snagu i pokazuju ponašanja plastičnog toka« (Jonhson, 1970). To su nekohezivni tokovi koji uključuju muljne tokove, ali svi detritni tokovi nisu muljeviti, premda sadrže najmanje 4% glinovite komponente
Transport i sedimentaciji
25
(Lowe, 1982). Istiskivanjem fluida i gline remeti se stabilnost sedimenta i tako inicira njegovo kretanje ni/, padinu zbog toga što su veća zrna poduprta gli-novitom masom bogatom intersticijskim fluidom, tj, klasti plivaju zbog hidros-tatskoga tlaka. Mogu se kretati ni/, padinu nagiba > "1° uz brzinu do 20 cm/sekunda. Smatra se da detritni tokovi mogu biti inicirani seizmičkim šokovima, ali se mogu razviti i kao rezultat brze akumulacije detritusa ili stvaranja plinova koji u/rokuju lokalno visoke tlakove. Kada sila teža koja vuče niz padinu više ne nadvisuje silu unutrašnjega trenja sedimentne mase, ili kad je prekoračenje pornoga tlaka nestalo, tok se naglo zaustavlja ili »zamrzava*'. Detritne tokove nalazimo u mnogim okolišima: od pustinjskih i kontinentalnih padina do podvodnih i podmorskih padina. U pustinjskim okolišima detritni je tok masa sastavljena od odlomaka stijena, pijeska i mulja, koja se likvificira pri obilnim kišama i pokreće niz padinu brežuljka. Kretanje je u početku sporo, ali se porastom količine vode može ubrzati do snažnih bujičnih tokova koji nose sve pred sobom. Subakvatski detritni tokovi tipični su za submarinske kanjone na čelima delta i kontinentalnim rubovima. Taloži nastali i/, tih tokova sadrže detritus dimenzija blokova, šljunka ili drobine, pijeska, silta i gline, a odlikuju se masivnim teksturama i lošom sortiranošću detritusa (si. 2-1). Poseban su primjer sedimenata taloženih iz detritnih tokova dijamiktiti {pogl. 5.1. i 12.5). U prirodi najčešće istodobno kod gravitacijskih tokova djeluje vise od jednog od nabrojenih tipova tokova, a česte su i kombinacije s drugim mehanizmima prijenosa detritusa, kao što su sall.rcija i vučenje. Proučavanja mehanizama prijenosa i taloženja klastičnih sedimenata pokazuju da je pjeskovito--šljunkoviti detritus u geološkoj prošlosti najčešće bio prenošen gravitacijskim tokovima, vučenjem i saltacijom, detritus pelitnih sedimenata suspenzijom, a sastojci kemijskih i biokemijskih sedimenata prijenosom iona u otopljenome stanju, o čemu će vi Se govora biti u pogl. 12.
2.2.3. Taloženje ili sedimentacija Transport ili prijenos detritusa i njegova sedimentacija ovise o režimu hidro-dinamskih uvjeta u taložnom prostoru te o gustoći i viskoznosti tekućine. Što je energija vode viša, to će efekt gravitacije biti manji, detritus će se prenositi na veće udaljenosti i teže će se israložiti Brzina je taloženja rezultanta svih sila koje djeluju u smjeru toka: energijskog potencijala vode, sile potisaka i čeonog otpora, gustoće i viskoznosti tekućine, dimenzije zrna, njihova oblika i prostome mase i gustoće. Viskoznost vode, ili njezino unutrašnje trenje definirani su unutrašnjim otporom na smicanje. On ne ovisi o vrsti kretanja tekućine već o temperaturi. Porastom temperature vode viskoznost pada, i obratno. To, drugim riječima, znači da promjena temperature ima bitnu ulogu pri taloženju detritusa. Što je voda hladnija, iz nje se teže talože sitne čestice jer je njezina viskoznost viša i, obratno, porastom temeprature ubrzava se taloženje sitnih čestica, posebice gline (vidi varve - odjeljak 3.1.2.). Osim temperature, na brzinu taloženja veliki utjecaj ima i koncentracija suspendiranog materijala u vodi. Suspenzija gline u vodi ima uvijek veću gustoću od čiste vode pa je u muljevitim tokovima brzina sedimentacije sitnih čes-
26
Poslanak sedimenata
tica usporena u odnosu na brzinu taloženja takvih čestica iz bistrijih voda. O hidrodinamskom režimu, kao i brzini sedimentacije, izravno ovise tcksturne i strukturne značajke klastičnih, a velikim dijelom i biokemijskih sedimenata. (1 tome će detaljnije biti govora u 3. i 4. pogl. Procesi taloženja i načini a kumuliranja taloga vrlo su kompleksni tako da mogu nastati ra/ličiti oblici sedimentnih tijela (v. pogl. 12. i 13). Radi lakšeg praćenja i razumijevanja sedimentadjskih procesa, ovdje spominjemo i definiramo nekoliko glavnih procesa. Kako to shematski prikazuje si. 2-2, pri sedi-mentaciji i načinima ispunjavanja sedimentaci|skog prostora razlikuju se agrn-dacija, progradacija, klinoforme, lepeze, delte, grebeni i slojevi. AGRADACIJA je naziv za proces taloženja pri kojem se sedimentacijski prostor puni u vertikalnome smjeru na dnu bazena akumulacijom materijala jednog na drugi. Pri tome bazen može neprestano tonuti pa mu se dubina u odnosu na morsku razinu ne mijenja, ili može stagnirati pa mu se dubina postupno smanjuje, tj. bazen opličava zbog ispunjavanja sedimentima. Produblja-vanje ili oplićavanje sedimentacijskog prostora ovisno je, međutim, i o oscilacijama morske razine (transgresivni i regresivni procesi), a ne samo n akumulaciji taloga. - PROĆI?ADAC1JA je takav proces taloženja kod kojeg se sedimentacijski prostor (bazen) puni u horizontalnome smjeru i na taj način sužava. Pri tome se preko naslaga istaloženih u dubljem dijelu bazena talože plitkovodni sedimenti, kako je to npr. slučaj kod progradacije kaibonatne platforme (si. 2-2), organogenog grebena (prilog si. 24) ili delte (si. 12-7). Zasipavanjem materijala niz neku padinu, padina se kontinuirano pomiče u bazen, a sodimentno tijelo neprestano raste i širi se od padine u smjeru bazena (vidi pogl. 12.6. i 13.3). - KUNOI'OKMK su sedimentna tijela klinastih oblika nastala nagomilavanjem materijala, koji potječe od erozije kopna ili grebena (prilog si. 24) izravno uza samu padinu, I'ri tome se donji dijelovi klinoformi prstasto ulažu u ba-zenske sedimente taložene agradacijom (si. 2-2). O lepezama, deltama i grebenima opširno se govori u trećem dijelu knjige (pogl. 12. i 13), a o slojevitosti u 3. pogl. EROZIJA
KARBONATNA PLATFORMA
Slika £ 2. Shematski prikaz procesa taloženja i evolucije sedimentacijskog bazena; agradacija i progradacija. stvaranje karbonaine platforme i progradacija njenog ruba
27
i»!ff^in
23. Dijageneza Uijagenevd obuhvati s\ e mehaničke i kemn>ke promjene koje se događaju n sediiHLiHu od njegov? tq|ov.en|a pti do početka niLLJinoi'tmh pmeesd. N]ajv*i?nj)i duageneski procesi jenu oni kojima od lahhh, nevezanih, vodom natopljenih tainj^i L i i i hL JJu čvrL.le stijene, tj proeesi l . t l l M K A t l|F. U osnovi ve ru/likuju \-IE-KANILKA I KFV11|:;KA DlfAGENb/A. MEHANIČKA IJ]j AGENEZA kojoj uglavnom pripadaju procesi /bijanja ili krni-ipikeiju, obuhvaća smanjenje pnnv/.unsti i volumena taloga IP istiskivanja ponio vode \?. taloj^a, /.boe, Ll-jkn nadslojeva koji raste povećanjem dubine za-hj
- O'lAPANIf pojedinih mmdrđlmn sastojaka /.hhd si1 u .sr.diiiienlu ili pod uljudjeni povišenoga tlaka na kontaktima /.rila pa Lađa govorimo o tzv TLAČNOM OTAI'A\p.. {{'rv^urt*oUilion) ili pod djelovanjem vode određene iunske i pH-kcucenlracijt na. Likše topljive sastojke. Prvi ju slučaj vrlo čest kod kvarim ih pješčenjak a (v poe.1. 6.J-.2.11, a dru^i u vapnencima, li otapanje aragonilnih skeb'ta kad stijena dospiju pod utjecai meteorskih voda (v. pogl- 4 1-5 2).
- AL1K":JJ.NF.ZA {Ncotcrmatiati) ih procesi tvorbe navili, Izv, autigenih mi-neiala. je^t izlučivanja novih ili poveeanie već posloiećih minerala n sedimentu. Najčešći su auhjn-ni minerali kvare, kakit, opal. kakedon, dulouiiL. annidnt, sideril, niLiskovii. kldrit kaolinit, a l h i t i ^ips, - CF.MENTACljA je proces izlučivanja i k;i*lali7acije l-.ovih. autigenih mi-neiala ti porama i pukotinama nekoji sedimenta Pri tome v.- u\ ijek smanjuju poro/nosi, LI obično i očvKćuie ih hrificir.i talo&, tj, zbiva cementacija njegovih sastojaka /hog međusobna pove/.h .mja zina mineralnim eempntom. Prenio to me, feiTienliK-LJii je proces auti£enc-ie, ali auti geneza ne mora uvijek biti 1 remen hici ja. RhKSilS: \[. 12AC IJA )•' pnvrs prekri1-tuliziranja neke mineralna tvan tako da \e miji'njdju dimuLzije i o b l i n kri.'.tahca. a Mme i >tiufcLii|-rie odlike stijene, k.u' i piOTi'i' rasta novib knsrala mi r a e i i n pi i j. i šnj fh |npr n^krmtah/aeija r n i k i i t a u kristaliničm v. ipii Lrki ei. Reki i s l a l i / a c i j s k i pr.ii:L'si i'inogL' SLJ češći kod bioke-E'.iij'ikib i .
28
Postanak sedimenata
- METASOMA'IOZA je proces zamjenjivanja jedne mineralne vrste drugom uz dovođenje i odvođenje nekih kationa i/ili aniona. Zbiva se u pravilu u/, posredovanje otopina ili difuzije iona. Široko rasprostranjeni primjeri metasoma-toze jesu dolomitizacije vapnenca, o Čemu iscrpnije v. u pogl. 9.2. - POTISKIVANJF (Replacement) proces je gotovo istodobnog otapanja nekog mineralnog sastojka i na njegovu mjestu »korak po korak« izlučivanja novog, stabilnijeg minerala (npr. potiskivanje kvarca kalcitom, pogl. ft.4.2.5). Ako novonastali mineral zadrži konture i oblik prijašnjeg minerala, a otopljeni i novonastali mineral imaju neke zajedničke kemijske sastojke tada je to PSFUDO MORFOZA (npr. kaolinita po feldspatu). Ako je pak novonastali mineral pri procesu potiskivanja preuzeo i dijelove kristalne rešetke prijašnjega minerala, tj. minerala koji je potisnut, tada takav proces nazivamo PRETVORBA MINERALA (primjer: pretvorba ilita u muskovit). Sve dijagenetske procese koji se zbivaju u još nevezanim, vodom natopljenim, rahlim talozima svrstavamo u ranodijagenetske procese, a one koji se zbivaju u već očvrsnutim stijenama u kasnodijagenetske procese. Razlikovanje tih dvaju procesa ima izuzetno veliko značenje pri istraživanju sedimentnih stijena, osobito kod dolomita i anhidrita te nekih tipova kvarcnih sedimenata, o ćemu se detaljnije govori u poglavljima 6.4, 7.2, 8.5, 9.1.5, 9.2.2. i 9.2.3. Dijagenetski procesi mogu biti izokerrijski ili alokemijski. Izokemijski su oni kod kojih se ne mijenja kemijski sastav stijena, npr. transformacija aragonita u kal ci t. Kod alokemijskih procesa mijenja se kemijski sastav stijene i oni uvijek iziskuju dovođenje i odvođenje iona uz sudjelovanje pornih otopina (primjer: siticifikacija - odjeljak 9.1.5.5; dolomitizacija - pogl. 9.2.2. i 9.2.3). Dijagenetski procesi u ovoj se knjizi opširno prikazuju u posebnim poglavljima o dijagenezi svake pojedine grupe sedimentnih stijena, fj- u pogl. 6.4, 7.2. i 9.1.5.
3 Teksture (strukture) sedimenata i ______ metode njihovih istraživanja
Pod teksturom sedimentne stijene (u američkoj terminologiji - »scdimeiilanj structures*) razumijevaju se sve značajke njezine građe uvjetovane međusobnim odnosima, prostornim rasporedom i orijentacijom pojedinih komponenata, kao i vanjskim i unutrašnjim morfološkim oblicima sedimentne stijene. U novije vrijeme naši sedimentolozi sve više umjesto pojma »TEKSTURA« upotrebljavaju američki termin »STRUKTURA« i za teksturne karakteristike sedimenata (npr. kosolaminirana struktura, flazerska struktura, zdjelastc strukture i si.), što treba postupno sve više prihvaćati, osobito pri publikacijama kod kojih se primjenjuju dvojezični hrvatski i engleski opisi slika. Pod nazivom »sedimentna struktura«, u američkoj i općenito literaturi na engleskom razumijevaju se, naime, sva obilježja, pojave i oblici koji su nastali unutar sloja ili uzduž kontakta sedimenta i fluida u međureakcijama različitih procesa koji su djelovali prije li-tifikacije. To mogu biti kemijski, biološki i fizikalni procesi, no fizikalni mehanizmi obično pri tome imaju najvažniji utjecaj, osim u slučaju organogenih in situ litificiranih stijena kod kojih prevladavaju biološki procesi. Osim pojmova struktura i tekstura često se u upotrebi nalazi i pojam GRADA ili SKLOP (fabric), što stvara veliku konfuziju. To tim više što su naši geolozi, posebice petrolozi, početkom ovoga stoljeća preuzeli terminologiju njemačke geološke škole koja pojmom tekstura zapravo obuhvaća obilježja definirana nazivom »structures«, a pojmom struktura one značajke koje se u engleskoj terminologiji razumijevaju pod terminom »textures«. Ovom knjigom, na žalost, ta terminološka zbrka neće biti riješena, dapače, katkad će biti i veća jer se postupno pokušava upotrebu naziva struktura i tekstura prilagoditi engleskoj terminologiji i definiciji. Primarne sedimentne teksture (strukture) nastaju za vrijeme taloženja ili odmah nakon njega, a svakako prije zbijanja i litifikacije taloga (Pettijohn & Potter, 1964). Sve ostale karakteristike koje u talogu i stijeni nastaju nakon ta-loženja tijekom dijagenetskih procesa ubrajaju se u sekundarne teksture, odnosno strukture. Primarnim teksturama (strukturama) pribrajaju se i oblici, pojave i obilježja koja su u ili na sedimentu nastala deformacijama istodobno s taloženjem (penecontemporaneoits deformathm). Općenito, tekstura i/ili struktura sedimentne stijene pripada njezinim najvažnijim karakteristikama jer su primarna tekstura i struktura sedimenta izravne
30
Teksture (strukture) sedimenata i metode njihovih istraživanja
posljedice uvjeta koji su vladali za vrijeme prijenosa i taloženja materijala te rezultanta svih procesa u okolišu taloženja, a sekundama tekstura i struktura posljedica su kompleksnih đijagenetskih procesa (stilolitizaeijc, rekristali/acije, tlačnog otapanja i si.). Iscrpnim istraživanjima i proučavanjima teksturnih i strukturnih odlika sedimentnih stijena dobivaju se dragocjeni podaci prijeko potrebni /a rekonstrukciju uvjeta i okoliša taloženja, kao Sto su, primjerice, dubina i energija vode, način prijenosa materijala i mehanizma taloženja, smjer toka i paleotransporta, uloga organizama, oblik sedimentnog tijela, facijes i dr. Osim toga, poznavanjem teksturnih (strukturnih) odlika određenih tipova stijena može se odrediti podina i krovina, odnosno da li je serija sedimenata u normalnom, prevrnutom ili prebačenom slijedu, što je osobito važno u tektonski intenzivno poremećenim naslagama. Proučavanjem sekundarnih teksturnih i/ili strukturnih značajki može se rekonstruirati tok najvažnijih mehaničkih i kemijskih dijagenetskih procesa. Za razliku od strukturnih (teksturnih) odnosa pojedinih sastojaka stijene s obzirom na veličinu i morfološke karakteristike zrna, koje če iscrpno biti prikazane u 4. pogl., teksture (strukture) sedimcntnih stijena pretežno se istražuju i proučavaju na terenu, a manjim dijelom u laboratoriju. Zbog velikog broja i raznovrsnosti, varijabilnosti, ali i velikih dimenzija nekih teksturno-struktur-nih odlika, one se kod sedimentnih stijena moraju vrlo detaljno istraživati na terenu. Takva istraživanja zahtijevaju kudikamo opsežnija, detaljnija i dugotrajnija proučavanja na terenu nego što je to slučaj pri istraživanju magmatskih i metamorfnih stijena. Zbog kompleksnosti t važnosti terenskih istraživanja najbolje je da terensku ekipu kuja istražuje sedimentne stijene čine sedimentolog, paleontolog/biostratigraf i strukturolog/tektoničar. Terenska istraživanja počinju opsežnim pripremama: od pregleda i proučavanja zemljopisnog položaja i morfoloških odlika terena do prikupljanja i studiranja podataka iz ranijih geoloških radova šireg područja terena koji se istražuje. Terenska istraživanja obično obuhvačaju: određivanje kronostratigrafskog i tektonskog položaja odabranog za detaljna snimanja pogodnog profila - mjerenje pružanja i nagiba slojeva, mjerenje nagiba terena i mjera pružanja profila na kojem se sedimenti istražuju radi dobivanja elemenata za izračunavanje prave debljine - mjerenje debljine slojeva i elemenata unutrašnje ili interne slojevitosti - određivanje karaktera slojnih ploha - izdvajanje sekvencija, ritmova i ciklusa sedimentacijc i eventualnih bočnih promjena - opis teksturnih oblika na gornjim i donjim slojnim plohama, mjerenje smjerova ili pravaca paleotransporta određivanje litološkog sastava i terenska determinacija strukturnih i pe-troloških karakteristika stijena uz obveznu upotrebu povećala i drugih terenskih pomagala - opis rasporeda, količine i vrste makrofosila i mikrofosila determinacija mineralnog i granu 1 umetrijskog sastava - određivanje i mjerenje imbrikacije i orijentacije valutica i krupnih fosila
Teksture (strukture) sedimenata i metode njihovih istraživanja
31
opis tipova, morfoloških oblika i dimenzija konkrecija, sekrecija, stilolita, bioturbacije, slamp i drugih tekstura (struktura) - određivanje dimenzija i oblika sedimentnog tijela i mehanizma taloženja i - uzimanje reprezentativnih orijentiranih ili neorijentiranih uzoraka za laboratorijska istraživanja. Kadi operativnosti rada na lerenu prije svih tih opsežnih istraživanja prijeko je potrebno pripremiti formuiare terenskih zapisnika posebno prilagođenih za istraživanje klastičnih, tubiditnih ili (lisnih, a posebno karbonatnih sedimenata, kako to prikazuje si. 3-1. i 3-2. Teksture (strukture) sedimentnih stijena podijeljene su u srodne skupine na osnovi različitih kriterija, od kojih se najčešće primjenjuju: - vertikalno pravilno ili ritmično i / i l i cikličko ili nepravilno redanje se dimenata - položaj u odnosu na sloj (na donjim i gornjim slojnim plohama, unu trašnje i vanjske) u odnosu na vrijeme postanka (sinsedimentacijske, postsedimentacijske, dijagenetske) i u odnosu na način postanka (anorganske, organske, hidrodinamske, sinsedimentacijske-tektonske).
Slika 3-1
Primjer terenskog zapisnika s podacima istraživala turbidita sarmatskih sedimenata nkolir.e Okn^ansknn Rpnknura
32
Teksture (strukture) sedimeniila i lnelrjde njihovih i sli a?iv arija
1I s^ i
*n u.
< a: o l/l
o
i
■* i>
f
■
•n
! — <
LIT0L05K1 STUP
|
1
Slika 3-2
lili I"! -1 l-_ll 1«1- 1 ~ 1„ -1^1-1,1;^i£i£Bt=s£2i£} -A..A. "I- I.-1 .J ■! 1 l'l'l 1 1 1 1 lili
DEBLJIN A
<
o
a
Bt
i7
1*
bS^il
o
s
^H-rH^
^
s s s
0 3
s s s
z=o
M PeL F
|-e_n_
rt PeL " V
I
P. «■
iU B«
s-
M PEL M Pel
,7 |=?
s
____ ft —
rt i- ;<
s
*5
1 - 1 -, 1 - 1 -' ~1- l-l- 1 1 -.1-1« l~
i
T E K S T UR E
E LIJ z o LU
-
II -
!1I 1 1Iš
O KO LlS l
Pet.. -B
I
Vek
1
Pek
1
111 1
Cuneolma composflum SalpmgoporeLlc
1
annulata
1
M PeL F Onk M PeL
TrochoLino sp ■Vek 6
1
M Pel M Pe F
'-------------------1 FOSILNI SADHZAJ
Vek. B Pek
1 ' ? ' 1 ^ r -1-
1
SaLpingoporetla annulaTa
T
Cunealma camposaurii
]
Primjer zapisnika s podacima terenskih i mikroskopskih istraživala te interpretacijom okoliša taloženja plitkomorskih vapnenaca donje krede u Limskoj dragi Istre
U ovoj knjizi tekst urne značajke sudim entnih stijena i metode njihovih istraživanja prikazane su redoslijedom i po podjeli kojima se uobičajeno i najčešće istražuju na terenu, tj. vanjska i unutrašnja slojevitost, ritmičnost i cikli-čnost, teksture na donjim i gornjim slojnim površinama, teksture nastale podvodnim klizanjima i razaranjem slojeva, kemijskom dijagenezom i djelatnošću organizama.
3.i. Slojevitost: vanjska i unutrašnja Slojevitost je jedna od prvih karakteristika koju zapažamo na terenu kao osnovnu odliku sedimentnih stijena, tj. pojavu više-manje jasna izdvajanja pojedinih strukturno, granulomctrijski, teksturno ili litološki jedinstvenih članova u se-dimentnim stijenama. Sloj (bed) je geološko tijelo uglavnom jednolična sastava po cijeloj debljini, koje je od sedimenata u krovini i podini odvojeno diskon-tinuitetom, bilo zbog promjene g ranu lome tri jskog ili mineralnog sastava bilo orijentacijom ili načinom pakovanja sastojaka, bilo promjenom litološkog sastava ili otvorenim međuslnjnim plohama. Međutim, bočno debljina istoga sloja nije uvijek jednaka, nego varira u širokim granicama, ovisno o morfologiji po-dine, mehanizmu, načinu i uvjetima taloženja. Općenito, sloj možemo smatrati
Slojevitost' vanjska i unulrasnja
33
lečatim tijelom različite debljine i prostiranja. Ako je diskontinuitet, odnosno odvajanje pojedinih slojeva mehaničko, tada je lo OTVORENA SLOJNA PLOHA ili slojna ravnina, a taj tip slojevitosti na/iva se STRATIFIKACIJA. Ako takva mehaničkog odvajanja nema, slojevitost ipak može bili jasno izražena zbog izmjene sitnijih i krupnijih sastojaka, raspodjele fosila, organske tvari, promjene boje, poroznosti i načina cementacijc i l i promjene oblika, VTSte mineralnih sastojaka stijene i promjene unutarslojnih obilježja (dijelovi masivne stijene s kosom slo-jevitoscu, gradacijom, laminacijom i si.). Slojevitost kod koje nema jasno izraženih otvorenih slnjnih ploha, dakle, mehaničkih diskontinuileta između pojedinih slojeva, nego je ona markirana promjenom litološkog sastava ili drugih teksturnih karakteristika, obično se naziva LITAŽ. Hočc li se u nekoj sedimen-tnoj stijeni pojaviti slojna ploha otvorenog tipa, često ovisi o intenzitetu trošenja koje uzrokuje pojavu raslojavanja npr. po plohama laminacije, horizontalnim stilolitskim Šavovima, glinovitim laminama, slabo cementiranim pmslojcima i si. Sedimentne stijene ponegdje mogu biti i bez bilo kakve slojevitosti pa tada govorimo o masivnim ili neslojevitim stijenama što je često slučaj kod kasno-dijagenskih dolomita i breča. Pri upotrebi termina »masivna stijena« često se, međutim, misli na stijenu koja nema nikakvu unutrašnju teksturu (strukturu), a ne samo na stijene bez otvorenih slojnih ploha. Kod slojevitosti razlikujemo: - vanjsku ili eksternu slojevitost i - unutrašnju ili internu slojevitost.
3.1.1. Vanjska ili eksterna slojevitost
Vanjska ili eksterna slojevitost, odnosno pojava izdvajanja pojedinih slojeva, obično s otvorenim slojnim plohama, najznačajnija je tekstuma odlika sedimcn-tnih stijena. Osnovna jedinica vanjske slojevitosti jest sloj nastao kao rezultat taloženja u jednoličnim fizikalnim, Kemijskim i / i l i biološkim uvjetima i stalnim kontinuiranim procesom, i pri taloženju i pri đijagenezi (prilog si. 1). Medu fizikalnim procesima dominantni su način prijenosa materijala, veličina zrna, jačina i smjer struja i energije vode, valova ili vjetra i mehanizam taloženja, a među kemijskim parametrima pH-koncentracija, ionska koncentracija, promjena kemijske ravnoteže /bog promjene tlaka i temperature. Biološki čimbenici koji utječu na kontinuitet taloženja i stvaranje sloja jesu uloga organizama u izlučivanju karbonata, sporiji ili brži razvoj i uginuče organizama promjenama ekoloških uvjeta i time promjena biogenog izlučivanja karbonata i akumulacija karbonatnih ili silicijskih skeleta. Kad se promijeni bilo koji od tih fizikalnih, kemijskih i bioloških parametara, nastupa promjena se-dimentaeije, a time i oblikovanje novoga sloja.
34
Teksture (sUbMuie) sedimenata i metode njihovih \stwai\ja
Na osnovi debljine pojedinih slojeva postoje različite podjele slojevitosti, među kojima su najširu primjenu našle podjele po McKeeju i VVeiru (1953) ili Campbellu (1967): McK.ee i Weir (1953):
Campbell (1967)
slojevi:
slojevi:
vrlo debeli debeli tanki vrlo tanki lamine tanke lamine
> 120 cm
vrlo debeli
> 100 cm
60-120 cm
debeli
30-100 cm
5-60 cm 1-
srednje debeli
10-30 cm
5 cm 0,2-1
tanki
3-10 cm
cm < 0,2
vrlo tanki
1-3 cm
cm
o » p o r «
g
1
r
9
>o=>oAoC,0<»C.C,o>
r
.-..,. >c
° o " o ° o °o ° J&IA
.1*
1c
""•B -----T5----5T"----75------ft J \o z> o O oJC
V >
i E 0 E N O A BREČA S CRNIH VALU IIC AH A (BLACK REBBLE-BRECCIA) PLIMM KANAL.INTEimDAl FENESTRALNI MIKRIT/RELMIKRIT PlITKI SUBTIDAl-DONJI INTERTIDAl
¥M
»IKRU SA StILOLITIMA SUBTIDAL-IA0UNA
l 11 i 1,2
OESIKACUE ILI CROZUA BIOTURBACIJE BROJ SEKVENCIJA
Slika 3-3. Ritmična i ciklička slojevitost: A - shematski prikaz ritmične slojevitosti u flišu; B - primjer simetrične cikličke slojevitosti; C - ciklička slojevitost u periplimnim vapnencima Istre s ciklusima oplićavanja naviše koje sadrže »black pebble« - breče (gornji titon, kamenolom Mondolaco - Rovinj,
iz: .Tišljar, 1986)
5lo|evitQsE~ vanjska i unutrašnja
35
Pri podjeli McKeeja i VVeira posljednje dvije skupine (laminc i tanke la-mine) obuhvaćaju već i jedinice unutrašnje ili interne slojevitosti pa je stoga pogodnija primjena Campbellove podjele. S obzirom na način redanja pojedinih litološki ili tckstumo (strukturno) različitih slojeva razlikuje se pravilna ili ritmična, ciklička i nepravilna slojevitost. NEPRAVILNA SLOJEVITOST odlikuje se potpuno nepravilnim vertikalnim redanjem slojeva određena petrografska tipa ili teksturnih i strukturnih značajki. PRAVILNA ILI RITMIČNA SLOJEVITOST takav je tip slojevitosti kod koje se po vertikali izmjenjuju petrološki, teksturno i strukturno različiti slojevi uz jednolično periodično ponavljanje takvih izmjena (si. 3-3 A). Skupina slojeva jednog ciklusa ponavljanja naziva se SEKVENCIJA, odnosno CIKLOTEMA, ako je periodično ponavljanje decimetarskih ili metarskih dimenzija. Vrlo ilustrativni primjeri ritmične slojevitosti s jasno istaknutim sckvencijama jesu turbiditni i flišni sedimenti s Bouminim sekvencijama (v. si. 2-1, 12-14. i 12-13C-E) ili ritmično sedimentirani vapnenci periplimnih okoliša s ciklusima oplićavanja naviše (si. 3-3C, 13-3. i 13-4) i sekvencijama pokrupnjavanja zrna naviše (si. 13-5). U novijoj američkoj sedimentoloŠkoj literaturi pravilno ritmično redanje triju ili više litološki, tckstumo i genetski različitih slojeva ABC, ABC obično se naziva CIKLIČKA SEDIMENTACIJA, a jedna sekvencija CIKLUS ili CIKLIČKA SEK-VENCIJA (si. 3-3C). Međutim, ritnučnost i cikličnost strogo se ne razlikuju i često su ta dva termina sinonimi s istim značenjem, premda pojedini autori pod ritmom razumijevaju pravilnu izmjenu samo dvaju članova, tj. izmjene tipa AB, AB, a izmjene triju i više članova tipa ABCD, ABCD nazivaju ciklusom. Katkad se pod terminom cikličnost pak razumijeva samo simetrična izmjena tipa ABCDCBA ( si. 3-3B). Uobičajeni naziv za naslage veće debljine koje su nastale periodičnim i/ili cikličnim redanjem slojeva, posebice kod karbonatnih platfomiških sedimenata, jest sekvencija ili MAKKOCIKLUS (v. pogl. 13-3).
3.1.2. Unutrašnja ili interna slojevitost Unutrašnja je slojevitost teksturna (strukturna) značajka unutar jednoga sloja. Najčešće, i za interpretaciju uvjeta i okoliša taloženja najvažnije vrste unutrašnje slojevitosti jesu: lisnatost, horizontalna, kosa laminacija ili kosa slojevitost, konvolucija ili vijugava laminacija, odnosno slojevitost, humčasta kosa slojevitost, flazerska, lećasta, valovita i gradacijska slojevitost te strukture nastale istiskivanjem vode. LISNATOST je odlika sitnozmatih pelitnih sedimenata, uglavnom šejlova, da se zbog paralelnog redanja listićavih mineralnih sastojaka - filosilikata, raspadaju ili listaju u tanke listiće podjednakih debljina. Paralelno redanje listićavih mineralnih sastojaka dijelom nastaje već pri taloženju, a dijelom je posljedica procesa zbijanja taloga (v. odjeljak 7.1.2). HORIZONTALNA je LAMINACIJA vrsta interne slojevitosti kod koje je pojedini sloj sastavljen od mnogo tankih (0,1-10 mm), slojnoj plohi paralelnih la-
36
Teksture (stiuklurc! sedimenata i metode mita* istia2iYun|a
mina od kojih se svaka pojedina odlikuje jednoličnim granulometrijskim i pe-trografskim sastavom. Pri tome su lamine sastavljene od zrnaca dimenzija sitnog pijeska i krupnog do srednjeg praha, obično svjetlije boje od lamina sastavljenih od zrnaca sitnog praha i gline. Osim razlike u granulometrijskom sastavu, horizontalna laminacija može biti markirana i orijentacijom listićavih minerala - tinjaea i klorita. Ta vrsta laminacije uglavnom nastaje kao posljedica bržih ili sporijih promjena u taloženju sitnozrnatog detritusa dimenzija gline, praha i sitnog pijeska. Smatra se da pri postanku horizontalne laminacije bitnu ulogu ima više-manje kontinuirano taloženje vrlo sitnog detritusa iz supenzije debeloga vodenog stupa iznad dna uz varijacije brzine seđimentacije uzrokovane sezonskim klimatskim promjenama (varve - v. pogl. 10. i 12.5). Naime, s takvim sezonskim promjenama vezane su i promjene gustoće suspenzije, brzina taloženja čestica gline i zrnaca praha što uzrokuje od sezone do sezone, odnosno od lamine do lamine promjenu granu 1 ome tri js kog sastava materijala koji se taloži (postanak pretežito sitnozrnatih lamina). Tako nastala horizontalna laminacija poznata je pod imenom VARVE, primjerice glacijalne varve (pogl. 12.5) ili evaporitne varve (pogl. 1(1). Osim toga, takva sedimentacija može povremeno bili prekidana brzim taloženjem siltoznog i pješčanog detritusa iz slabih [urbiditnih struja koje su se kretale blizu dna (postanak lamina krupnijeg zrna). Ovaj posljednji tip lamina ima oštru d inju plohu s tragovima erozije i unutar lamina slabu gradaciju, a gornja im sj ploha postupno gubi u gornjoj sitnozrnastoj lamini {npr. sitno/mati turbidit1.). Horizontalna laminacija može nastati i postsedimentacijskim likvefakcij-skim procesima u obliku konsolidacijskih ili dijagenetskih lamina (vidi: strukture nastale istiskivanjem vode). Horizontalna laminacija posebno je značajna i česla kod sedimenata talo-ženih iz turbiditnih struja, tj. kod turbiditnih intervala Tb i Td Boumine se kvencije (odjeljak 12.10.2.3. i si. 12-14), a osobito lijepe primjere tanke horizontalne laminacije tipa varvi nalazimo u sarmatu panonskog bazena. Poseban tip horizontalne laminacije ili slojevitosti je rzv. ravna ili »flat" slojevitost {flatbeddin$) koja se odlikuje time da unutar sloja postoje naviše svi međusobni postupni prijelazi od horizontalne, preko subhorizontalne u blago kosu slojevitost. Kritični kut između horizontalnih i kosih lamina nije pri tome strogo određen. KOSA LAMINACIJA ILI KOSA SLOJEVITOST (cross-laminatioii or crots-bfđdm;;) jedna je od najčešćih i najvažnijih seđimentnih tekstura (struktura). Sastoji se, kao što i sam naziv kaže, od lamina koje su unutar pojedinog sloja taložene koso u odnosu na slojnu plohu il i sloj. Svaka od takvih kosih jedinica istog nagiba lamina naziva se SET, a vertikalno grupirani setovi tvore koset. Nagnuti slojevi se obično nazivaju FORESET (foresci). Prema obliku i značajkama kosih lamina razlikuje se: - planama kosa slojevitost i - koritasta kosa slojevitost. PLANARNA KOSA SLOJEVITOST (planar cross-bedding) odlikuje se manje-više ravnim (planarnim) graničnim površinama jedinica koje pripadaju laminama istog nagiba (si. 34). Ako su takve jedinice u horizontalnome presjeku plosnate, pločaste ili tabulame, taj se tip kose slojevitosti naziva TABULARNA KOSA SLOJEVITOST (prilog si. 1).
Slojevitost: vanjska i unutrašnja
37
Slika 3-4. Shematski pnKaz planatne (tabulame) i koritaste kose slojevitosti (iz: Potter & Pettijohn, 1963)
Ako se u profilu paralelnom s nagibom lamina kut lamina prema dolje asimptotski približava nagibu osnovice, tada je to ASIMPTOTSKA KOSA SLOJEVITOST. Tabulama kosa slojevitost javlja se u riječnim, deltnim, plimno-pru-dnim i potplimnim (subtidai) te eolskim okolišima. Posebna odlika tabulame kose slojevitosti jest tzv. KIBLJA KOST KOSA SLOJEVITOST (herring-bone eross-bedding) kod koje smjerovi pada kosih lamina dvaju susjednih setova imaju suprotne smjerove, rj. nagnuti su na suprotne strane. Ovaj tip kose slojevitosti vrlo je čest u plitko morskim sedimentima, obično na plimnim ravnicama (tidal fiat) i plimnim prudovima (lictal bar) gdje jedan set nastaje pri premještanju pijeska strujama plime, a drugi suprotnog nagiba strujama oseke. KORITASTA KOSA SLOJEVITOST ILI LAMINACiJA {trough cross-bedding or lamination) ima granične površine setova kosih lamina svinutog, koritastog ili žl jebaš tog konkavnog oblika (si. 3-4). Ovakav oblik kosih lamina može se zapaziti samo na izdanku s dva okomita presjeka. Na presjeku paralelnom s osima korita koritasta kosa laminadja može imati isti izgled kao i planama kosa slojevitost, a u presjeku okomitu na osi korita dobiva se pravi koritasti oblik kosih lamina {si. 3-4. i 3-11). Unutar sloja redovito se pojavljuje vise setova i kosetova sličnih debljina. S obzirom na debljine pojedinih jedinica kose slojevitosti razlikuju se »kosa slojevitost malih d i menzi ja« {smaU-scak' cross-bedding) s debljinama pojedinih jedinica od nekoliko milimetara do najvi.se 5 cm i »kosa slojevitost velikih dimenzija« {iarge-scale cross-bedding) s debljinama pojedinačnih jedinica više od 5 cm, često i preko 1 do 2 rn (Keineck i Singh, 1973). Kosa slojevitost malih dimenzija obično pripada tipu koritaste kose slojevitosti, ali i planarnom tipu (si. 3-11). Uglavnom nastaje pri kretanju malih strujnih i valnih riplova. Kosa slojevitost velikih dimenzija može biti planama ili koritasta. Nastaje na različite
38
Teksture (strukture) sedimenata i melode njihovih istraživanja
načine, osobito kod migracije megaripluva, pješčanih dina i pješčanih prudova u priobalnim plićacima. Ako pojedine jedinice kose slojevitosti sadrže setove lamina koji su nastali zbog migracije strujnih riplova malih dimen/.ija, fada se takva kosa slojevitost obično naziva »slojevitost malih riplova« (smaU-rippk bedding). Nastaje u uvjetima nižega strujnog režima ako vodene struje na raspolaganju za prenošenje imaju relativno malu količinu nekohezivna sedimenta uz njegovo intenzivno pretaložavanje (Rcineck & Singh, 1973). Posebno je karakteristična za pješčane sedimente plimne zone (intcriidal, foreshore), riječne meandrijske prudove i nasipe. Ako su pojedine jedinice kose slojevitosti sastavljene od setova lamina koje su nastale migracijom strujnih riplova velikih dimenzija ili tzv. megariplova, tada se takva kosa slojevitost naziva »slojevitost megariplova« {megarippk bed-ding). Po obliku je ista kao i slojevitost malih riplova, a od nje se razlikuje po većim dimenzijama. Debljine pojedinih jedinica su veće od 4 cm, a mogu biti i veće od 1 m. Nastaje migracijom velikih strujnih riplova {megacurrent ripples), uglavnom sastavljenih od pijesaka prenošenih visom energijom i brzinom vode od one u kojima nastaje slojevitost malih riplova. Kosa slojevitost ili kosa laminacija važna je dijagnostička tekstu ma odlika kojom se mogu odrediti smjerovi paleotransporta i interpretirati okoliši taloženja i hidrodinamski uvjeti u njima. Pri određivanju smjerova paleotransporta obrađuju se podaci velikog broja mjerenja kose laminacije i slojevitosti, koja se na terenu izvode na očišćenim slojnim površinama i presjecima slojeva koji omogućuju mjerenje elemenata pada i pružanja sloja nosioca i nagiba kosih lamina u njemu. Dobivene se vrijednosti za nagibe slojeva i kosih lamina nanose na Smitov dijagram tako da se ravnina sloja i ravnine kosih lamina prikazuju trasama. Pravci u kojima se te trase sijeku daju na Smitov u dijagramu točke ili polove. Po trasi sloja odbroji se 90° u smjeru relativnog pada kosih lamina i tako dobivena točka predstavlja projekciju smjera paleotransporta u ravnini sloja. Ako je sloj na terenu bio nagnut, što je vrlo čest slučaj, na dijagramu se mora izvesti rotacija sloja u vodoravni položaj da bi se dobio smjer paleotransporta u ravnini u kojoj je sediment bio u okolišu tijekom taloženja. HUMČASTA KOSA SLOJFVITOST {hummocky cross-stratificalion - UCS) specifičan je oblik kose slojevitosti koja se odlikuje valovito humčastim ili brežuljkastim setovima kosih lamina. Kose su lamine usporedne s osnovicom, ali i blago valovite, i to tako da se jedan iznad drugoga izmjenjuju konkavno .i konveksno povijeni oblici. Pri tome humke ili brežuljke čine najviši konveksni dijelovi setova. Humčasta kosa slojevitost nastaje u plitkomorskim šelfnim pijescima ispod osnovice valova za lijepa vremena (5-20 m). U novije doba sve Češće humčastu kosu slojevitost smatraju (Dott i bourgeouis, 1982; Selly, 1988; Tucker i VVright, 1990) bitnom značajkom olujnih sedimenata ili tempestita (storm de-posits, tempestites) te da je karakteristična za facijes grejston vapnenaca taloženih olujnim valovima ispod osnovice valova za lijepa vremena (odjeljak 13.6.1. i 13.7.2).-AUen (1984) smatra da humčasta kosa slojevitost nastaje kod kombiniranih tokova kao produkt valovima generiranih oscilacijskih tokova. Posebna inačica humčaste kose slojevitosti jest »đolinasta kosa slojevitost« (^zvalei/ crossstratificatian - SCS) kod koje su uglavnom očuvani samo konkavni ili dolinasti oblici, dok su konveksni, tj. humčasti ili brežuljkasti, oblici rijetkost jer su erodirani morskim strujama. Nalazi se u plitkomorskim pješčanim i vap-
Slojevitost vanjska i umtlraSiija
39
nenačkim talozima obalnog lica ili potopljenog žala, tj. potplimnoj zoni (si. 12-10), kako je to objašnjeno u odjeljku 13.7.2. Humčasta kosa slojevitost je u sedimentima taloženim olujnim valovima ispod osnovice valova za lijepa vremena (tempestitima) sastavni dio tzv. tempestitne BPHFXM-sekvencijtr koja se sastoji od ovih jedinica: B = Bazalni lag, P = Paralelna laminacija, H - Humčasta kosa slojevitost, F = Fiat laminacija, X = kosa laminacija i M = Madston (Dott i Bourgeouis, 1982). Debljina takve komplemo razvijene sekvencije obično iznosi od 10 do 200 cm, ali kompletna sekvcncija ne mora uvijek biti razvijena več mogu biti razvijene samo PHFX ili HFXM jedinice. KONVOLUCIJA ILI VIJUGAVA SLOJEVITOST {convotute lamination, convolutc bedding) posebni je tip intraformacijske deformacijske slojevitosti ili laminacije koja se odlikuje vijugavim i boranim laminama unutar sloja koji je u konkor-dantnome slijedu s podinskim i krovinskim slojevima (si. 3-5. = prilog si. 2). Konvolucija je općenito najljepše i najčešće razvijena u sitnozrnastim pjesko-vitim i siltoznim sedimentima, posebice u intervalu Te Boumine turbiditne sekvencije. Postanak konvolucije može biti različit. Nastaje kao posljedica hidro-plastičnih deformacija još neočvrsnutih taloga pod utjecajem jakih vodenih struja koje teku iznad takvih taloga (Sanders, 1965). Osim toga, može nastati i u postsedimentacijskoj fazi kao posljedica hidroplasticnih deformacija zbog nagla istiskivanja porne vode (vidi: strukture nastale istiskivanjem vode), pri fluidizaciji i likvefakciji (Lowe, 1975), ali i kao posljedica utiskivanja (Reineck & Singh, 1973) te pri naglu izlasku plinova iz taloga. FLAZERSKA SLOJEVITOST {flaser bcddin$) pojavljuje se u sitnozrnastim pjeskovito-siltoznim i slabo glinovitim sedimentima s valnim ili strujnim riplovima. Odlikuje se tankim nepovezanim i nekontinuiranim lećastim ulošcima gli-novitog taloga unutar udolina pješčanih taloga s riplovima (si. 3-6A). Nastala je tako što se tijekom jačeg strujanja vode pijesak taloži u obliku valnih ili strujnih riplova, a u razdoblju s niskom energijom vode, kada pijesak nije mogao biti pokretan vodom u udolinama riplova taloži se samo mulj (glina i prah). Nakon toga pri ponovnom je povećanju energije vode taložen pijesak u obliku valnih ili strujnih riplova (si. 3-6A). Dakle, unutar kontinuiranih pješčanih slojeva s valnim riplovima nalaze se nekontinuirani ulošci glinovitih ili pelitnih sedimenata. Flazerska slojevitost u zajednici s valovitom slojevitoŠću redovita je značajka pješčano-pelitnih sedimenata talo/enih na plimnim ravnicama. VALOVITA SLOJKVITOSI {wavy bedding) tekstura je genetski slična i povezana s flazerskom slojevitoŠću, a odlikuje se izmjenama proslojaka pješčanih sedimenata s riplovima i proslojaka glinovitih ili pelitnih taloga (si. 3-6B). Za razliku od flazerske slojevitosti glinovUo-pelitni taloži iznad pijesaka koji sadrže valne ili strujne riplove taloženi su u obliku kontinuiranih proslojaka, a pješčani valoviti slojevi međusobno su odvojeni glinovitim ili pelitnim slojem (si. 3-6B). Pijesak s riplovima taložen je u razdoblju jače, a glina i/ili pelit u razdoblju slabije energije vode koje je u odnosu na ono pri stvaranju flazerske slojevitosti trajalo duže. Valovita slojevitost u izmjeni s flazerskom i lećastom slojevitoŠću najčešće nastaje na plimnim ravnicama (tidalflat) i u plimnim okolišima ili intertidalu. Smatraju se važnim i karakterističnim teksturnim odlikama koje upućuju na uvjete i okoliš taloženja na plimnim ravnicama i u plimnim zonama. LLĆASTA ILI LENTIKULARNIA SLOJEVITOST (icnticular beddm^} odlikuje se pojavom pojedinačnih, međusobno bočno i vertikalno nepovezanih leća pješča-
40
teksture (strakluie) sedimenata i metode njihovih islraživania
Slika 3-6. Blok dijagramski prikaz flazerske, valovite i lećaste slojevitosti (iz: Reineck i Singh, 1973): A - FLAZERSKA SLOJEVITOST odlikuje se nekontinuiranim ulošcima mulja ili gline (crno) u udolinama valnih riplova pješčanoga sloja; B - VALOVITA SLOJEVITOST s različitom debljinom pješčanih i muljevitih Mi glinovitih proslojaka; C - LEĆASTA ILI LENTIKULARNA SLOJEVITOST odlikuje se lećama pješčanog sedimenta unutar mulja i!i gline.
nih taloga unutar glinovito-siltužnih taloga (si. 3-6C), Tekstura nastaje u mirnom, plitkovodnom, najčešće potplimnom (subtidal) i plimnom (intertidal), okolišu taloženja te na Čelima marinskih delti (delta front) i čelima malih jezerskih delti. U tim okolišima prevladava taloženje glinovito-siltoznog taloga uz samo povremeni donos pjeskovitog detritusa u kratkotrajnim razdobljima s povišenom energijom vode, tj. jačim strujanjima vode kada se taj pijesak taloži u obliku izoliranih nepovezanih valnih ili strujnih riplova ili leća. Da bi se takvi ri plovi ili leće mogli očuvati, nužno je da se na njih odmah taloži glinov i ti il pelitni sediment. Hazerska, lećasta i valovita slojevitost imaju veliku važnost pri rekonstrukciji i interpretaciji uvjeta i hidrodinamskih značajki u okolišu taloženja. Pos-I tupni prijelazi od flazerske, preko valovite, u lentikuiamu slojevitost upućuju na opadanje energije vode i, obratno, od lentikularne preko valovite u flazersku slojevitost upućuju na postupno pojačanje energije vode. S tim je u svezi i me-' dusobni odnos udjela taloženja pijeska i glinovito-siltoznog detritusa (si. 3-7). ; U nekohezivnim talozima zbog stalne migracije i istodobnog rasta valnih ' ili strujnih riplova prema gore pri djelatnosti struja i valova uz veliki prinos ' materijala, osobito kod valovitih ili jezičasrih strujnih riplova malih dimenzija, može nastati poseban tip valovite laminacije poznat pod nazivom I.AVI1NACIJA
SLn|euitast' vanjska i uiiutiašnia
41
KOSA SLOJEVITOST S FLAZERON obi£ng
Slika 3-7
Klasifikacija flazerske, valovite i lećaste slojevitosti uz shematski prikaz njihove međusobne genetske povezanosti s obzirom na energiju vode i udio taloženja pijeska i mulja ili gline fiz: Reineck i Singh, 1973]
blfurkocijska FLA2ERSKA SLOJEVITOST valovitu volovi to blfurkoclJtUa VALOVITA SLOJEVITOST
K
C
5
2 t
> debelim lećama
o
s plotnatim lećama
1
||
i !
i ploinafim lećama
§1 3
i debelim lecima
SI!
i
UI.AZNJH KIPI OVA (clnnbing-ripple laminatitm). To je interna tekstura (struktura) koja nastaje u nekohezivnim talo/.vma pri migraciji i simultanom rastu ili strujnih ili valnih riplova. Nastaje kontinuiranom i brzom akumulacijom sedimenta na dno na kojemu već postoje riplovi, a koji je bio prenošen suspenzijom i vučenjem. Uzlazni kut (angle vf elimbing) ili kut koji se nalazi na graničnim plohama između setova kosih lamina međusobno odvojenih erozijskom plohom ili gradacijom, jest to veći što je slabiji intenzitet toka. Obično iznosi oko 10 do 60" (Allcn, 1984). Nalazi se samo kod riječnih sedimenata, posebice poplavnih ravnica i riječnih nasipa, te deltnih sedimenata taloženih na čelu delte, a općenito se smatra da ne nastaje na plimnim ravnicama (Reineck & Singh, 1973). HRADACIJSKA SLOJEVITOST (graded bedding) posebna je vrsta horizontalne slojevitosti koja se odlikuje postupnim smanjivanjem veličine zrna od osnovice prema vrhu sloja (si. 3-8). To je tipična tekstura intervala Ta Boumine turbiditne sekvencije (si. 12-14). Granulometrijski raspon gradarijske slojevitosti može biti vrlo velik: od ŠljunkovitokonglomeratiČnib, preko krupnozrnatih i sitnozmatih pješčanih do siltitnih sedimenata. Gradacijska slojevitost obično nastaje kao posljedica taloženja najprije krupnih zrna iz čela turbiditne struje, a potom sve sitnijih zrna koja dolaze iza čela struje (odjeljak 12.10.2.3). Takva sedimentacija posljedica je granulometrijske diferencijacije pri formiranju turbiditne struje ili nekog drugog toka te razlike u brzinama kretanja i taloženja krupnozrnatog i sitno/rnatog detritusa. Gradacija može nastati i pri taloženju i/, suspenzijskih oblaka (suspenzion clouds), pri se-đimentaciji u posljednjoj fazi jakih poplava i plima, pri periodičnim zamulji-vanjima deltnih distribucijskih kanala te pri taloženju vulkanoklastičnog materijala pri erupciji vulkana. Gradirani slojevi obično imaju oštar kontakt sa sedimentima u podini koji redovito sadrže bitno sitnozrnatiji detritus od detritusa gradiranog sloja. Uglav-
42
Teksture (ulrukture) sedimenata i metode njihovih istraživanja
0 * • •_• ■ «*• . • . • . * ». * ' _* • • _
*.%.%
I .:"*:a •■■'■•"■■"•''■" ■ ' * . ■ * ' | •">",-"'.;,:.''|i':-*.,.i:i I '-•'•"'••■•'''■•"»'
Slika 3-9
Dva osnovna tipa gradacijske slojevitosti (iz. Reineck i Singh. 1973): A - gradacija Oez malriksa u donjem knjpno7matomu dijelu sloja i B - gradacija sa sitnozrnatim matnksom u donjemu krupnozmatom dijelu sloja
nom su to pelitni ili sitnozrnati pješčani sedimenti, a gradirani slojevi srednje do knipnozmati pješčani i šljunkoviti taloži. Gradaciju uglavnom nalazimo u turbiditima, fliševima i sedimentima submarinskjh lepeza, u sedimentima ra-ložcnim iz fluidizacijskih tokova, a mjestimice i u plitkovodnim sedimentima te u vulkanoklastičnim stijenama. Debljina pojedinoga gradiranog sloja u tliševima i srednjezrnatim turbiditima (si. 12-13D) može biti od 2 do 3 pa do obično 20 do 50 cm, a u pojedinim slučajevima i više od 1 m. Slojevi s gradacijskom slojevitošću nastali u plitkovodnim okolišima su tanki i obično se unutar plit-kovodnih sedimenata pojavljuju samo sporadično. Gradirani slojevi taloženi na plimnim ravnicama (tidalflat) i na žalima (fore siwre) uglavnom imaju debljinu od nekoliko milimetara do 2 cm. Gradacijska slojevitost kod koje se veličina zrna postupno povećava od osnovice prema vrhu sloja naziva se INVERZNA ili OBRNUTA GRADACIJA. Normalna i obrnuta gradacija uobičajena je tekstura (struktura) u pjeskovitim sedimentima taloženim iz detritnih tokova, a obrnuta gradacija u donjem dijelu slojeva taloženih iz zrnskih tokova (si. 2-1). Postoje dva osnovna tipa gradacijske slojevitosti s obzirom na granulome-trijski sastav detrirusa od kojeg se sastoji gradirani sloj: 1. gradacija bez malriksa u donjemu krupnozmatom dijelu i 2. gradacija sa sitnozrnatim matrik-som u donjemu krupnozmatom dijelu gradiranog sloja. Shematski prikazi dvaju osnovnih tipova gradacijske slojevitosti dani su na si. 3-8. Odlika prvog tipa je da donji dio gradiranog sloja ne sadrži sitnozrnati detritus u međuprostorima krupnih zrna. Smatra se da je taj tip gradacije posljedica taloženja iz struja s postupnim smanjivanjem brzine i sposobnosti prijenosa detritusa. Dragi tip gradacije odlikuje se po tome Što se unutar cijelog gradiranoga sloja nalazi sitnozrnati detritus što je posljedica taloženja iz suspenzije kojom se prenosi detritus svih veličina zrna. Sukcesivno s taloženjem krupnih zrna po njihovoj veličini pri smanjenju brzine struje taloži se i znatna količina sitnozrnatog detrirusa. Većina gradiranih slojeva pripada drugom tipu gradacije, TEKSrUKE (STRUKTURE) NASTALI: ISTISKIVANJEM VODE IZ TALOGA (water escape struetures) postsedimentacijske su strukture nastale u rahlim, nezbijenim i nekonsolidiranim talozima kao rezultat istiskivanja vode iz njih i izravno su povezane s fluidizacijskim i likvefakcijskim tokovima (odjeljak 2.2.2). Voda koja se istiskuje na svojem putu preraspoređuje zrna taloga i tako u njemu stvara novu strukturu. Deformacije mogu biti izravna posljedica kretanja pome vode ili posljedica vodene struje uzrokovane istiskivanjem vode i njome prenošenog sedimenta ili pak posljedica gravitacije koja djeluje na zrna taloga iz kojeg se
Slojevitost: vanjska i unutrašnja
43
je istisnula voda čija je čvrstoća bila znatno smanjena istiskivanjem vode. Istiskivanje vode rezultira konsolidacijom sedimenta i nastajanjem novih struktura među kojima Lowe (1975) razlikuje četiri osnovna tipa: 1. Tijela nastala miješanjem mekanih sedimenata u obliku slojeva i leća kao posljedica unutrašnjeg restrukturiranja tijekom istiskivanja vode. Pri tome slojevi i leće nisu bili znatnije kretani u odnosu na susjedne nepokrenute taloge. Prema naravi hidroplastičnih deformacija tijela nastala miješanjem mekanih slojeva mogu poprimiti odlike vijugave laminacije ili konvolucije, značajke likvi-ficiranih slojeva i džepova ili /djelastih i stupastih struktura (đish and pilhir stnt-ctures) kao posljedice deformacija primarno horizontalne i kose laminacije ili slojevitosti u talogu. 2. Intruzije mekanih sedimenata poznate pod imenom klastične žile (rtastic dikes) ili silovi, koje zadržavaju uglavnom manje-više konkordanrne položaje s primarnim teksturama (strukturama), tj. deformiranim primamim laminama u sedimentu u koji su intrudirali. Za fluidizacijske je intruzije tipična diskor-dancija, a za likvefakcijske intruzije i konkordancija i/ili diskordancija. 3. Povijanja mekanih sedimenata koja su nastala povijanjem i boranjem mekanih primarno laminiranih taloga tako da nastaje vijugava laminacija ili kon-volucija zbog simultanog istiskivanja vode i/ likvifici ranog sedimenta i spuštanja ili urušavanja dijelova krovinskih laminiranih taloga dok su još bili u hidroplastičnom stanju. 4. Konsolidacijske ili dijagenetske lamine nastale kao rezultat potpunog pretaložavanja detritusa pri istiskivanju vode. To su potpuno nove lamine u talogu nastale zbog premještanja zrna i čestica taloga pri istiskivanju vode. U likvificiranom sloju krupnija zrna i teški minerali se koncentriraju u donjem dijelu sloja odvojeno od sitnozrnatog detritusa i od zrna manje gustoće, tj. lak ših zrna. Na taj način tikvefakcijom nastaju lamine pretežno sastavljene od kru pnijih i lamine sastavljene od sitnijih i lakših zrna pri čemu su ove posljednje obogaćene tinjcima i česticama organske tvari zbog čega su obično tamnije boje. Na taj način u osnovici likvefakcijskog sloja nastaju nove lamine kojih nije bilo pri samom taloženju. Ravne konsolidacijske lamine nastale na opisani naćin mogu se razviti u slabo likvifici ranim slojevima poput Tb intervala Bouminih turbidita (odjeljak 12.10.2.3.1. i si. 12-4). Tanke lamine mogu poprimiti konkavni zdjelasli oblik kao rezultat ton jenja nelikvificiranih ili manje likvificiranih di jelova laminiranog taloga (zdjelaste strukture). ZDJELASTE STRUKTURE (dish structitres), odnosno blago konkavni oblici, nastali pri istiskivanju porne vode iz donjih u više dijelove pješčanoga sloja zbog nadslojnog tlaka izazvanog brzim taloženjem pijeska. Naime, istisnuta voda koja struji naviše i probija se kroz lamine sitnoga pijeska ili silta na mjestima proboja lamina zaokreće njihove rubove u smjeru strujanja, tj. na gore. Zbog toga primarno horizontalne lamine dobivaju konkavni ili zdjelasti oblik. Zdjelaste su strukture uobičajene u turbiditima taloženim iz struja velike gustoće (odjeljak 12.10.2.3.2). STUPASTE STRUKTURE (pillur slruclurcs), za razliku od /djelastih struktura, imaju stupasti oblik, a nastaju na sličan način kao zdjelaste strukture. l'JHŠČANK ŽILE ili DAJ KOV I (sand dikes, calmtic dikes) žile su pijeska koje diskordantno i u pravilu subvertikalno presijecaju glinovite i/ili pelitne sedimente iznad sloja pijeska iz kojeg potječu i s kojim su povezane. Nastaju u
44
Teksture (strukluie) sedimenata i metode njihovih istraživanja
mekanim, još hidroplastičnim glinovito-muljevitim talozima iznad sloja dobro sortirana pijeska u čijim se porama i/među dobro zaobljenih zrna nalazila voda. Zbog taloženja novih .slojeva i tako stvorenog nadslojnog tlaka, u sloju pijeska sve više raste hidrostatski tlak jer odvođenje vode iz pijeska sprečavaju nepropusni krovinski glinovito-muljeviti slojevi. Kad voda u jednom trenutku, zbog takvog sve višeg tlaka, probije krovinske sedimente naglo se ubrizga u njih i zajedno sa sobom povuče i znatnu količinu žitkog pijeska koji nakon li-tifikaeije taloga u stijeni zadrži oblik žile.
3.2. Teksturni (strukturni) oblici na gornjim slojnim površinama Na gornjim slojnim površinama najvažniji i i najčešći teksturni (strukturni) oblici jesu: pukotine isušivanja, tragovi kišnih kapi i riplovi ili »ripple marks«. PUKOTINE ISUŠIVANJA ILI DKSIKACIJSKE PUKOTINE (desiccation cracks, mud cracks) pojavljuju se na gornjim slojnim plohama glinovtih, silroznih, muljevitih, glinovito-pjeskovitih sedimenata, ali i muljevitih ili mikritnih vapnenaca i ranodijagenetskih dolomita. Desikacijske pukotine nastaju pri isušivanju taloga stezanjem nevezanih ili slabo koherentnih muljevitih taloga nakon otjecanja ili isparavanja vode. Oblik i veličina ovise im o mineralnom i granulometrijskom sastavu, kao i o intenzitetu isušivanja te debljini i homogenosti taloga. U poprečnome presjeku u pravilu pokazuju Voblik, a na površini sloja raspoređene su u više ili manje pravilnim poligonalnim oblicima (si. 9-33 = prilog si. 20). Kod litificiranih sedimenata, dakle, u stijenama, redovito su ispunjene sedimentom krovinskoga sloja (si. 3-9). Ograničene su na subaerske uvjete u kontinentalnim okolišima, osobito aluvijalnih poplavnih ravnica i isušenih lokava, te \ plimne ili interlidalne i natplimne ili supratidalne okoliše u kojima se voda brzo gubi iz taloga. Posebno lijepe primjere pukotina isušivanja nalazimo u natplim-nim ranodijagenetskim dolomitima donjeg lijasa u Lici (si. 9-33 = prilog si. 20), vapnencima taloženim u ciklusima oplićavanja naviše u otrivu u okolici Poreča (Tišljar et al., 1991), mikritnim vapnencima gornjeg titona Istre (»desiccation cveles« : Tišljar et al., 1983) i u ranodijagenetskim dolomitima u berijasu zapadna Istre, kako to prikazuje si. 9-34. = prilog si. 21 (Tišljar, 1976). Nakon što su u talogu nastale pukotine isušivanja, isušeni se talog maj-nje-više litificira i može biti razoren u pločaste i klinaste fragmente djelatnošću plimnih struja. Pri ponovnom preplavljivanju (npr. strujama plime na intertidali takvi se fragmenti pomaknu s mjesta i akumuliraju s novim rasporedom na' istome sloju pa nakon cementacije nastaje tanji proslojak, koji se naziva DES1-KACIJSKA BREČA. Ako je strujanje vode jače, takvi se fragmenti mogu zaobliti. pa tvore konglomerat. U intertidalnim vapnencima i ranodijagenetskim dolo-', mitima pločasti komadi nastali razaranjem gornjeg dijela sloja s pukotinama i isušivanja mogu pri prijenosu plimnim strujama biti lagano pokretani samo u i jednome smjeru i poredani tako da su svi nagnuti na istu stranu. To je onda »breča s klinastim fragmentima«, tj. »edgevvise breceia«.
Teksturm {struklurml oblici na gornjim sloj mm površinama
Slika 3-9
Shematski prikaz pukotina isušivanja (desikacijskih pukotina) na gornjoj sloinoj plohi mulja ispunjenih materijalom krovinskog pješčanog sloja
45
i i«
TRAGOVI KIŠNIH KAIJ1 nastaju pri padanju krupnih kapljica kiše na mekane plinovite, glinovito-siltozne i glinovito-pjeskovite, rjeđe i karbonatne mu-Ijeve, koji se nala/e iznad razine vode. Fosilno se dobro mogu očuvati samo ako nakon nastanka udubine u mulju udarom kišne? kapi na takav mulj počinje polagano taloženje novog sedimenta a da pri tome nije došlo do erozije ili razaranja površine taloga na kojem se nalaze tragovi kišnih kapi. Tragovi su kišnih kapi odlični pokazatelji okoliša i uvjeta taloženja jer se pojavljuju samo u kontinentalnim okolišima ili na muljevitu sttpratidalu. RIPLOVI fLI »R1PPL1! MARKS- sustavi su grebena i dolina poput površine slabo valovita mora, na gornjim slojnim površinama pješčanih, klastičnih i va-pnenačkih slojeva (si- 310. i 3-12. i prilog si. 24). Pojavljuju se u skupinama i uvijek na velikim površinama. Nastali su premještanjem nevezanog, uglavnom pjeskovitog sedimenta vodenim strujama. Pri njihovu istraživanju i opisivanju pozornost se obvezno mora obratiti visinama ili ampitudama riplova, dužinama i indeksima riplova (si. 3-10), te njihovoj morfologiji (simetrični, asimetrični, transverzalni i si). Ti elementi, naime, daju vrlo važne podatke o uvjetima i okolišima taloženja, posebice o energiji i načinu strujanja vode. Visina iJj amplituda ripla (A na si, 3-11!) najveći je vertikalni razmak između kreste ripla i dna njegova korita, a dužina ripla {ripple length) horizontalni je razmak (L na si. 3-10) postavljen okomito na uzdužnu os kreste ripla između najniže točke dna korita ripla na zaklonjenoj strani ili zavjetrini (lee side) i najniže točke dna korita na udarnoj strani ripla (stoss side). Indeks ripla (vertical fonn imiex; ripple inđex) odnos je dužine i visine ripla, tj. L,A (si. 3-10). Među riplovima ili rippple marksu razlikuju se prema načinu postanka »valni riplovi" i »strujni riplovi«. VALNI KIPI .OVI (zoiive-rippk marks - Reineck et al., 1971) uobičajeni su naziv za »simetrične riplovi-« (s\jmnu>lrical ripph'-marks - Kindle, 1917), odnosno sinonim /a »oscilacijske riplove« (oacillaHon-ripplt-s - Bucher, 1919). Taj tip riplova ili rippie marksa u pravilu nastaje iznad osnovice valova (wave base) zbog preSMJER STRUJE
Slika 3-10. Asimetrični riplovi s nazivima morfoloških oblika i načinom mjerenja indeksa riplova
K B EST A | AiAMFLITUDA
ZAVJETRINA
INDEKS VALA=i
46
Teksture (strukture) sedimenata i metode njihovih islrajivania
mještanja pijeska oscilacijskim kretanjem vode, tj. stalnim kretanjem vode amo--tamo kao npr. pri valovima. Otuda i naziv takvim riplovima: valni riplovi ili oscilacijski riplovi. Za razliku od strujnih riplova, valni riplovi na površini sloja imaju pravilne oblike, dugačke, paralelne, ravne do vrlo slabo svinute kreste. U poprečnome presjeku kreste im imaju oštar ili dobro zaobljen oblik, a korita ili udoline ripla variraju od blago i jednolično savijenih do prilično ravnih oblika (Allen, 1984). Dužine tog tipa riplova variraju od 0,1 do 2 m i u pravilu su veće što je sediment krupnijega zrna, a indeksi imaju red veličine između 3 i 8, što je bitno manje negoli kod strujnih riplova. S obzirom na simetriju kresta, valni riplovi mogu biti simetrični i asimetrični. Simetrični valni riplovi imaju simetričan oblik kresta. Zaobljenost je kresti posljedica prerađivanja riplova za vrijeme procesa povlačenja vode ili izronjavanja. Simetrični valni riplovi pokazuju jasnu unutrašnju strukturu karakteriziranu trakastim laminama koje su naslagane jedne na druge. Nagnute su simetrično na jednu i drugu stranu ripla, uz napomenu da na kresti imaju konveksni, a u koritu ili u udolini konkavni položaj. Međutim, većina valnih riplova nastalih u priobalnim plićacima (nearshore zone) pokazuje internu strukturu s laminama nagnutima samo na jednu stranu (Newton, 1968). Dužine simetričnih valnih riplova variraju od 0,9 do 200 cm, amplitude od 0,3 do 23, a indeksi vala od 4 do 13, s prevladavanjem vrijednosti između 6 i 7. Asimetrični valni riplovi pokazuju mnogo sličnosti sa strujnim riplovima ravnih kresti. Interna struktura normalnih asimetričnih valnih riplova jednaka je onoj kod strujnih riplova i sastoji se od jednog donjeg seta lamina i nekoliko setova kosih lamina na udarnoj strani ripla. Duzine asimetričnih valnih riplova variraju između 1,5 i 100 cm, visine od 0,3 do 20 cm, a indeksi vala od 5 do 16, uz prevladavanje vrijednosti između 6 i 8 (Reineck & Singh, 1973). Valni se riplovi nalaze u različitim recentnim i fosilnim okolišima taloženja: najčešći su na plimnim ravnicama (lidal flat), prednjem žalu (foreshore) ili plim-noj zoni (intertidal) te jezerskim plažama, česti su u lagunama, potopljenom žalu (shoreface) ili potplimnoj zoni (subtidal) i jezerima, a rjeđe se nalaze na muljevitom i pješčanom šelfu, morskim humcima (seamounds) i riječnim okolišima. STRUJNI RIPLOVI (current ripples) riplovi su koji nastaju pri premještanju pijeska jednosmjernim vodenim strujama ili tokovima, tj. strujama koje se duže kreću samo u jednom smjeru, kao npr. kod plima. Odlikuju se poprečnom orijentacijom dužih osi na smjer struje ili toka, s pravilno raspoređenim krestama i koritima. Prema dimenzijama i morfologiji podijeljeni su u četiri skupine (Reineck & Singh, 1973): 1. Mali strujni riplovi (small-current ripples) malene su asimetrične valovi-tosti na površini sloja s dužinama vala do 30 cm (do 60 cm - Allen, 1963). Nastaju u muljevitim i sitnozrnastim pješčanim i vapnenačkim sedimentima, a ne nastaju u pijescima čija je srednja veličina zrna Md > 0,060 mm. Amplituda im vala varira između 0,3 i 6 cm, a indeks je vala uvijek veći od 5, pretežno reda veličine od 8 do 15. S obzirom na oblik kreste razlikuju se strujni riplovi s ravnim, valovitim ili undulatornim (si. 3-11), jezičastim (lingoid small ripples) i romboidnim krestama. Mali se strujni riplovi vrlo često nalaze u riječnim okolišima, na plimnim ravnicama (si. 3-12- = prilog si. 24) te u plimnim kanalima i rukavcima (tidal channel and inlel), česti su na jezerskim plažama, u gornjem dijelu potopljenog žala, na stražnjem i prednjem žalu (backshore, foreshore), pješčanom šelfu, na
TekstuTni (sinAturmj Mllei na gornjim si oj n im pcur&nama
47
Slika 3-11. Valoviti riplovi malih dimenziia [untjulatory small ripples) genetski povezani s kosom slojevitošću koja je nastala migracijom malih riplova. Jedinice kose slojevitosti na prednjoj sirani presjeka pokazuju jasni oblik koritaste kose slojevitosti. Strelica označava smjer struje (iz. Reineck i Singh 1973).
morskim humcima, u dubokom moru i u turbiditima. Malokad ih nalazimo u jezerskim okolišima, lagunama, donjem dijelu potopljenog žala, u prijelaznoj /.oni i na kontinentalnim padinama. 2. Strujni megariplovi {inegacurrent ripples) imaju dužine od 30 cm (ili 60 cm) do 30 m. Nastaju pri relativno višoj energiji u odnosu na onu malih strujnih riplova. Amplituda ripla varira im između 6 cm i 1,5 m, a indeks im je općenito manji od 15. Mogu nastati pri migraciji pijesaka čije su srednje veličine zrna Md > 0,6 mm. I'oka/uju povećanje dužine i amplitude ripla s porastom unu-tarslojnog stresa te porast vrijednosti indeksa s povećanjem veličine ripla. Po obliku kreste postoje isti tipovi strujnih mega kan i malih riplova. Najčešće ih nalazimo u riječnim okolišima, pfimnim kanalima i rukavcima, a cesti su na plimnim ravnicama, na stražnjem i prednjem žalu, u gornjem dijelu potopljenog žala i na pješčanom šelfu. Malokad se pojavljuju u turbiditima. -3. Orijaški strujni riplovi (giant-currmt ripples) strujni sti riplovi s dužinama više ud 30 m, u pojedinim slučajevima i do 1000 m. Cesto se nalaze iznad me-gariplova. Amplitude im imaju vrijednosti od 1,5 do 15 m, a indeksi obično iznad 30, sporadično i do 100. Indeks ima tendenciju porasta s porastom dužine ripla. S obzirom na oblik kreste, obično pripadaju tipu riplova s ravnim kres-tama, ali se nalaze i orijaški strujni riplovi s valovitim i bifurkacijskim kres-tama. S obzirom na simetriju mogu bi l i i simetrični i asimetrični. Poznati su samo u relativno dubljim okolišima plitkih mora i velikih rijeka. 4. Antidine {antiduua,) tragovi su riplovima sličnih slojeva koji nastaju kod tokova slobodnih površina (frec-aur/nce floiv) u ili blizu superkritićnog stanja, tj. u uvjetima vrlo snažnih tokova. Imaju vrlo blage padine i odlikuju se niskim reljefom i manje-više simetričnim oblikom. Dužina L antidina varira od 1 cm do 6 m, a amplituda ud I mm do 45 em. Nalaze se uglavnom samo na stražnjem i prednjem žalu, znatno rjeđe na plimnim ravnicama, jezerskim plažama i u riječnim okolišima te u turbiditima.
48
Teksture (strukture) sedimenata i metode njUiovili islraiivan|a
Asimetrični su riplovj dobri pokazatelji smjerova transporta jer se strmije (kraće) padine ripla uvijek nalaze na zaklonjenoj strani ripla (zavjetrina na si. 3-10), tj. padaju u smjeru prijenosa zrna, dakle, strujanja kako to pokazuje slika 3-11. U plitkovodnim okolišima u kojima postoje i jednosmjerne struje (plime) i oscilirajuće struje (valovi) mogu nastati riplovi koji su kombinacija strujnih i valnih riplova. Među njima obično se razlikuju dva tipa: 1. Uzdužni kombinirani strujno-valni riplovi ijongitudimi! combineđ currentfmave ripptes) longitudinalni su riplovi s ravnim krestama koje obično nastaju razdvajanjem ili bifurkacijom. Pri stvaranju riplova kreste se premještaju usporedo, sa strujom, a progradacija valova je okomita na smjer strujanja. Nalaze se u kohezivnim talozima na prilično muljevitu dnu i smatra se da uglavnom pripadaju erozijskim oblicima. No, korita ili udoline gotovo da im i nisu bila stvarana, već samo kreste. Dužina toga tipa riplova varira od 2,5 do 5 cm. Mogu biti simetrični ili asimetrični. Unutrašnja im se struktura odlikuje đis-kordantnim oblikom. 2. Poprečni kombinirani strujno-valni riplovi (tmnsverse combineđ cur-rent/zvave ripples) imaju smjer gibanja riplova usporedan sa smjerom struje, a kreste se riplova premještaju poprečno na smjer struje. Kreste su im obično zaobljene, asimetrična oblika, unutrašnja struktura konkordantnog i diskorđan-tnog oblika. FOI.SKI RIPI.OVI II.I RIPLOVI NASTALI VJETROM (wind ripples) nastaju djelatnošću vjetra na nekohezivne materijale tako da vjetar pokreće zrna sattaci-jom, a ona veća i vučenjem. Ako vjetar nosi pretežno pješčani materijal, nastaju eolski pješčani riplovi, a ako se riplovi sastoje od zrna dimenzija krupnog pijeska i sitnoga Šljunka ili t/v. granula (1-3 mm), tada su to eolski zrnski riplovi. KOLSKI PJEŠČANI RIPLOVI {wind sand ripples) imaju ravne, dugačke, međusobno paralelne kroste s dobro razvijenim ravnim djelomično i bifurkacij-skim krestama. Asimetričnog su tipa visokog indeksa, uglavnom od 10 do 70, s visinom riplova od 0,5 do 1 cm. Odlikuju se koso laminiranom unutrašnjom strukturom, malokad s nekoliko setova lamina. Krupnozrnati pijesak koncentriran im je pri vrhu kresti. KOLSKI ZRNSKI RIPLOVI (wind granule ripples) nastaju kao lag-sedimenti, tj. sedimenti preostali nakon vjetrom odnesenog materijala sitnijeg zrna (praha i sitnog do srednjeg pijeska). U odnosu na eolske pješčane rjplove imaju bitno nepravilniju morfologiju. Oblik im je kresta ravan sa šiljastim vrhom. DuŽinJi L može im biti od 25 cm do 20 m, amplituda 2,5 do 60 cm, a indeks između 12 i 20. Asimetričnog su tipa s kosim laminama u suprotnome smjeru. Kreste su im obogaćene s krupnozrnatijim materijalom. I O morfološkim oblicima nastalim djelovanjem vjetra u pustinjama iscrpnij« se govori u pogl. 12.4-
Tekstu MU oblici na danjim slojnim površinama
49
3.3. Teksturni oblici na donjim slojnim površinama Na donjim slojnim površinama nalazi se mnogo vrsta i oblika anorganskih vanjskih ili eksternih tekstura značajnih za određivanja geopetalnih karakteristika sloja, hiđrodinamskih uvjeta pri taloženju, kao i rekonstrukciju pravca i/ili smjera paleotransporta. Najizrazitije su ti tekst umi oblici razvijeni u sedimentima taloženim iz turbiditnih struja, odnosno u turbiditima (v. odjeljak 2.2.2. i 12.10.1.3). S obzirom na postanak mogu se podijeliti u dvije genetske skupine; 1. tragove nastale erozijskim djelovanjem same rurbiditne struje ili drugoga vrtložnog toka i 2. tragove nastale erozijskim djelovanjem različitih predmeta koje je struja nosila, odnosno tragove kretanja predmeta po dnu. Među tragovima erozije najčešći su ovi: tragovi tečenja i zaprečavanja tečenja, tragovi vrdoženja, uzdužne brazde deranja, erozijski kanali, tragovi kanala, »strukture deranja i ispunjavanja« i »gutter casts-strukture«, a među tragovima kretanja predmeta po dnu: tragovi vučenjr, tragovi zadiranja, tragovi usjecanja, tragovi kotrljanja i tragovi otiranja. TRAGOV1TEČFNJA (/IHte aists) je/ičasta su izbocenja na donjim slojnim plohama kod kojih su prednji (ulazni) krajevi uski, a zadnji (izlazni) krajevi široki i postupno se gube na slojnoj plohi (si. 3-13. i 3-14). Dužina im obično varira između 5 i 10 cm, a ponegdje i do 1 m. Na prednjem, uskom dijelu ispupčcniji su nego na zadnjem, širokom dijelu, po čemu se lako može odredili smjer paleotransporta pa oni pripadaju skupini polarnih oblika. Po obliku oni mogu biti jezičasti, vretenasti, svrdlasti, trokutasti ili potkovičasti. Na donjim slojnim plohama nalaze se ili pojedinačno ili u više-manjc pravilno raspoređenim skupinama. Nastaju ispunjavanjem udubljenja na muljevitom dnu koja je na svom početku kretanja stvorila turbiditna struja ili neki vrtložni tok dok još ima veliku ero/ijsku snagu i turbulenciju. S obzirom na to da je erozija muljevitoga dna turbulentnim kretanjem struje ili toka na ulaznom dijelu jača, na prednjem če dijelu nastati veće udubljenje nego na stražnjem dijelu. Nakon ispunjavanja
Slika 3-13 Tragovi tečenja [tlute casts -Potter & Pettiiohn, 1963)
50
Teksture (strukture) sedimenata i metode nj i lim i li islrairaanja
udubi jenja pješčanim sedimentom i njegovom I i ti ft ka čijom na donjoj slojnoj plohi pješčenjaka koji se taložio na takvo muljevito dno ostati če veća izbočina od one na izlaznom dijelu erozijom nastalog i pješčanim sedimentom ispunjenog udubljenja. TRAGOVI VRTLOŽi'NJA (vorti:x cnsis) spiralna su izboćenja na donjoj slojnoj plohi pješčenjaka, od kojih svako pojedinačno ima oblike slične završnome spiralnom kraju puževe kućice. To su pozitivi tragova udubljenja nastalih pri eroziji muljevitoga dna turbulen trtom - vrtložnom strujom ili tokom koja su odmah nakon toga kao kalupi bila ispunjena pjeskovitim sedimentom novog sloja. Li ti fi ka čijom tog pjeskovitog sedimenta spiralni oblici udubljenja ostaju na donjoj slojnoj plohi pješčenjaka očuvani kao izbočine, tj. pozitivi spiralnih udubljenja na dnu. Dimenzije su im, kao i oblici, ra/ličiti. Debljina, odnosno visina izboćenja, im uglavnom varira od 1 do 3 cm a promjeri od 6 do 20 cm. Dobri su oblici za određivanje smjerova paleotransporta i za rekonstrukciju hi-drodinamskih uvjeta u okolištu taloženja. UZDUŽNE UKAZUfi DERANJA (longitudinai scours - Coliinson & Thompson, 1982) sustavi su blisko postavljenih kontinuiranih hrptova - uzdužnih i/boče-nja - na donjoj slojnoj plohi nastalih ispunjavanjem brazdi usječenih na muljevitom dnu zbog deranja dna istosmjernim strujama. Hrptovi imaju oblik asimetričnih i/boČina koje obično sadrže nizove malih tragova tečenja (si. 3-14). Hrptovi su u pravilu širi od širine žljebova (brazdi) smještenih između hrptova. Brazde nastaju pri jednosmjernom kretanju suspenzije po muljevitom dnu uz strujne trake koje imaju suprotnu svrdlastu rotaciju. Naime, na gornjoj slojnoj
Slika 3-14
Tragovi tečenja kombinirani s tragovima L2dužnih brazdi deranja Donja slojna površina pješčenjaka. Eocenski fliš, Tugare, Poljica - Središnja Dalmacija. Šiljak olovke (dolje lijevo) pokazuje smjer struje
TeKstujni oblici na đonim stolno ptm sparna
51
plohi muljevitog sedimenta to je niz gusto poredanih žljebova orijentiranih dužom osi paralelno sa strujom. Smatra se da je njihov postanak uzrokovan istosmjernim tokovima fluida ili suspenzije u obliku cjevastih ili trakastih tokova poredanih usporedo s kretanjem struje pri čemu strujnice u susjednom toku imaju suprotan smjer svrdlaste rotacije i svaka od njih deranjem dna dubi po jedan žlijeb (Džulvnski & VValton, 1965). Strujama veće brzine nastaju paralelne i ravne i brazde ili žlijebovi, a strujama male brzine stvaraju se spojeni hrptovi koji se u smjeru toka međusobno stapaju jedni u druge s prilično velikim kutovima konvergencije. Uzdužne se brazde deranja dna obično pojavljuju na većim površinama donjih slojnih ploha pješčenjaka same ili kombinirane s tragovima tečenja (si. 3-14). Pravac toka je paralelan s dužom osi brazdi, a. smjer se može odrediti u slučaju kombinacije s tragovima tečenja kao i kod tragova tečenja (si. 3-14). TRAGOVI /APRKČAVANJA TFČENJA (crescent casts) su polkovaste ili poluelipsaste ubočine na donjoj slojnoj plohi koje u središtu i/bočine imaju uđu-bljenje kao negativ kalupa nekog predmeta oko kojeg je struja erodirala muljeviti talog. Nastaju taloženjem pijeska na muljevito dno na kome je oko nekog predmeta, obično valutice ili školjke, zbog razdvajanja turbiditne struje došlo do erozije muljevitog taloga ispred i oko tog predmeta. Nakon taloženja pijeska ispunjava se pjeskovitim sedimentom poput kalupa takvo udubljenje nastalo erozijom, a litirikacijom pješčanog sloja to će udubljenje ostati kao izbočina, a valutica ili školjka kao uđiibljenje, na donjoj slojnoj plohi. U kombinaciji s drugim teksturama važni su za određivanje smjerova paleotransporta. HROZIJSK! KANALI (erosional chatinel) su erozijski oblici nastali odnošenjem sedimenta iz dijela jednog ili više slojeva s dna strujama i tokovima dalje u bazen. Pri tome takvi erozijski oblici mogu kraće ili duže vrijeme ostati neispunjeni novim sedimentom. Širina im je od nekoliko decimetara do više desetaka metara, dužina od više decimetara do stotine metara, a dubina erozije od nekoliko centimetara do nekoliko metara (si. 3-15. i 3-16 - prilog si. 4). Najčešće nastaju erozijom glinovitog ili laporovitog dna i ispunjavanjem tako stvorenog kanala pjeskovitim ili šljunkovitim detritusom. Način ispunjavanja kanala i interne teksture u sedimentima ispune ovise o hidrodinamskim značajkama struja ili tokova i o granulometrijskom sastavu detritusa. Erozijski su kanali dobri nepolarni oblici za određivanja pravca paleotransporta i interpretaciju mehanizma i načina taloženja. TRAGOVI KANALA (chttnin'l cnsts) male su linearne izdužene izbočine na donjoj slojnoj površini pješčenjaka ili konglomerata koje su nastale ispunjavanjem udubljmja sličnih kanalima odmah, u jednom naletu, materijalom iz iste struje koja je stvorila uđubljenja na glinovitom ili muljevitom dnu. Takvi ili slični oblici poznati su još i pod na/ivima »strukture deranja i ispunjavanja« (scour &/UI struetures), »tragovi deranja« (scour marks) ili »deranje i ispunjavanje« (sec-
Slika 3-15. Shematski prikaz erozijskog kanala nastalcii ispunjavanjem kanala koji je erozijom usječen kioz tri sloja lapora i dva slo|a pi| eska
52
Teksture (slruklure) sedimenata i metode njihovih r&traiivaji|Ei
ur-and-fili). Nastaju kao rezultat lokalnih cro/ija (deranja) dna strujama i odmah ispunjavanja nastalog udubljenja novim sedimentom iz iste struje. HKOZIJSKI ŽLJliHOVI ili »CUTTtiK CASTS« strukture su međusobno izolirani ili granasti izđužoni hrptovi u poprečnom presjeku oblika slova U ili V u donjem dijelu krovinskog sloja ili na kontaktu donjeg sitno/rnatog (muljevitog) i gornjeg krupnozrnatijeg (siltoznog ili pješčanog) sloja. Nastaju ispunjavanjem žljebova i žljebastih udubljenja pješčano-siltoznim talogom koja su stvorena erozijom muljevita dna strujom koja nosi detritus, odnosno ispunjavanjem longitudinalnih žljebova na površini nevezanih sedimenata koji sadrže "longitudinalne hrptove i žljebovc« (longituđina! ridges and furroivs) kao posljedice utjecanja vode s plimne ravnice. Obično nastaju na muljevitim plimnim ravnicama (Allen, 1984), ali mogu nastati i u potplimnim okolišima i ispod osnovice valova za lijepa vremena u olujnim sedimentima - tempestitrma - (Tucker & VVright, 1990). TRAGOVI VUČENJA {Croove marka) tanke su i dugačke linearne i/bočine na donjoj slojnoj površini (3-17). Dužina im je od nekoliko decimetara do nekoliko metara, širina od desetine milimetra do više centimetara, a visina nekoliko milimetara. Ponegdje postupno prelaze u PERASTE TRAGOVE VUČr.NJA (si. 3-17). Obično se pojavljuju u skupinama s međusobno paralelno poredanim linearnim Lzbočenjima. Nastaju ispunjavanjem pijeskom i/ili siltom udubljenja na glino-
i
Slika 3-17. Tragovi vučenja i perasti tragovi vučenja na donjoj slojnoj plohi i
pješčenjaka iz badenskih turbidita, Borovački potok, jugozapadno pobrđe Psunja. Šiljak olovke pokazuje smjer struje
Teksturni oblici na donjim slojnira površinama
53
vitu dnu koja su i/dubili oštri predmeti što ih je vukla struja tako da na pje-ščenjačkoj ili siltitnoj donjoj slojnoj plohi ostaju izbočine u obliku pozitiva kojima su udubljenja na dnu bila kalupi. Dobri su teksturni oblici za određivanje pravca paleotransporta. Ako su posrijedi perasti tragovi vučenja, tada se može odrediti i smjer paleotransporta (si. 3-17). TRAGOVI ZADIRANJA ijprod casts) kratka su i uska, asimetrična ispupčenja na donjoj slojnoj plohi pješčenjačkog sloja. Ulazni je kraj tanak i postupan, a izlazni širok s oštrim završetkom, jakim ispupčenjem i polukružnim ili trokutastim rubom. Dimenzije su im male; obično nisu duži od nekoliko milimetara do nekoliko centimetara, te visoki i široki nekoliko milimetara. Pojavljuju se u skupinama, nerijetko s različitom međusobnom orijentacijom. Nastaju ispunjavanjem udubljenja u muljevitu dnu, koja je zadiranjem ostavio neki predmet nošen strujom ili tokom prigodom povremenog zadiranja u dno. Na donjoj slojnoj plohi pješčenjaka taloženog na takvo dno to su ispupčenja - pozitivi - kojima je udubljenje na dnu bilo kalup. To su dnekcijske polarne teksture koje određuju smjer paleotransporta po orijentaciji svoje deblje i šire prednje strane. TRAGOVI USJECANJA (bounce marks) kratka su polulećasta linearna ispupčenja na donjim slojnim plohama, obično s nešto debljim izlaznim krajem. Nastali su ispunjavanjem manjc-više simetričnih udubljenja na muljevitu dnu koje je povremenim dodirivanjem na njemu usjekao ieki predmet nošen tokom (Džulinskv & Walton, 1965). Materijal koji ispunjala takva udubljenja, koja pri tome imaju ulogu kalupa, obično je sitro/rnati dti krupnozrnati pijesak. Tek-
Slika 3-18. Tragovi utiskivanja na donjoj slojnoj plohi pješčenjaka iz badenskih turbidita, Borovački potok, jugozapadno pobrđe Psunja
54
Tek&luie (strukture) sedimenala L metode njihmih istraživala
štura je direkcijska nepolarna jer je njome moguće odrediti samo pravac, a ne i smjer paleotransporta. TRAGOVI KOTRLJANJA {skip marks) i TRAGOVI OTIRANJA (brush casts) rjeđi su izbočeni oblici na donjim slojnim plohama. Sličnog su postanka kao i tragovi usjecanja. Tragovi kotrljanja nastaju ispunjavanjem udubljenja - kalupa - stvorenih na glinovitu dnu koja neki predmet nošen turbiditnom strujom ili drugim tokom pri kotrljanju po glinovitu dnu, u/ povremeno odskakivanje od dna, usjeca u dno, a tragovi otiranja ispunjavanjem udubljenja stvorenih kada neki predmet lagano i samo povremeno dodirne gliniivito dno i nastavi se strujom dalje kretati iznad dna. Nakon litifikacije krovinskoga sloja na njegovoj donjoj slojnoj plohi ostaju pozitivi tih udubljenja u obliku odgovarajućih ispupčenja. TRAGOVI UTISKIVANJA (load casts) grudasta su i kvrgava, neravna ispupčenja na donjim slojnim plohama pješčenjaka nastala zbog nejednolična utiskivanja dijelova gomjeg, pjeskovitog djelomično očvrsnutoga sedimenta u vodom natopljeni, mekani glinoviti ili muljeviti sloj (si. 3-18). GLINENI JEZIČCI ILI STKUKTUKE OBRNUTOG UTISKIVANJA (flame struclurei) strukture su genetski povezane s tragovima utiskivanja. Pojavljuju se na donjim slojnim plohama pješčenjaka koji u podini imaju izravan kontakt s gli-novitim slojem. Na istoj slojnoj plohi obično se pojavaljuje više takvih pojedinačnih oblika u pravilu povijenih ili orijentiranih u istome smjeru (si. 3-19), tj. u smjeru struje koja je prenosila pješčani detritus po dnu. Struktura nastaje uštrcavanjem rmiljevitog taloga iz podine u hidroplastični pijesak u krovini pri njegovoj brzoj akumulaciji na muljevitom talogu. Pri tome se i pijesak utiskuje u podinski muljeviti talog. LOPTASTE I JASTUČASTE ili ball-and-piSlow strukture pripadaju skupini struktura utiskivanja. Odlikuju se pojavom loptastih ili jasručastih pješčanih tijela u muljevitom sloju. Nastaju tako da pješčani sloj pri utiskivanju u podinski muljeviti sloj bude raskinut u više jastučastih manje-više elipsoidnih tijela promjera od nekoliko centimetara do nekoliko metara. Te su strukture utiskivanja u pravilu bolje razvijene u donjem dijelu pješčanog sloja, a podinski muljeviti sloj obično je deformiran tako da obavija pješčane loptaste i jastučaste oblike (Reineck & Singh, 1973). Smatra se da strukture »ba 11 -and-piliow« nisu ograničene na strogo određene okoliše taloženja jer se nalaze i u plitkomorskim (plimnim) i dubokomorskim (turbiditnim) sedimentima.
Slika 3-19. Teksture glinenih jezičaka {tlame struetures Potter & Pettijohn, 1963)
leksturm OWICI nasipi poiftoflnirn kli?arijern i razaranjem slojeva
55
Mogu nastati pri sezmičkim udarima, tj. potresima, zbog potresanja taloga koje uzrokuje utiskivanje gornjeg pješčanog u donji vodom zasićeni sediment. Na taj način nastale strukture »ball-and-pilk>w« neki autori nazivaju »seizmiti«.
3.4. Teksturni oblici nastali podvodnim klizanjem i razaranjem slojeva Zbog povećanja kuta nagiba dna sediment arijskog bazena, do kojeg dolazi pri vertikalnim tektonskim pokretima, ili zbog tsunama (= vodenih valova nastalih potresima) još nevezani ili poluplastićni sedimenti mogu podvodnim klizanjima poprimiti posebne teksturne oblike. Na osnovi Uh oblika podvodna klizanja i sinsedimentacijske deformacije ostaju nakon litifikacije sedimenata trajni geološki dokazi sinsedimentacijske tektonske aktivnosti ili potresa. Za razliku od postseđimentacijskih tektonskih deformacija i boranja teksture nastale podvodnim klizanjem još neočvrsnutih ili poluočvisnutih sedimenata imaju u podini i krovini konkordantan slijed slojeva. Gornja granica deformiranih slojeva uvijek je oštra i na deformiranu sloju konkordantno slijede krovinski mladi slojevi, što jasno upućuje na to da je deformacija nastupila prije nego Sto je počelo taloženje krovinskoga sloja. Najčešća su podvodna klizanja siltita, pješčenjaka i vapnenaca po slojevima pelitnih i glinovitih sedimenata. Oblici i teksturne značajke nastalih deformacija ovise o stupnju litifikacije taloga koji klizi, njegovu granulometrijskom sastavu, pctrografskorrt tipu i konsolidaciji stijene u podini te intenzitetu i brzini promjene kuta nagiba padine ili dna bazena. Promjena kuta nagiba dna ili padine bazena nastaje pri tektonskim pokretima, osobito zbog ronjenja dna bazena i/ili dizanja obale i kopna, ali i pri plikativnim pokretima. Najvažniji i najpoznatiji teksturni oblici nastali smsedimentacijskim klizanjima sedimenata jesu slamp i olistostroma. - »SLAMP-THKSTURA ili TKKSTUKA PODVODNOG KLIZANJA (shtmp) pojava je jače ili slabije deformiranih i boranih slojeva, često s prekinutim kontinuitetom pojedinoga sloja, unutar nedeformiranili i međusobno konkordantno poredanih slojeva u krovini i podini (si. 3-20). Podinski se slojevi nisu deformirali zbog toga što su pri klizanju već bili dovoljno koherentni, a krovinski slojevi nisu deformirani jer su taloženi nakon klizanja. Slamp-tekstura nastaje pri klizanju jednog ili više slojeva pohiočvrsnutog ili poluplastičnog sedimenta po glinovitoj, obično žitkoj, podlozi zbog gravitacije pri povećanju kuta nagiba dna. Kako to pokazuju promatranja kod recentnih podvodnih klizanja, da bi poluvezani sediment počeo klizati, dovoljan je kut nagiba dna od samo l-3a. Slamp-teksture česte su u sedimentima koji su nastali brzom i intenzivnom akumulacijom taloga kao što su delte i čela kanjona, padine karbonatnih platformi te gornji dijelovi podmorskih padina. U ovom, posljednjem slučaju podvodna klizišta mogu imati velike dimenzije i vrlo složenu građu, stijene nas-
56
Teksture (strukture) seUimenala < metode njihovih Istraživanja
tale akumulacijom materijala nakon klizanja oblikuju poseban tip facijesa (v. odjeljak 12.10.2.1). - Ol.ISTOSTROMA je naziv /a veće pakete deformiranih i boranih sedimenata nastalih mehanizmima podvodnih klizanja. Naziv olistostroma potječe od grčkih rijeci »olistomai« = klizati i »stroma« = sloj. To su litološki heterogene stijene sastavljene od pctroloski različita materijala, međusobno kaotično izmiješanog, zbog podvodnih klizanja više slojeva petrološki različitih sedimenata, koje se nalaze u normalnoj geološkoj seriji. U njima nema nikakve pravilnosti ni slojevitosti, osim slojevitosti u velikim reliktima ili kliznim listovima koji su bili slojeviti prije klizanja i uklapanja u olistostromu. Olistostrome se sastoje od pojedinačnih, manjih, većih i vrlo velikih blokova različitih tipova stijena koji se nazivaju OLISTOUT1 i sitnozrnatog pelitnopjcskovitog matriksa heterogena sastava. U istoj olistostromi ne postoje u svim njezinim dijelovima konstantan međusobni voiumni odnos olistolita i matriksa ni bilo kakva pravilnost redanja olistolita prema dimenzijama ili po litološkome tipu. Olistostrome mogu imati volumen od više desetaka pa i stotina prostornih kilometara, a olis-toliti volumen i do nekoliko kilometara. Olistostrome nastale podvodnim klizanjem ne smiju se poistovjetiti ili zamijeniti s tzv. ofiolitskim melan/om, odnosno kaotičnim stijenskim masama nastalima akumulacijom materijala ispred čela navlaka ili miješanjem tektonikom razdrobljenih različitih petroloskih tipova stijena.
Slika 3-20.
SLAMP-TEKSTURA
Na tanko horizontalno laminiranome sloju lapora s laminama glinovita vapnenca, koji je deformiran zbog sinsedimentacijskog klizania, taložen je pijesak u obliku neporemećenog konkordantnog sloja (tamni gornji sloj) Bazalni dio Croatica naslaga na zapadnom pobrđu Psunja (strelica označava smjer klizanja)
3.5. Oblici nastali kemijskom dijagenezom U tijeku dijagenetskih procesa različitim kemijskim reakcijama u/ sudjelovanje' pornih voda, kompakcijskih strujanja, difuzije iona, otapanja i izlučivanja ini- i neralnih tvari u sedimentima nastaju posebni oblici: konkrecije, geode, sepla- ! rije, nodule, stiloliti i »struktura konus u konus«.
Oblici nastali kemijskom rii|agenEzom
57
- KONKRI-CIJE su kuglaste, jajolikc, diskoidalne ili nepravilno bubrežaste mineralne akumulacije u stijeni nastale izlučivanjem neke mineralne tvari u porama ili oko neke jezgre na račun neve/anog, mekanog ili već lirificiranog dijela stijene domaćina, tj. stijene u kojoj se pojavljuju (si. 3-21), Kao jezgra korjkrecija najčešće se pojavljuju skeleti radiolarija, dijatomeja, spikula spužvi, cefalopoda, gastropoda, riba i algi. Pri tome kalcitni skeleti pospješuju nakupljanje i izlučivanje kalcitne, a opalni skeleti (radiolarije, dijatomeje, spikule spužvi kreme-njašica) izlučivanje i akumulaciju opalne, kvarcne ili kalcedonske mineralne tvari. Konkrecije se od stijene domaćina, tj. od stijene u kojoj se pojavljuju, razlikuju po mineralnu sastavu, strukturi, teksturi i boji (si. 3-21), U sedimenrnim su stijenama najčešće kalcitne, rožnjačke (opal, kvare, kalcedon), limonitne, si-deritne, piritne, markazitne, baritne, gipsne i dolomirnc konkrecije, i to u pješčenjacima, pelitnim sedimentima, laporima, vapnencima i dolomitima. Dimenzije im variraju od samo nekoliko milimetara do više centimetara, pa čak i de-cimetara. Pješčenjaci obično sadrže kalcitne, sideritne i hematitne, lapori vapne-naćke i dolomitne, a vapnenci rožnjačke, fosforitne i limonitne konkrecije. Općenito se smatra da većina konkrecija nastaje u tijeku rane dijageneze ili kod male dubine zalijeganja u još nepotpuno Utificiranim sedimentima bogatim pomim vodama. U turonskim vapnencima južne Istre, primjerice, nalazimo rožnjačke konkrecije r anodi ja genetskog podrijetla (si. 3-21), koje su nastale postupnim potiskivanjem karbonatnog taloga [opalom, obično oko skeleta radiolarija ili spikula spužvi kremenjašica kao jezgre (Tišljar, 1978). Odlikuju se jasno vidljivom koncentričnom gradom s različitim međusobnim udjelom rožnjačke i karbonatne komponente, pri čemu udio karbonatne komponente prema rubu konkrecije raste, a rožnjačke opada.
Slika 3-21.
ROŽNJAČKA KONKRECIJA
u donjoturonskom pelmikritnom vapnencu južne Istre (obala istočno od Premanture). Na ranodijagenetski postanak konkrecije upućuje koncentrična grada i udjel Si02 uz porast udjela CaCOg od centra prema rubu konkrecije (iz: Tišljar, 1978b).
58
Teksture (slruktur-e) sedimenata i metode njihovih istraživanja
w«*M^ n'm
.*&*^
;^>
V;^Slika 3-22. STILOLITI: A - Različita struktura mikritnog vapnenca s jedne i druge sirane stilolita; mikrit (dolje) i mrvičasti mikrit (gore) stilolitizacijom su urasli jedan u drugi. Dužina linije = 0,5 mm (Tištjar, 1978b); B - morfologija stilolitne površine u mikritnom vapnencu. Dužina linije = i mm. Gornji titoh, kamenolom Kirmenjak - Islra
Premda se kod konkrecija razlikuje mineralna tvar od mineralnog sastava stijene domaćina, konkrecije u pravilu sadrže i manji ili veći udio mineralnih sastojaka stijene u kojoj se pojavljuju. Tako na primjer kalcitne konkrecije u pe-litnim sedimentima (šcjlovima) sadrže detritična zrnca kvarca i listiće linjaca dimenzija silta; bari ine konkrecije u pješčenjacima detritična /.rna kvarca, teld-spata i odlomaka stijena, a silicijski; konkrecije u vapnencima relikte primarnih strukturnih sastojaka vapnenaca, kao sto su mikrit, krhotine ili cijeli skeleti, in-traklasti i peleti.
Oblici nastali Kemiistom iijagenezom
59
Slika 3-23 Klasifikacija stilolita (Park & Schot, 1968): 1 = horizontalni stiloliti; ? - kosi stiloliti; 3 = horizontalni presječeni kosim stilolitima; 4 = vertikalni stiloliti, 5 = međusobno povezani mrežni stiloliti i 6 = vertikalni stiloliti presječeni kosim stilolitima
Neke konkrecije u pješčenjacima nastaju nakon potpune litifikacije te stijene i /bog toga pri svojem rastu nadižu sloj pješčenjaka na tom mjestu. To su konkrecije kasnodijagenetskog postanka. ■ NODUI.K su više-manje kuglaste, elipsoidalne, diskoidalne, lećaste ili nepravilne mineralne nakupine u stijeni nastale, /a razliku od konkrecija, ne izlučivanjem mineralne tvari oko neke jezgre, nego općenito nakupljanjem mineralne tvari u šupljinama stijena i li potiskivanjima jedne mineralne tvari drugom. Ako je mineralna tvar pri nastanku nodule rasla od ruba prema središtu šupljine, tada je to Gl'ODA. Osobito su lijepe i ceste kalcitne, aharne, opalne i ametistne geode. Nodule i konkrecije koje su ispucane radijalno raspoređenim pukotinama, kojih se širina povećava od ruba prema središtu, nazivaju se SEP-TARIJt (Pettijohn, 1975). Te su pukotine u nodulama nastale pri brzoj dehidra-taciji i litifikaciji koloidne mineralne tvari i/lučene u šupljini i obično su ispunjene kalcitom. Kod terenskih geoloških i sedimentoloških istraživanja konkrecije, nodule i geode mogu često imati važnu ulogu kao reperni ili korelativni elementi pri i/.dvajanju facijesa, ali i važnu ulogu pri interpretaciji uvjeta i okoliša taloženja, kao i dijagenetskih procesa u istraživanim sedimentnim kompleksima. - S11LOMTI su neravne pukotinice duž kojih dva dijela stijene zubičasto, poput pile ili -poput šavova na kostima lubanje, ulaze jedan u drugi. Pri tome obično takve pukotinice kod stijena koje nisu izložene dužem trošenju mehanički ne odvajaju ta dva dijela stijene (si. 1-22A). Morfologija stilolitskih šavova najbolje se može pratiti na poprečnim presjecima sloja koji sadrži stMolite (si. 3-22A). Prema odnosu na ravninu sloja, stiloliti se dijele na: 1. horizontalne; 2. kose; 3. horizontalne presječene kosim; 4. vertikalne; 5. međusobno pove/ane mrežne i 6. vertikalne stilolite presječene kosim stilolitima.
60
Tekatuie (sliuhlure) sedimenala i metode njihovih islrajnvania
S obzirom na oblik i geometriju šavova, stiloliti se dijele na: 1. primitivno valovite; 2. sururiranc; 3. pravokutne s vrhom nagore ili vrhom nadolje; 4. stilolite oštrog vrha i 5. stilolite setzmogramskog tipa (Park i Schot, 1968). Stiloliti se vrlo često nalaze u homogenim, gustim stijenama, kao što su mikritni vapnenci i mikrokristalasti ili kriptokris ta lasti dolomiti i rožnjaci ili u sitnozrnatim pješčenjacima i siltitima. U tim stijenama oni su jače ili slabije barijere za cirkulaciju otopina u smjeru okomitu na ravnine stilolitskih Šavova, ali su dobri, mjestimice Čak i odlični, kanali za cirkulaciju fluida, osobito nafte i vode, paralelno po stilolitnim šavovima. Zbog toga stiloliti imaju važnu ulogu pri kolektorskivn svojstvima stijena u ležištima nafte i plina. Stilolirni šavovi unutar iste stijene mogu bočno imati vrlo veliku rasprostranjenost od samo nekoliko centimetara pa do više stotina metara. Amplitude im Šavova jednako tako, mogu varirati u Širokim granicama: obično od 1 mm do desetak centimetara, a debljine šavova od samo nekoliko mikrometara do 2 mm. U presjeku paralelnom s ravninom šava stilolitske pukotinice imaju oblik malenih stupova s brojnim oštrim nazubljenim i žljebastim ispupčenjima i udubljenjima (si. 3-22B). U pravilu su ispunjene glinovitom, kloritnom, piri-tnom ili limonitno-hematitnom supstancijom, koja je zapravo netopljivi ostatak stijene u kojoj se stilolit pojavljuje. Često se već makroskopski, a posebice mikroskopski, zapaža kako stilolitski šav presijeca pojedine primame sastojke stijene (kod vapnenaca ooide, onkoide, pelete, fosile, intraklaste ili kod pješčenjaka zrna kvarca, feldspata i odlomaka stijena) te da struktura stijene s jedne i druge strane šava nije jednaka (si. 3-22A). Pri tome odsječeni dijelovi pojedinih sastojaka na različitim stranama šava nemaju iste dimenzije ili pak, s jedne strane šava, potpuno nedostaje dio sastojka. To jasno upućuje na to da je po sti-lolitskome šavu došlo do većeg ili manjeg otapanja stijene. Od nekoliko teorija o postanku stilolita do danas su se održale samo dvije. No, nijedna od njih u potpunosti ne objašnjava svu kompleksnost i ne daje potpune odgovore na sva pitanja o procesima snlolitizacijc. To su: 1. teorija tlačnog otapanja ili otapanje pod tlakom {pressure solution ~- Stockdale, 1922) i 2. teorija tlačne kontrakcije (pressure contraction - Shaub, 1939). - Prema teoriji tlačnog otapanja, stiloliti nastaju otapanjem već očvrsnurih stijena zbog razlika tlaka na kontaktima zrna uz cirkulaciju pornih otopina. Dakle, prema toj teoriji, stiloliti su kasnodijagenetske tvorevine nastale na većoj dubini zalije ganja, - Teorija tlačne kontrakcije objašnjava postanak stilolita kontrakcijom, tj. stezanjem, još plastičnih nelitificiranih taloga zbog plastičnih deformacija pod vrlo malim horizontalnim tlakovima. Prema toj teoriji, stiloliti zaci ja bi bila ranodijagenetski proces. Mnogo više argumenata nalazimo za prvu teoriju. Najvažniji argumenti za postanak stilolita tlačnim otapanjem jesu: postojanje glinovite, kloritne, li-monitnohematitne ili piritne supstancije u stilolitskom šavu koja po mineralnom sastavu odgovara mineralnom sastavu nctopljivog ostatka stijene neposredno uz stilolit; različite strukture stijene s jedne i druge strane šava; pre-sjecanje pojedinih sastojaka stijene stilolitima pri Čemu se obično nepodudaraju
Biogeni tekstu mi oblici bidurbacija i ihnofoaili
61
konture presječenih dijelova takvih sastojaka i praćenje strukturnih komponenata stijene amplitudama stiloiitskih šavova. Na osnovi tih argumenata postanak se stilolita objašnjava na ovakav način: Na kontaktima zrna u stijeni vlada vrlo visoki nadslojni tlak definiran dubinom zalijeganja te stijene sto uzrokuje postupno otapanje zrna na njihovim kontaktima. Dalje se razvitak stilolita pospješuje cirkulacijom porne vode po površini tankih glinovitih filmova koji u stijeni čine sitne nepropusne membrane. Cirkulira li voda, na primjer, po gornjoj strani takva filma, ona će otapati lakše topljive dijelove stijene, a teže topljivi dijelovi ostat će neotopljeni u obliku malih klinova okrenutih vrhom prema dolje. Ako pak voda cirkulira duž donje strane glinenog filma, teže topljiva mjesta zaostati će u obliku klinova s vrhovima orijentiranim nagore. Budući da obično duž takvih filmova voda cirkulira i iznad i ispod filma, a gotovo istodobnim pomakom i uklinjavanjem klinova jedne i druge strane zbog nadslojnog tlaka stvara se suturirani stitolitni šav ispunjen netopljivim ostatkom stijene. Amplituda stilolita pokazuje koliko je stijene bilo otopljeno pri stilolitizaciji i koliko je reducirana debljina stijene. Primjerice, u titonskim mikritnim vapnencima Istre ukupna je debljina procesima stilolitizacije reducirana za oko 20 do 23%, kako to izlazi iz mjerenja amplituda stilnlitskih šavova na glatko piljenim zidovima tih vapnenaca u kamenolomu »Kirmenjak« {Tišljar, 1978b). - Struktura »KONUS U KONUS« (cone-in-cone stvucture) nastala je smicanjem zbog tlaka nadslojeva, otapanjem i procesima pre'mstalizacije u sedimentima koji sadrže više od 50% karbonarnih minerala, tj. u glinovitim vapnencima, laporima, glinovitim dolomitima i vapncnaČkim pelitima. Odlikuje se pojavom niza konusnih oblika u stijeni s vrhovima okrenutima jedan prema drugome.
3.6. Biogeni teksturni oblici: bioturbacija i ihnofosili Pod biogenim teksturnim oblicima razumijevaju se svi tragovi koje organizmi svojom aktivnošću kao Što su: kretanje, rovanje, kopanje, plaženje, odmaranje, prehrana i izrada jazbina {burrcnving) ostavljaju u još nevezanim ili slabo konsolidiranim sedimentima a da pri tome sami organizmi nisu očuvani. Najveći dio takvih tekstumih oblika nastaje neposredno nakon taloženja i u prvoj fazi konsolidacije taloga dok on još sadrži mnogo vode, kisika i dok je dovoljno mekan. Biogene teksturne oblike obično nalazimo u marinskim, fluvijalnim ili riječnim i jezerskim sedimentima. - BIOTURBACIJA je uobičajeni naziv za sve vrste promjena u nevezanim talozinia i u tlima koje su nastale spomenutim aktivnostima organizama, a fosilno su se očuvale u sedimentnim stijenama, l a j je termin u geološku literaturu uveo Richter (1936, 1952). Bioturbacija uzrokuje razaranje ili preoblikovanje primarnih tekstura i struktura u sedimentu nastalih anorganskim sedimentacij-skim procesima. Naime, aktivnošću bentosnih organizama (različitih životinj-
62
Teksture (strukture) sedimenata i metode n|itroviti istraživanja
skih vrsta) sediment je poremećen jer se deformiraju slojevi i prekidaju lamine i druge unutrašnje teksture /bog; promjene položaja, rasporeda i slijeda sedimenta, te nastanka novih biogenih struktura. Na taj način bioturbacijom mogu nestati mnoge primarne unutrašnje tekstu me i strukturne značajke, primjerice, horizontalna, kosa ili vijugava laminacija, kosa, flazerska i valovita slojevitost itd. S obzirom na stupanj poremećenosti primarne teksture i strukture sedimenta i kvantitativnog zapremninskog odnosa bioturbiranog i neporemećenog sedimenta ra/.likuje se šest stupnjeva bioturbiranja Reineck (1963): bez bioturba-cije, sporadično bioturbirano (1 - 5%), slabo bioturbirano (6 - 30%), srednje bi-oturbirano (31 - 60%), izrazito bioturbirano {61 - 90%), vrlo jako bioturbirano (91 - 99%) i potpuno bioturbirano. Tragovi rovanja, kopanja, bušenja i kretanja organizama u sedimentu i po njemu, pri čemu sami organi/mi paleontološki nisu definirani, obično se označavaju kao IHNOFOSIU. Zbog bogatstva mogućih oblika, varijacija i međusobnih prijelaza jednog oblika u drugi ne postoji klasifikacija ihnofosila koja bi u potpunosti uspjela sistematizirati ihrtofosiJe s obzirom na organizme i njihove djelatnosti koje su uzrokovale nastanak svih takvih bigenih teksturnih oblika. Ustanovljeno je, naime, da isti organizmi mogu u različitim sedimentima, ili u istovrsnim sedimentima, ali u različitim ekološkim uvjetima i pri različitoj djelatnosti, ostavljati vrlo različite tragove i obratan, različiti organizmi mogu u sličnim ekološkim uvjetima ostavljati vrlo slične tragove. Bioturhacija je vrlo česta, za interpretaciju uvjeta i okoliša taloženja vrlo važna odlika, u sitnozrnatim karbonatnim sedimentima taloženima u plimnim i porplimnim okolišima. Ti se okoliši odlikuju visokim sadržajem kisika, koji se inače porastom dubine brzo gubi, što je vrlo važno za bujan razvoj organizama koji tu žive ili se hrane muljem. U anaerobnim uvjetima bioturbacija je rijetkost ili je uopće nema (Fliigel, 1982). U vapnencima taloženim u pot-plimnoj zoni (sublidal i plitki subtidal) prevladava horizontalna bioturbacija, a u plimnoj zoni ili intertidalu vertikalna j subvertikalna bioturbaeija, što se osobito lijepo može zapaziti kod ritmično taloženih vapnenaca s ciklusima opli-ćavanja (pogl. 13.3) kod kojih ritam počinje taloženjem u subtidalu i postupno oplićava u intertidal i supratida]. Promjena je orijentacije tragova rovanja ovdje nastala zbog toga Što se pri postupnu izronjavanju taloga, poradi gubitka vlage na površini sedimenta tu nastanjuju druge vrste organizama koje se pretežno ukopavaju što dublje u mulj da bi se zaštitile od dehidratacije (Tišljar, 1986). Bioturbacija često može jedan jednolični, sitnozrnati sediment, primjerice mikritni vapnenac, pretvoriti u stijenu posebnih teksturnih i strukturnih obilježja, kao što su mrljasti izgled i l i habitus. Specifičan primjer takvih biotur-biranih vapnenaca poznali su »mrljasti vapnenci« u lijasu Dinarida, odnosno »Fleckcnkaik«. Zbog jaka bioturbiranja, a osobito različite količine organske supstancije u mikritu domaćinu i mikritu koji ispunjava tragove ihnofosila, kao i s tim povezanog različitog stupnja kasno d i ja genetske dolomitizacije ili rekris-talizacije, ti mikritni vapnenci imaju mrljasti izgled. Manji udio organske supstancije u mikritu kojim su ispunjeni valjkasti tragovi rovanja i prehranjivanja objašnjava se činjenicom da su organizmi koji se hrane muljem (muljožderi) bitno smanjili sadržaj organske tvari u probavljenom mulju u odnosu na onu u okolnoj stijeni, tj. stijeni domaćinu (Tišljar, 1990). Osim toga, tu je vjerojatno posrijedi i pasivna ispuna tragova rovanja, tj. ispunjavanje tragova (rupa u mu-
Biogeni tcksturm Đblrci- baatuftiacrija i ihnofosili
63
Ijevitom talogu) s novim, mlađim talogom koji je već primarno sadržavao manje organske supstancije od mulja n kojem se pojavljuje trag rovanja. Inten/.ivno bioturbirani u pravilu mogu biti samo sedimenti u uvjetima sporog taloženja jer pri brzoj akumulaciji detritusa nema mogućnosti nastanjivanja sedimenta organizmima, posebniee muljožderima. Dakle, za bioturbirani? sedimente može se reći da su pokazatelji spore sedimentacije s malim iznosima donosa i taloženja detritusa. Primjer su za to turbiditi i flis u kojima su uglavnom bioturbirani samo završni intervali Bouminih sekveneija, obično interval Td, tj. .sedimenti nastali u uvjetima vrlo sporog taloženja sitnozmatog detritusa iz suspenzije. U pješčanim intervalima Ta-c, koji su taloženi u vrlo kratku roku od samo nekoliko .sati (odj. 12.10.2.3), nema biohirbacije.
4. Strukture (teksture) i građa sedimentnih stijena i metode njihovih istraživanja
Pod strukturom sedimentne stijene, prema njemačkoj geološkoj školi (v. pogl. 3) razumijevaju se veličine zrna, međusobni odnos; raspored i oblik pojedinih mineralnih sastojaka. Ta su obilježja sedimentne stijene prema anglo-američkoj školi obuhvaćena terminom »textures«. Tako primjeriee, Pettijohn (1975), definira da se »teksture« bave veličinom, oblikom i rasporedom mineralnih i drugih komponenata stijene« te da se pod tim pojmom »primarno razumijeva mikrogeometrija stijene«. Pojmom »grada« i l i »sklop« (njemački "Gefiige«; engleski »fabric«) obuhvaćen je posebno samo raspored, uređenost, pakiranje (packirtg) i orijentacija komponenata od kojih je sastavljena seđimentna stijena. Prema tome, pojam »sklop« ili »građa« odnosi se na dio obilježja sedimentne stijene obuhvaćenih terminom struktura, odnosno engleskim terminom »texture« koji je zapravo poseban dio obilježja općenito obuhvaćenih pojom »struetures«. U vezi s objašnjenjem danim u pogl, 3, tj. tekstura sedimentnih stijena, ovdje će biti zadržane definicije njemačke geološke škole, uz navođenje američkog shvaćanja i definiranja tih obilježja sedimenata i sedimentnih stijena u zagradi. Veličina zrna i odlomaka najvažnije je strukturno (teksturno) obilježje klastienih, ali i biokemijskih, sedimenata, jer je ona u uskoj vezi s fizikalnim, kemijskim i hidruđinamskim uvjetima koji su vladali /a vrijeme trošenja, prijenosa i taloženja detritusa. Budući da veličine zrna i odlomaka mogu varirati u Širokim granicama, od dimenzija glina pa do blokova, jasno je da i metode njihovih istraživanja mogu biti vrlo različite. Istraživanja veličina zrna kod klastienih sedimenata Imaju izuzetnu važnost i radi utvrđivanja uvjeta trošenja, načina i mehanizama prijenosa i taloženja materijala, ali i za klasifikaciju i nomenklaturu jer je kod klastienih sedimenata ona temeljena na veličini zrna. Kemijski i biokemijski sedimenti nastali su u drukčijim uvjetima pa imaju drukčija i raznovrsnija strukturna (leksturna) obilježja, ali i kod njih se cesto klasifikacija osniva na veličini i obliku zrna (intrasparit, intrasparnudit, kokina, kokinit itd., ( v i d i odjeljak 9.1.2.7.1. i 9.1.4) ili pak na veličini i kristalografskim oblicima kristala od kojih je kemijska sedimentna stijena sastavljena (mikrokris-laiasta struktura, euhedralna struktura; vidi pogl. 4.5)
66
Slmkljre "lekslure] i građa sedmien'riih stijena i metode ri|ihovih in.lraziwan.jn.
4.1. Podjela klastičnih sedimenata na osnovi veličine zrna i metode određivanja njihove veličine U sedimcntologiji i petrologiji sedimentnih stijena /a kvalitativno označavanje veličine zrna klastičnih sedimenata uobičajena je ova terminologija: prema grčkom
prema latinskom
prema engleskom
ŠLJUNAK šiju rt kov i ti PIJESAK p ješku vi ti
PSK.FIT psefitni
RUD1T ruditni
PSAtvin psamitni
ARENIT arenitni
GKAVRI gravelly SAND sandy
PRAH (SILT) prasasti (siltozni)
ALP.VRIT alevritni
I.UTI'1 hititni
SILT sil ty
GLINA glinoviti
PEUT pciitni
CI.AY clayay
U našoj geološkoj literaturi obično se upotrebljavaju latinski na/.ivi (kal-karenit, kalkrudit), ali i engleski termini (siltit, siltozni). Što se tiče dimenzija zrna koja pripadaju jednoj od navedenih skupina sedimenata postoje različite klasifikacije i ljestvice koje se primjenjuju u različitim zemljama ili strukama. Najčešće i u svijetu najširu primjenu imaju VVentvvor-hova i Atterbergova ljestvica. Dok je Atterbergova (1905) ljestvica geometrijska, decimalna i ciklična, Wcntworthova (1922) ljestvica je geometrijska i logaritamska na bazi broja 2. Zbog logaritamske podjele Wentwoi"thova je ljestvica praktičnija za iscrpno grafičko prikazivanje, jer kod decimalne ljestvice nije moguće napraviti pogodno mjerilo da bi se mogle prikazati sve veličine zrna od dimenzija glina, tj. 1 do 4 mikrometara, pa do dimenzija šljunka (> 2 mm) i blokova {> 200 mm). VVentivorthova i Attenbergova ljestvica prikazane su na si. 4-1. VVentivorthova se ljestvica u nas primjenjuje u sedimcntologiji i petrologiji, a Atterbergova ljestvica u geotehnici, građevinarstvu, gcotehniei hidrogeologiji i inženjerskoj geologiji. S obzirom na to da u prirodi iznimno rijetko nalazimo sedimente sastavljene od čestica, zrnaca ili valutica samo jednoga tipa, npr. od praha ili pijeska, a češće neki sediment sadrži različite međusobne omjere gline, praha, pijeska, pa i Šljunka, osim definiranja veličine ti h zrna nužno je upotrijebiti i odgovarajuću nomenklaturu temeljenu na međusobnim kvantitativnim odnosima udjela gline, praha i pijeska ili praha te pijeska i šljunka. U literaturi postoji veliki broj takvih klasifikacija i nomenklatura, ali se najčešće primjenjuju klasifikacije i nomenklature koje su dali Treferhen (1950), Shepard (1954), a u novije vrijeme i Konta (1973). Te su klasifikacije i nomenklature prikazane na si.
Podjela klastičnih sedimenata na osnovi veJičme zrna i metode odrađivanja njihove veličine
Wentworth-ova ljestvica -
Atterberg-ova ljestvica
BLOKOVI BLOKOVI
25B — aj 4-
V U *
67
ŠLJUNAK
OBLUCI (cobbles) KRUPNI ŠLJUNAK
7
KRUPNI (pebbles)
a .
SITNI ŠLJUNAK
-l/l*
SITNI (granutes) PIJESAK
vrlo krupni
Itl
krupni
°l5
srednji
■l/l
a
sitni
a .
vrlo silni SILT ili PRAH
krupni srednji
KRUPNI PIJESAK
0,125 a,ĐB3
SITNI PIJESAK
0,012
JS
-
sitni PRAH
O J
GLINA
GLINA
Slika 4-1
Klasifikacija i nomenklatura klastičnih sedimenata na osnovi veličine zrna prema Wentwortriu (1922) < Attetbergu (1905)
4-2. Za sedimente koji su smjesa gline, praha i pijeska obično se upotrebljava Trefethenova (1950) klasifikacija (si. 4-2B), a za srednjozmate i krupnozrnate sedimente Kontina (1973) kl as i fi kaci j a (si. 4-2A).
4.1.1. Metode određivanja veličine zrna sedimenata na terenu Kod velikog dijela sedimenata, posebice klastičnih, već na terenu možemo vrlo jednostavno obaviti najosnuvniju terensku odredbu tih stijena na osnovi udjela zrna dimenzija praha, pijeska i Šljunka. No, za pouzdaniju odredbu pješčano-
Stiuklure flekslure} i građa sedirrienlmh stijena i metode njihpvih iskazivanja
68
-siltoznih, pješcano-siltozno-glinovitih i siltozno-glinovitih sedimenata potrebno je, radi izbjegavanja subjektivnih procjena, pogrešaka i nepreciznosti, primjenjivati određene terenske metode. Naime, veliku praktičnu vrijednost ima podatak da li je neki pjeskovito-siltozno-glin oviti sediment definiran kao »glino-viti siltozni pijesak« ili kao »pjeskoviti siJtir«, odnosno »pjcskovito-silrozna glt-na«. To je osobito važno pri istraživanju tekstura i struktura, uvjeta i okoliša taloženja, kao i facijesa, a veliku praktičnu vrijednost ima pri istraživanjima ležišta građevnog materijala, tj. sirovina /a opekarsku, keramičku i staklarsku industriju. šljunak silt
pijesak
silt
pijesak
A - prema. Konta (1973). 1 - šljunak 2 - prašasti šljunak 3 - pjeskovito-prašasti šljunak 4 - prašasto-pjeskoviti šljunak 5 - pjeskoviti šljunak 6 - šljunkoviti prah (s/ft) 7 - pjeskovito-šljunkcviti prah 8 - šljunkouito-pjeskoviti prah 9 - prah {silt) 10 - pjeskoviti prah [sili) 11 - šijunkovito-prašasti pijesak 12 - prašasto-Šljunkoviti pi|esak 13 - šljunkoviti pijesak 14 - prašasti pijesak 15 - pijesak
B - prema: Trefethen (1950): 1 - glina 2 - pjeskovita glina 3 - pjeskovito-prašasta glina 4 - prašasla glina 5 - glinoviti pijesak 6 - prašastogli noviti pijesak 7 - prašasti (siltozni) pijesak 8 - pijesak 9 - pjeskovito-glinoviti prah 10 - glinoviti prah {sili) 11 - pjeskoviti prah {silt) 12 - prah (s//f)
glina
silt C - prema. Shepard (1954): 1 - glina 2 - pjeskovita glina 3 - prašasta (s//rozna) glina 4 - glinoviti piiesak
5 - prašasti (siltozni) pijesak pijesak
6 - pijesak 7 - glinoviti prah (silt) 8 - pjeskoviti prah (si/I) 9 - prah [sili) 10 - smjesa, glina-prah-pijesak Siika 4-2. Klasifikacija i nomenklatura klastičrtih sedimenata na osnovi međusobnih udjela pojedinih kategorija zrna
Podala klastičnili seilirnenala na osnovi veliiine zma i metode određivanja njihorć vcliJme
69
Veličina zrna sedimenata određuje se na terenu primjenom neke od sljedećih metoda (Muller, 1967): 1. Uspoređivanje sa standardnim uzorcima Metoda se uglavnom primjenjuje za određivanje veličine zrna pješčanih i sitnozmatih šljunkovito-pješčanih sedimenata. Osniva se na tome da se uzorak istraživanog sedimenta uspoređuje sa standardnim uzorcima poznatih dimenzija zrna. U prozirnu menzuru od pleksiglasa sipa se uzorak sedimenta, a na njega standardni uzorak poznate veličine zrna. Kad se nađe najsličniji standardni uzorak s istraživanim uzorkom, zapiše se koju frakciju zrna sadrži, a istraživanu uzorku daje se naziv i veličina zrna iz standardnog uzorka (npr. sitni pijesak ili krupni prah). 2. Upotreba Mullcrova povećala Posebno konstruiranom Mullerovim povećalom, koje ima tri leće sa specijalnim ljestvicama za mjerenje u području stotinki i desetinki milimetara i mi-limetarskocentimetarskog područja, mogu se prilično točno izmjeriti veličine zrna, a i druge veličine na promatranom uzorku (pore, lamine, žilice i si.). Povećalo omogućava točno mjerenje dimenzija u području od 20 mikrometara do 20 mm. 3. Terenske metode sijanja po Azmonu (1961) Ova metoda određivanja veličine zma sedimenata na terenu upotrebljava se za brzo određivanje gra nulo metri jskog sastava nevezanih pjeŠčano-siltoznih, pješčanih i pješčano-Šljunkovitih sedimenata. U tu se svrhu na terenu upotrebljavaju mala sita (promjera od 5 do 10 cm) i graduirana menzura od pleksiglasa. Uzorak koji istražujemo prosi je se kroz 3 do 5 sita odgovarajućeg promjera rupica. Prosijana frakcija (prosijev) koja je prošla kroz sito najmanjega promjera rupica usipa se u menzuru, očita njezin volumen, a zatim redom od najsitnijeg do najkrupnijeg sita na isti način i svaki pojedini ostatak na situ. Iz odnosa ukupnog volumena svih frakcija i volumena svake pojedine frakcije izračuna se udio pojedine frakcije u uzorku i na osnovi toga odredi tip sedimenta. Tablica 4-1. Promjeri čestica prema brzini padanja u vodi pri temperaturi _____________ od 20 °C s visin e od 10 cm (Muller, 1967) promjer čestica d brzina padanja t 1,5 minuta
> 35,0 mikrometara
5,0 minuta
> 20,0 mikrometara
15,0 minuta
> 11,2 mikrometara
50,0 minuta
> 6,3 mikrometara
150,0 minuta (2 sata 30 min)
> 3,5 mikrometara
480,0 minuta (8 sati)
> 2,0 mikrometara
4. Upotreba metode mjerenja brzine taloženja čestica Ta se metoda na terenu primjenuje za određivanje tipa glinovito-siltoznih stijena. U tu se svrhu upotrebljava menzura od pleksiglasa, sat sa sekundnom
70
Sliukture (teksture) i qrađa sedimenlmh sh|eria i sratode mitiovih istraživala
skalom (štopcrica) i odgovarajuće tablice. U menzuru s jasno obilježenom visinom od 10 cm sipa se nekoliko grama dobro u vodi suspendiranog uzorka, snažno se promućka i ostavi taložiti uz mjerenje vremena pri kojemu se pretežni dio sedimenta istaložio ispod linije od 10 cm. Iz tabl. 4-1. zatim se prema određenom vremenu t očita veličina cestica d. Pri tome treba znati da istaložene čestice imaju veće dimenzije od vrijednosti d iz tablice (sve eestice promjera većeg od d prešle su put od 10 em, tj. istalozile su se na dno menzure, a cestice manje od promjera d još su ostale u suspenziji). Ako se primjerice u vremenu t - 15 minuta istaložio pretežni dio sedimenta, tada on pretežno sadrži Čestice promjera > 11,2 mikrometara (tabl. 4-1).
4.1.2. Laboratorijske metode određivanja veličine zrna u sedimentima
Najvažnije i najčešće primjenjivane laboratorijske metode određivanja veličine zrna u sedimentima jesu mjerenje, sijanje i sedimentacijska anali/.a. Svaka se od ovih metoda primjenjuje u odgovarajućem području veličine zrna, te za određivanje tipa stijene, stupnja i načina nje/ine litifikacije. Izbor metoda ovisi o vTsti stijene, veličini zrna i raspoloživoj količini uzorka te o stupnju litifikacije i o mogućnosti dispergiranja litificirane stijene. Pregled metoda koje se mogu primijeniti za pojedine tipove stijena i sedimenata za analizu veličine zrna prikazuje si. 4-3, a izbor metoda s potrebnim količinama uzoraka tabl. 4-2. Tablica 4-2. Izbor metoda određivanja veličine zrna u sedimentima i potrebne količine uzorka (MCiller, 1967) Veličina zrna (mm) 100 100-2
Tip sedimenta blokovi, kon glom era t / b reča
.
2-0,063
Šljunak k ong i o mer at / breč a pijesak, pješčenjak
0,063-0,004 prah, prahovnjak (siltit)
< 0,004
glina, glinjak
Metoda
Potrebna količina uzorka
izravno mjerenje
najmanje 300 pojedinačnih zrna
izravno mjerenje sijanje
> 300 zrna
rupičastim sitima sijanje laboratorijskim sitima, mjerenje mikroskopom
više kg 20-300 g > 300 zrna
sedimentacijska analiza
1-10 g
sedimentacijska analiza, mjerenje elektronskim mikroskopom
1-5 g 0,1-0,5 g
Podjela KlasLitmli sedimenata na usnovi veličine zrna i metode nJređivania nlltinvp veličine
Veličina zrna u ____________i ______............... t
MJERENJE
rnm 1D , O'OM
O'l 1
1 |m|tr*nje pola lupo sa sptcijalnorr
001 i
1 i izac m stoalor
-L
i SEDIMENTACIJ5KA
,
i
1
ANALIZA
O'MI (T0O*i
mikr
iskop s UV-s*j#tlom ikraskoporn n
________
ŠLJUNAK
ta'
centrifuga
stdimente
cijska vago □ pm* nt u cilindi
laboratorijska s
0 0001
1 1 elektronski mikroskop ultra mikroskop
s
SIJANJE ijpifosla i L1 a
71
ma
________ m tro sit a
1 PIJESAK
SILT
GLINA
Slika 4-3. Pregled metoda određivanja veličine zrna i njihova mogućnost primjene s obzirom na granulometrijski sastav (iz: Muller. 1967) Područje primjene metode odgovara protezanju linije
4.1.2.1. Izravna mjerenja i mjerenja mikroskopom Izravna mjerenja veličine zrna poduzimaju .se samo onda kada nije moguće upotrijebiti neku drugu brzu metodu, odnosno onda kad su zrna veća od raspoloživih nizova rupičastih sita (obično veća od 63 mm), kada nije moguća potpuna dezintegracija vezanog sedimenta, i l i pak onda kada raspolažemo pre-malom količinom uzorka za neku drugu analizu (primjerice kod analize teških minerala) ili kad na raspolaganju imamo samo mikroskopski izbrusak stijene. IZRAVNO MJFKFNJi; VFi.lČINF. ZRNA obično se primjenjuje kod analize šljunka ili jstaživanja krupnozrna*tili breča i konglomerata. Zrna se mjere pomičnim mjerilom, milimetarskom Irakom ili ravnalom, i to tako da se mjeri najveći promjer, u pravilu više od 311(1 zrna. Vi-I.IĆINli ZRNA U MIKROSKOPSKIM 1ZURUSCIMA mjere se onda kada nije moguće dezintegrirati neki pješčenjak (npr. kvarcni pješčenjak cementiran opal-nim ili kvarcnim cementom), i l i onda kada nam je na raspolaganju samo mikroskopski izbrusak. Mikroskopsko mjerenje veličine zrna nikada u potpunosti ne daje iste rezultate granulometrijskoga sastava kao metoda sijanja jer u mikroskopskom izbrusku imamo slučajni presjek zrna kojim zrno nije prerezano u najvećemu presjeku, a, osim toga, mikroskopska nam slika daje zrno u dvjema, a ne u trima dimenzijama. .Međutim, bilo koji slučajni presjek stijene mikroskopskim i/bruskom dat će kod dovoljnog broja mjerenih zrna pouzdane podatke o veličinama zma od kojih se stijena sastoji. Postoje tri osnovne metode mjerenja veličine zrna u mikroskopskim izbruscima. To su obično linijsko mjerenje, mjerenje statističkih promjera i planimetriranja površine zma.
72
Strukture (teksture) i građa sedirneulmh stidna i metode nrtfiovih istraživanja
Obično linijsko mjerenje izvodi se neovisnu o orijentaciji izbruska u mikroskopu. Mjere se sva zrna u jednome dijelu izbruska, odnosno najmanje 300 pojedinačnih zrna, i to tako da se svakom zrnu izmjeri najveći promjer, odnosno dužina a i srednji pTomjer ili širina b. Iz tako i/mjerenih dužina i širina izračuna se aritmetička sredina veličine promjera zrna, tj. a+b promjer zrna d = ---------Mjerenje statističkih promjera provodi se na izbrusku pri njegovoj strogo određenoj orijentaciji. Metoda se osniva na činjenici da će se pri dovoljnom broju zrna mjerenih uvijek na isti način i kod iste orijentacije izbruska dobiti statistička vrijednost njihovih veličina. Pri tom se mjerenju obično mjere statistički promjeri po Martinu d M, Krumbeinu dK ili Feretu dr (si. 4-4). - Martinov statistički promjer dM ona je dužina linije koja projiciranu površinu zrna u mikroskopskom izbrusku dijeli na dvije jednake površine. Linija se uvijek mjeri paralelno s horizontalnom niti nitnoga križa/okulara mikroskopa, a podjela na dvije jednake površine zrna tom linijom postavlja se pro-cjenom (si. 4-4a), - Feretov statistički promjer dr dužina je linije koju dobivamo kao razmak između dviju paralelnih linija - tangenti postavljenih na konture zrna paralelnu s vertikalnim nitima nitnoga križa (si. 4-4b). - Krumbeinov statistički promjer dK ili tzv. maksimalni horizontalni inter-cept najveća je dužina paralelna horizontalnoj niti nitnoga križa okulara mikroskopa smještena unutar kontura zrna (si. 4-4c).
Slika 4-4. Mjerenia veličine zrna u mikroskopskim iztnuscima metodom statističkih promjera: dF = Feretov; dwi = Martinov i dK - Krumbeinov statistički promjer (iz: Miiller, 1967)
Planimetriranje površina zrna obavlja se s pomoću posebnoga mrežastog ili točkastog okulara. Za svako zrno u jednom dijelu izbruska, i to na najmanje 300 zrna, s pomoću takvog okulara odredi se površina zrna Ap. Iz izmjerenih planimetriranih površina izračunaju se pripadajući promjeri zrna kao polumjeri kruga iste površine po izrazu; dp =
4A,
Vrijednosti promjera svih 300 izmjerenih zrna dobivene bilo kojom od navedenih metoda mjerenja veličine zrna u mikroskopskome izbrusku se zatim za svaki izbrusak grupiraju u skupine ili frakcije određenih raspona veličina, a iz broja zrna svake pojedine skupine ili frakcije u odnosu na ukupan broj mje-
Podjela MasliCnih sedimenata na osnovi veličine zma i metode odredivsui|a njihov« veličine
73
renih zrna izračuna se postotak zrna za svaku pojedinu frakciju (tabl. 4-3). 1/ tih se podataka zatim može nacrtati kumulativna granuiometrijska krivulja i izračunavati granulometrijski koeficijenti, kako je to iscrpno objašnjeno u odjeljku 4.1.2.4. Ako npr. od 300 izmjerenih zrna dobijemo sljedeći raspored po skupinama raspona veličina frakcija: > 1,0 mm 0,6 - 1,0 mm
26 y,rna
0,2 - 0,6 mm
72 zrna
0,1 - 0,2 mm
59 zrna
0,06 - 0,1 mm
68 zrna
< 0,06 mm
45 zrna
30 zrna
tada ćemo granulometrijski sastav tog uzorka izračunati na način kako to prikazuje tabl. 4-3. Tablica 4-3. Naćin izračunavanja granulomerijskog sastava uzorka na osnovi rezultata izravna mjerenja veličine zrna u mikroskopskom izbrusku Veličina zrna (mm) Broj zrna % zrna Kumulativi %
> 1,0 26
0,6-1,0
0,2-0,6
0,1-0,2
0,06-0,1
< 0,06
30
72
59
68
45
9,0
10,0
24,0
19,7
22,6
14,7
100%
91%
81,0%
57,0%
37,3%
14,7%
4.1.2.2. Određivanje veličine zrna sijanjem Sijanje je najvažnija metoda određivanja veličine zrna i granulo me trijs koga sastava srednjozmatih klastičmh sedimenata. Uzorak se sije kroz određen broj sita tako da se razdijeli u više frakcija, obično 5 du 7, jer je praksa pokazala da gotovo nikada nije potrebno imati više od 10 frakcija a da bi rezultat sijanja bio reprezentativan. Naime, veći vroj sita znatno produžuje trajanje analize, a ne daje nikakvo bitnije poboljšanje njezine točnosti. Frakcija je onaj dio uzorka koji se nakon sijanja zadrži između dvaju susjednih sita, tj. onaj dio uzorka koji sadrži zma kojih su dimenzije ograničene dimenzijama otvora gornjeg i donjeg sita. Sijanje se može obavijati rupičastim, pletenim ili laboratorijskim sitima i mikrositima, što ovisi o rasponu veličina zrna uzorka. RUPIČASTA SITA imaju kvadratni drveni okvir i okrugle otvore postavljene u iimenome dnu po geometrijskoj progresiji '^IlO, tj. promjer otvora svakoga sljedećeg sita veći je za taj iznos.
74
Struktura (tetelure) i građa sedimentniri slijena i metode njihovih isbaiiuanja
PLl-Tl'NA ll.l LABORATORIJSKA SITA imaju okrugao oblik i kvadratne otvore, odnosno metalnu pletenu kvadratnu mrežicu postavljenu u limenom okviru. Setovi sita običnu imaju promjer otvora od 0,04 do 6,3 mm (DIN 4188). MIKROSITA su slična pletenim ili laboratorijskim sitima, ali im je promjer otvora na vrlo tankoj pletenoj žicanoj mreži manji, tj. set mikrosita ima kvadratne otvore promjera od 0,02 do 0,06 mm. Izbor sita za sijanje, odnosno gra milome tri jsku analizu, ovisi o rasponu veličine zrna uzorka. Jasno je da se šljunkoviti pijesak mora sijati drukčijim sitima nego siltozni pijesak, ali uvijek tako da se sijanjem dobije 5 do 7 frakcija. Uzorak za granulometrijsku analizu može u prirodnome stanju biti rasut, poluvezan ili čvrsto litificiran, vrlo vlažan, mekan, suh ili onečišćen biljnim tru-njem. Ako je uzorak rasut, tada ga prije analize moramo samo dobro razmrviti ili suspendirati u vodi, osušiti i odvagnuti odrađenu količinu /a analizu prema tabl. 4-2. Potrebna se količina dobije jednostavnim četvrtanjem uzorka ili strojnim dijeljenjem uzorka u posebnim aparatima - djeliteljima uzorka. Obično su to rotacijski aparati koji imaju Šest ili osam posuda u koje se okretanjem u određenim vremenskim razmacima usipava uvijek jednaka količina materijala. Tako se u svakoj posudici dobije reprezentativni dio cijelog uzorka. Ako su uzorci pomvezani ili vezani, potrebno ih je dezintegrirati, tj. rastaviti na sastavne dijelove - zrna. Pri tome ne smije doći do razbijanja zrna, nego ona moraju biti onakva kakva su u samom uzorku. Dezintegracija se obavlja na različite načine, već prema stupnju litifikadje i vrste cementa i veziva stijene. Glinoviti sedimenti i slabo vezani glinoviti siltiti i/ili pješčenjaci vrlo se lako dezintegriraju dugotrajnim močenjem i mućkanjem u vodi. Gli-novito-siltozni i glinovito-pješčani sedimenti koji su jače ljtificirani dispergiraju se ili ultrazvukom ili vodikovim peroksidom, a laporoviti sedimenti i lapori te kalcitom cementirani pješčenjaci otapanjem kaldta u mono klora cc tatu oj, ace-tatnoj ili kloridnoj kiselini. Dispergiranje uzorka vodik-peroksidom (H20;) uobičajeno je za slabo do srednje čvrsto litificirane glinovite, pelitne i pješčane sedimente. Oprezno prstima razmrvljeni uzorak prelije se u staklenoj čaši 15%-tnom otopinom vodik-perok-sida (1 dio vode i 1 dio peroksida koji se obično isporučuje kao 30%-tni). Za kratko vrijeme (oko 1 do 15 minuta prema poroznosti i propusnosti uzorka) peroksid prodire u pore, raspada se na kisik i vodu i tako stvara jaki tlak u porama koji uzrokuje raspadanje uzorka na sastavne dijelove - zrna i čestice. To se očituje intenzivnim pjenušanjem suspenzije poput vrenja pa za disper-giranje treba uvijek upotrebljavati visoke čaše koje se peroksidom ne smiju ispuniti više od trećine. Nakon završene reakcije dolije se destilirana voda, ostavi da se talog istaloži i zatim odlije tekućina. Da se pletena sita ne bi oštetila peroksidom, uzorak se mora nekoliko puta isprati destiliranom vodom. Nakon sušenja,-dijeljenja i odvage određene količine uzorka pristupa se sijanju. Dezintegracija ultrazvukom uspješno se provodi kod glinovitih pelitnih i pješčanih sedimenata koji se zbog jače litifikadje ne mogu dispergirati vodik-peroksidomOprezno prstima razmrvljeni u/orak na veličinu grudica od 1 do 3 mm, promućka se u vodi kojoj smo dodali Nla-pirofosfat ili amonijak radi sprečavanja koagulacije gline. Jače litificirane uzorke dobro je ostaviti močiti u vodi do drugog dana. U vodi dobro promućkani uzorak obraduje se ultrazvukom (ultrazvučnim dispergatorom) uz frekvenciju od oko 20 kHz u trajanju od 2 do 3 minute. Ultrazvučni valovi visoke frekvencije razgrađuju uzorak na nje-
Podjela ktastičmh sedimenata na usnavi veličine una i metodu određivanja niihnvfi veličine
75
gove sastavne dijelove. Uzorak se profiltrira kroz membranski filtar, ili se ostavi da se potpuno ista loži, tekućina se odlije, a talog osuši, dijeli na potrebnu količinu, vaze i sije. Dezintegracija uzorka otapanjem kakit nog cemtuhi obično se provodi kod kalcitnih pelitnih sedimenata, pješčenjaka i lapora, odnosno kod svih sedimenata koji sadrže kalcit i/ili aragonit kao vezivo. U tu se svrhu upotrebljava 11,5 N otopina monokloracetatne kiseline ili 10 do 15%-tne otopine acetatne kiseline ili pak 5 do 10%tne otopine klondne kiseline. Najpogodnija je monoklora.ee-tatna kiselina koja, /a razliku od aeetatne kiseline, ne tvori s otopljenim Ca--ionima nelopljive Ca-kornplekse, a ne otapa ni fosfatne ni l:e-klorirne minerale koji su izrazito topljivi u otopini kloridne kiseline. Pri upotrebi kloridne kiseline pH-koncentraciju neprestano treba održavati između 5 i 6 (kontrola in-djkatorskim papirom ili tekućinom), jer se pri većoj kiselosti (pH < 5) otapaju minerali iz skupine klorita i fosfata. Pri upotrebi monokloracetatne ili acetatne kiseline otapanje traje znatno duže negoli otapanje kloridnom kiselinom, obično od 3 do 10 dana. Postupak je otapanja sljedeći: Oprezno razdrobljeni uzorak u odlomke promjera 3 do 5 cm, prosi je se kroz sito promjera 0,4 ili 0,6 mm da bi se odstranila prašina i eventualno zdrobljena zrna, dobro .se homogenizira, odijeli na potrebnu količinu uzorka i odvagne oko 20 do 30 g. Analitičkom vagom točno odvagnuti uzorak u staklenoj se čaši oprezno prelije otopinom jedne od kiselina i uz češće miješanje ostavi da se otope kalcit i aragonit. Nakon završena otapanja (kontrola s jednom kapi koc. HC1 iz pipete na sam talog koji više ne smije reagirati na HC1) tekućina se odlije, talog nekoliko puta ispere destiliranom vodom (oprez - zaostala kiselina razara mrežicu sita!), osuši i važe. Iz odnosa težine uzoTka nakon i prije otapanja izračuna se postotak karbonata u uzorku. Uzorak preostao nakon otapanja kalcita zatim se sije kroz odgovarajući niz sita. Otapanje kalcita ili aragonila teče prema sljedećim reakcijama: Mtmokloracetatna kiselina: CaCO, + 2 CH,ClCOOH ——> Ca(CHClCOOH), + CO, + H20 Acetatna kiselina: CaCO-, + 2 CHjCOOH ------------> Ca(CH2COOH): + CO, + H20 Kloridna kiselina: CaCO-i + 2 HC1 ——-> CaCl2 + CO: i- H20. Sijanje uzorka: Nakon što smo priredili uzorak za sijanje i odabrali odgovarajući niz sita tako da smo na vibracijski aparat za sijanje, tzv. tTesilicu, najprije stavili dno sita, a zatim od dna naviše sita sa sve većim promjerom otvora, započinjemo sijanje uključivanjem tresiliee. Za svako se sito cijeli komplet sita sije po tri minute na vibratoru i 3 minute ručno. Kad je završeno prosijavanje za prvo, najkrupnije sito, to sito skidamo s kompleta, sav materijal sa sita kistom prenosimo na plastičnu foliju i važemo tehničkom vagom koje je točnost najmanje 0,1% od ukupne težine uzorka. Isti se postupak ponavlja za svako sljedeće sito i za uzorak koji je prošao posljednje sito i sakupljen je na podnožju sita. Prema tome, pri sijanju dobivamo rezultate ostataka na sitima i rezultat prolaza količine materijala kroz sito najmanjih otvora (prosijev). Točnom se smatra ona
7G
olruklUTB |tpk»1urcl i gi,ria i.i-Uinib'i'Jliiili ^1l|nl= I
MiHljJi' •ii^ilnfi ištflil'.'jll|=
analima kod koje he /bruj ttvina svili ostataka na si hm a i prosijava no ra/likuje od prijt? sijdrija odvagane lozine- 7.1 više ud 1%. HudiK'i dii st u sudimcntoloftiji i pi'tmlnjmi korisliino griinukmieliijskiiii podacima o postotku maso prold/đ kroz sita, a mi nakon analize raspolažemo ortacima na bitima, potrub.no je obaviti proramn r-viilidta tistjtiakci TU situ i prosijevd u postotku prolaza kRv. sita. OpurmUj, količina materijala koja je pro-nld kroz neko sito izračuna *e ^itma i/ra/u:
" r „ - r - , . L.- o r, gdje je: Pn = količina matenjdld pinšla kroz sito u, P„r = koiičina matorijald kuja jt: pručla kroz prethodne sito š krupnijim otvojima, O,, - količina matcrijdld osldla na si lu n Prinijela radi, ako je sijana 121) ^ uijuska kroz sito od 1 mm i sito od U,iW mmr a na sitii od 0,63 mm ostalo jt 55 g. tada. je prnl.3^ kroz. situ ud 0,f>3 inm jVdn.sk. 1211 - 55 = 65 g 3
Iz odnosa ukupni. mase utorka i tn^a dijelova uzoiaka koji su proSli kroz pojedina situ (rndsc p ujed inih Irakcija) izračuna w kn mula liv ni postotak pro-la/.a kroz sita. To se radi na posebnom obrdsm za granulomelrijsku analizu, kako je to pnka/jno u tiib3r 4 4r - ii
"lablica 4'4. Obtdiđi L
"""■-^'romjpr sila Osl-ita*---^ mm 1 sijanje
8^£
prolj/ lu'iiz silo u ^r (kumul.) prota 7 krči?. silo u %
4
2
1
, 19 ,'
/
m
70
100%
?8,G%
.20 4L 4fi,
0,6
24
0.1
l'r^iev
.12
-
X1 17 14,]^
X 5 .S,h%
4.M3. Sedimentadjska analiza ili odrođivanje veličina zrna na osnovi brzine padanja ćesLiiiti Sedimentarijska analiza, odnosno odrađivanju vdiane zrna na osnovu brzine padanja restiL-a d.sni\a HI: na Siocksovu zakonu ko|i ftlasir
5
Podjela klastićnih sedimenata na osnovi veličine zrna i metode određivanja njihove veličine
77
v - brzina padanja cm/sekundi, g gravitacija 981 cm/sekundi, D, = gustoća zrna koje pada, D3 = gustoća tekućine, r\ = viskoznost tekućine, r polumjer zrna koje pada. Iz Stocksova zakona izveden je izraz po kojemu se može izračunati promjer zrna koje pada u tekućini:
pgfPi-TJJ
Vv(cm) ■
Ako uvrstimo vrijednost za brzinu, tj. odnos puta i vremena v=— (cm), dobit ćemo izraz: 9n 28(0,-0,) Vt Budući da se kod sedimentacijskih analiza veličina zrna izražava u mikrometrima, a brzina padanja u minutama, uz ta uvrštavanja, kao i vrijednosti g = 981, dobivamo: r = 10000
r = 87,426
9n 2-981(D1-D2) V60t
TVh
KPj-DjJt
d = 174,25
Promjer
d - 2r
Tl-h
(D,-02)t
d u mikrometrima t u minutama h u mikrometrima Iz ovog izraza možemo izračunati veličinu čestica - zrna d tako što pri sedimentacrijskoj analizi mjerimo potrebno vrijeme t da bi čestice-zma pale s visine h. Viskoznost i gustoću tekućine dobivamo iz odgovarajućih tablica, ovisno o temperaturi (vrijednosti za vodu koja se obično upotrebljava za analizu prikazuje tabl. 4-5). Gustoća zrna koja padaju određuje se prema mineralnom sastavu uzorka. Kod praktičnog rada u laboratoriju češće moramo znati po-
;.-iuHurB ;WiUr?i i n11"'1 "J1 nuntnih 5:I«IIB ■ nuli* rllhclh iraall.inm
7&
Lit?bTi£J vrijeme t da bismo odredili koliko u u/otku ima iV.stua promjera ti. Iz i/rav.a /a isiačunavanje- promjera, d jednostavnu i/lutimo vrijednost I Lako do cijelu jednad/.nn kvddflranKJ pa dobijemo dd je ll).150.r."vr[ li (U,
l->:)d Z L u minutama, li u uiikj ome trima d n m i ki ome ti ima " 1 "n h 11 r.i 4->\ VnitJnosti jpTitoćV D2 <. Viiku/nusli vode u OVISITE U >• Itmperaturi 'Iftr.peraturj "C
Clushjća Uj
15
0,999 13
0,01140
Ifi
<.\>11tt y7
11,0 LI 11
17
0.993 «o
O.OlOH.i
13
0,993 62
0.0 IO"1*
IV
rt,y-lH43
11.01030
20
0.998 2'!
0.010 05
21
0,998 08
0,009 31
22
11.9W 411
0,(104 AK
23
0,W 5(>
0.009 36
24
0,997 32
0.009 14
25
0,99' 07
0,008 94
Vlsko/mut r\
lilOOn
Dd bi jednadžbe za izračunavanje t i J vrijedile, odnosno dfl bi ino- zadovoljan Stocksov zakon, pri analizi bi morali biti mpunjmn hljrdet'i uvjeti.
- Molekule tekućine u kojoj se ohavlja analiza moraju ti odnosu na veličinu čestica koje se taln/e biti vrlo male. Za laktfcnje u vodi i n alkoholu taj je U\ jel ispunjr3n; - Količina tekućini' mom u odnosu na količinu čestica ruti heskonaćni^ Taj je uvjet is.pi]njen ako se taloženje izvodi n c i l i n d r u uji je promjer "> 5 cm, n, masiL uzorka nije veća od 3fl jj - C^ihre moraju bili glalke i čvrste Ispunjen je samo uvjet da čestice budu (\T-UJ, .L potpuno glatke nikada ni' mogu bili. - Između ti'kui'ine i uze i ka ne smije bili kli/anja. To je ispunjeni"' ako se falož.enje izvodi u vodi ili u alkoholu - Rr/rin« padanja čestica mora biti mala Tu sf pnsh/.e tako da .se sedimen tacijhka anali^ obavlja samo /a uzorak koji sadrži zrna < 0.05 mm. -Zm,i koja padaju, moiaju imati oblik kti^lc Taj uvjrt nikada nije ispunjen pa sv /Lik. pri sedimentacijskn| aruli^i upotrebljava tzv. ekvivalentni promjer.
Podala klasičnih sedimenata na O&IKM veličine srna i nielode određivania njihove veličine
79
tj. promjer analiziranih čestica odgovara zrnima iste tvari kao da imaju kuglast oblik. Kod scdimentacijske analize greško nastaju i zbog toga što se analizirani uzorak ne sastoji samo od čestica-zrna jednoga mineralnog tipa, već od smjese čestioa-zma više različitih minerala koji imaju različitu gustoću. Budući da je u siltoznim sedimentima prevladavajući sastojak kvare, to za gustoću D: uzima se gustoća kvarca 2,65, kod glinovitih sedimenata kaolinita gustoća 2,5H ili ilita 2,55 ili minerala glina koji bubre (montmorilonit/smektit 2,1 do 2,3). S obzirom na to da viskoznost tekućine bitno ovisi o temperaturi, pri sediment acijskoj analizi moramo održavati konstantnu temperaturu upotrebom lermostata. Brzina padanja čestica istog minerala i istoga promjera, na primjer, biti će dvostruko veća kod temperature vode od 30 °C negoli kod 10 SC. Ovo svojstvo možemo korisno upotrijebiti u laboratoriju kad iz velikog volumena suspenzije dobivene sc-dimentacijskom analizom metodom Atterbergova cilindra moramo izdvojiti sitnu frakciju. Budući da bi filtracija u takvom slučaju trajala dugo, suspenziju preko noći ostavimo u sudioniku na temperaturi od 50 do 60 °C. Zbog manje viskoznosti vode na toj će se temperaturi sve sitne čestice istaložiti praktično za 20-ak sati pa vodu možemo odlijati. Nakon što je uzorak dezintegriran jednom od navedenih metoda iz njega se, ako sadrži topljive soli ili morsku vodu, odstrane topljive soli tako da se uzorak u gustoj platnenoj vrećici natapa tekućom vodom. Kad su topljive soli odstranjene (kontrola: voda s AgNO-, ne smije stvarati mliječno bijelo zamućen je srebrenih kloTida), uzorak se mokrim sijanjem prosije kroz sito od 0,05 mm, osuši i odvagne potrebna količina za sedimentacijsku analizu. Ima više metoda sedimentacijske analize. Najčešće se primjenjuju: - sedimentacija u Atterbergovu cilindru - sedimentacijska analiza metodom izvlačenja - pipelna metoda - metoda areometriranja i - sedimentacijska anali/a sedimentadjskom vagom. 4.1.2.3.1. Sedimentacijska analiza u Atterbergovu cilindru i analiza metodom izvlačenja Sedimentacijska analiza u AtteTbergovu cilindru i metoda izvlačenja omogućavaju, za razliku od svih drugih metoda, potpuno izdvajanje bilo koje željene frakcije, a time i mogućnost da se takve frakcije upotrijebe za rentgenske, mineraloške, kemijske i druge analize. Atterbergov je cilindar promjera najmanje 5 cm koji se na vrhu zatvara čepom s nabrusom (šlif), a na oko 3 do 5 cm iznad dna ima sifon za ispuštanje tekućine. Razina je tekućine pri otvorenom sifonu nul-linija cilindra od koje su na cilindru označene visine padanja h=10, 15 i 20 cm (si. 4-5). Uzorak koji smo pripremili za analizu, obično 15 do 20 g, dobro se promućka (najbolje ultrazvučnim dispergatoTom) u vodi kojoj smo dodali amonijak ili Napirofosfat radi sprečavanja koagulacije i ulije u Atterbergov cilindar. Začepljeni se cilindar okrene u vodoravan položaj tako da je sifon okrenut prema gore, intenzivno promućka, postavi vertikalno, odčepi i zabilježi vrijeme
80
Strukture jteksture) i grada sedimsntiuh stijena i metode njihovih istraživanja
I lr? b
Slika 4-5. Atteroergov cilindar (a), modifikacija sifona (b) i Andteasenov cilindar za pipetnu metodu (c)
početka scdimentiranja čestica. Pri tome treba paziti da razina suspenzije u cilindru bude na točno određenoj visini h=10,15 ili 20 cm. Nakon isteka vremena t, proračunanog da bi se istaložile čestice promjera > dx kroz sifon se u veliku posudu ispusti suspenzija iz cilindra, tj. voda i čestice promjera < d,. I3uduči da na početku sedimentacije sve čestice promjera < d, nisu bile pri površini suspenzije, tj. na cijeloj visini padanja h, one bliže nul-liniji spustile su se ispod nul-linije ili istaložile na dno. Zbog toga postipak sedimentacije za isto vrijeme taloženja t! i izdvajanje čestica promjera dj n oramo ponavljati toliko dugo dok iznad nul-linije nakon isteka vremena tj više nema suspenzije uzorka, već ostaje čista voda. Praksa pokazuje da za izdvajanje čestica gline (< 4 mikrometara) postupak taloženja treba ponoviti oko 15 do 25 puta, ovisno o sadržaju i sastavu minerala glina (za montmorilonite taj se postupak ponavlja i više od 30 puta). Pri svakom ponavljanju taloženja i izdvajanja suspenziju kroz sifon ispuštamo u istu posudu jer ona sadrži Čestice iste frakcije. Pri tome se na kraju postupka pri izdvajanju najsitnije frakcije nakupi 15 do 25 litara suspenzije iz koje moramo odvojiti frakciju uzorka od vode. To se radi ili isparavanjem vode na kupeljima, ili filtracijom kroz membranske filtre ili pak ubrzanim taloženjem čestica na temperaturi od 50 do 60 °C uz odlijevanje ili dekantiranje vode. Nakon što je iz uzorka potpuno izdvojena frakcija < dx (na primjer 2 mikrometra) počinje postupak taloženja i izdvajanja za sljedeću frakciju čestica s promjerom < d2 (na primjer 4 mikrometara) nakon isteka vremena t2. Prema tome, kod sedimentacije u Atterbergovu cilindru (kao i kod metode izvlačenja) počinje se s izdvajanjem od najsitnijih prema krupnijim frakcijama. Vremena t i promjeri čestica d obično se kod potpune granulometrijske analize odaberu tako da se izdvajaju sljedeće frakcije: za t, < 2 mikrometra za t; < 4 mikrometra ( - 2 - 4 mikrometra) za t3 < 6,3 mikrometra (= 4 - 6,3 mikrometra) za t4 < 10 mikrometara (= 6,3 - 10 mikrometara) za t5 < 20 mikrometara {= 10 - 20 mikrometara) za t6 < 32 mikrometra (= 20 - 32 mikrometra) i ostatak od 32 do 50 mikrometara ako smo uzorak prije toga prosijali sitom od 0,05 mm. Da bi se obavila kompletna sedimentacijska analiza jednog uzorka Atter-bergovim cilindrom, potrebno je oko 30 do 35 dana, Sto je glavni nedostatak te metode. Međutim, kako jedan anaiitičar može usporedo serijski raditi oko
Podjela KtotiSivh sedimenata na osncm veličine rmo i melode određtvan|a njihove veličine
81
35 do 50 analiza, stvarno potrošeno radno vrijeme po analizi iznosi oko pola radnog dana, ali se analiza ne može završiti ranije od mjesec dana. METODA IZVLAČENJA osniva se na potpuno istom postupku kao i za Atterbergov cilindar, samo što se suspenzija iznad nul-linije nakon isteka vremena sedimentacije t ne ispušta kroz sifon, već se s dubine nul-linije izvlači s pomoću staklene cijevi oblika obrnutog slova U. Cijev se učvrsti na laboratorijski stalak tako da jedan krak dosc/e dubinu suspenzije točno do nul-linije i nakon isteka vremena t oprezno uroni u posudu u kojoj se obavlja sedimentacijska analiza. Na drugome kraku cijevi nastavljeno je gumeno crijevo koje se savije u U-oblik, napuni destiliranom vodom i nakon isteka vremena t ta se voda naglo ispusti u posudu za hvatanje suspenzije koja se nastalim pod tlakom izvlači kroz staklenu cijev do nul-linije. Metoda izvlačenja primjenjuje se onda kada nam je potrebna veća količina pojedinih frakcija za posebne analize ili tehnološke uzorke. Naime, za razliku od Atterbergova cilindra, kod ove se metode mogu upotrijebiti veća posuda, veća količina tekućine pa, prema tome i veća odvaga uzorka za analizu. 4.1.2.3.2. Sedimentacijska analiza pipetnom metodom i areometriranjem PIPETNA METODA, za razliku od analize u Atterbergovu cilindru, ne omogućava dobivanje čistih frakcija ni njihovu cjelokupnu količinu iz uzorka pa šestoga uglavnom primjenjuje samo radi granu lometrijskih analiza uzoraka, a ne i analiza pojedinih njihovih frakcija. Uz taj očiti nedostatak, pipetna metoda ima i veliku prednost u odnosu na sedimentacijsku analizu u Atterbergovu cilindru jer je za nju potrebno mnogostruko kraće vrijeme. Osniva se na tome da se iz više pipetom u različitim vremenskim razmacima s iste dubine suspenzije uzetih uzoraka određuje promjena koncentracije suspenzije. Ona, naime, ovisi o brzini taloženja, odnosno o veličini čestica koje se talože. Što su čestice veće, brže će se spustiti ispod razine pipetiranja pa će pri svakom novom pipetiranju nakon isteka vremena t koncentracija suspenzije biti manja za iznos čestica koje su prošle put h = 10 cm, tj. spustile se ispod visine pipetiranja. Pipetna se metoda najčešće izvodi u Andreasenovu cilindru, odnosno u staklenom cilindru zapremine od 500 mL i visine 30 cm, kuji se zatvara gumenim čepom kroz koji je provučena staklena cjevčica s pipetom zapremnine 10 mL (si. 4-5c). Na pipeti se nalazi pipac s dva otvora koji omogućava ulaz suspenzije iz cilindra u pipetu i ispuštanje suspenzije u posebnu posudicu. Optimalna je količina uzorka za sedimentacijsku analizu pipetnom metodom 5 do 10 g. Pripremljena suspenzija uzorka s vodom i antikoagulatorom (amonijak, Na-pirofosfat) ulije se u cilindar, dobro promućka i odmah otpipetira početna koncentracija C„. Nakon isteka vremena t, koje smo izračunali da je potrebno da bi čestice promjera d1 prešle put od h = 10 cm, otpipetira se novih 10 mL suspenzije koncentracije C,. Daljnja pipetiranja, uvijek s dubine od 10 cm, slijede po unaprijed izračunanoj vremenskoj ljestvici, tj. t;, t3 itd. Pri svim tim pipetiranjima početak računanja vremena uvijek je isti, tj. od trenutka pipetiranja početne koncentracije C„. Dakle, kod pipetne metode, nakon pipetiranja početne koncentracije, počinje se izdvajati suspenzija koja sadrži krupnije, a potom sve sitnije i sitnije čestice. Ušteda na potrebnom vremenu za analizu postiže se zbog istodobna početka sedimentacije za sve frak-
82
Strukture (teksture) i grada sedimentnih stiiena i metode n|ihovirr isr/ažftanjrr
ci je te zbog toga što se svaka koncentracija (frakcija) izdvaja samo jedanput. Svaka se otpipetirana suspenzija kao poseban uzorak ispari do suha, odvagne suhi ostatak i iz težine suhog ostatka početne koncentracije CQ i razlika težina suhih ostataka svih ostalih koncentracija i/računa postotak svake pojedine frakcije. Pri tome masu suhog uzorka početne koncentracije moramo pomnožiti s faktorom koji pokazuje koliko je puta pri pipetiranju proporcionalno uzeto manje uzorka od njegove ukupne mase (od 500 mL uzeto je 10 mL, dakle, množimo s 50). M1/TODA AEROMFTRIRANJA osniva se na promjeni gustoće suspenzije u ovisnosti o brzini taloženja čestica. U tu se svrhu upotrebljava aerometar ili sprava za mjerenje gustoće tekućina. Mjerenjima promjena gustoće suspenzije u točno određenim vremenskim razmacima tv t3, t-i itci. potrebnih da se istalože čestice promjera d,, d : d, itd. izračunaju se udjeli sedimenliranih čestica. 4.1.2.3.3. Granulometrijska anali/a sedimentacijskom vagom Sedimentacijska je vaga instrument za određivanje veličine čestica na osnovi brzine padanja u tekućini i instrument koji služi za mjerenje brzina sedimen-tacije. Princip je takve vage sljedeći: jedan krak vage je izveden kao kružna posudica koja na metalnoj šipci visi uronjena u suspenziju unutar cilindra na dubini od 20 cm, odnosno visini padanja h = 20 cm. Promjer je cilindra 6 cm, a promjer kružne posudice 0,5 mm manji. Umjesto drugoga kraka vage konstruiran je optičko-elektronski sustav s elektromotorom i automatskim pisačem po papiru čija se brzina kretanja može slobodno prilagođavati (izbor vremena t). OptiČko-elektronski sustav konstruiran je tako da se za svaki prirast (staložene mase uzorka na kružnu posudicu od 0,002 g krak vage nagne toliko da se tanka zraka svjetlosti koja pada na staklenu prizmu kroz tanki prorez reflektira točno na foto-ćeliju. Tim fotoclektričnim efektom nastaje struja koja uključi motor i pisač pomakne za jedan pomak udesno. S obzirom na to da se papir po kojemu radi pisač neprestano u okomitu smjeru kreće istom brzinom, pisač ispisuje krivulju iz koje se odabirom vremena t prema visini padanja čestica h - 20 cm izračuna promjer i količina istaloženih čestica. Pisač, naime, pri taloženju ukupne mase uzorka prođe cijeli put od lijeve do desne strane papira, tj. 100% uzorka, a u vremenu t iz položaja točke na krivulji proračuna se pripadajući postotak istaloženog udjela uzorka.
4.1.2.4. Obrada rezultata granulometrijskih analiza Rezultate granulometrijskih analiza možemo prikazati histogramom, krivuljom učestalosti raspodjele i kumulativnom granulometrijskom krivuljom. U sva ta tri načina prikazivanja upotrebljava se ili VVentvvorthova ili Krumbeinova 6-ljes-tvica za nanošenje veličine zrna na apscisi, a dekatska ljestvica za nanošenje postotaka pojedinih frakcija na ordinati. U nas je najčešć« u upotrebi VVentvvorthova logaritamska ljestvica, a u američkoj literaturi Krumbeinova 0-ljestvica koja je vrlo pogodna za statističku obradu rezultata granulometrijskih analiza. 6-ljestvica transformirana je Wentworthova ljestvica po izrazu <]> - -log, d, gdje je ([> promjer zrna izražen kao minus logaritam s bazom 2 od veličine zrna d
Podjela klasličnih sedimenata na usmrti veličine Una I metode određivanja njihove veličine
83
Slika 4-6.
Načini prikazivanja rezultata granulometrijskih analiza 1 = kumulativna krivulja; 3 = histogram i 3 = krivulja učestalosti raspodjele (iz: Miiller, 1967)
- phi skalo
izražene u mm. Kod rji-ljestvice zrna promjera manjeg od 1 mm imaju + vrijednosti, zrna promjera većeg od 1 - vrijednosti, a zrna promjera d = J mm vrijednost 0. Granulometrijsko krivulje prikazane na rj>-]jestvici imaju nošto drukčiji oblik od krivulja prikazanih na Wcntworthovoj ljestvici. - HISTOGRAM je grafički i brojčani prikaz količine svake pojedine frakcije u obliku stupaca (si. 4-6). Histogram granulometrijskog sastava može imati asimetričan oblik, ovisno o tome prevladavaju li sitnija ili krupnija zrna, simetričan oblik ako sitnijih i krupnijih frakcija ima podjednako. Ako izrazito prevladava samo jedna frakcija, tada je to UNIMODAI.NI GRANULOMETRIJSKI SASTAV, ako prevladavaju dvije frakcije, tada je to BIMODALAN, odnosno više frakcija daje POLIMODALAN SASTAV. - KRIVULJA UČHSTAI.OSTI RASPODJELE VELIČINE ZRNA dobije se tako da se na apscisu nanose veiičine zrna, odnosno grafičke granične vrijednosti svake pojedine frakcije, a na ordinatu njihova količina izražena u postocima. Krivulja konstruirana tim točkama krivulja je učestalosti raspodjele (si. 4-6). Tablica 4-6. Rezultati granulometrijske analize sijanjem uzorka pijeska S-35 laboratorijskim šilima na osnovi kojih je konstruirana kumulativna granukimetrijska krivulja na si. 4-7.
CRANULOMHTRIJSKA ANALIZA UZORAK BR
^v Promjer \^ sita mm Ostatak ^x na situ \^ 1, sijanje
4
2
rio 100
1 8,2
0,63
0,2
0,125 0,063
S-35
Prosjev
22
101.8 79,8
111) g '
60,1
11
4,3
4,4
prolaz kroz sito u gr. (kumul.)
19,7
8,7
4,4
-
18,1
7,8
4,0
prolaz kroz sito u %
93
72,9
84
Strukture (teksture) i građa sedimenlnih stijeni i metode njihovih atrairvanja
- KUMULATIVNA CR ANULOMETRIJSKA KRIVULJA glavni je i najčešći način prikazivanja rezultata granu lom et rij ske analize jer se iz nje izravno mogu očitati udjeli bilo kojih frakcija, prikazuje cjelokupan sastav i raspored zma, a iz nje se mogu očitati ili izračunati i važni granulometrijski koeficijenti (si. 4-6. i 4-7). Konstruira se tako što se na apscisu s Wcntworthovom semilogaritam-skom ljestvicom nanose odgovarajuće veličine zrna, odnosno granične vrijednosti frakcija, a na ordinatu kumulativni zbroj udjela pojedinih frakcija izraženih u postocima. Primjer kumulativne granu lome tri jske krivulje za uzorak S-35, konstruirane na osnovi rezultata analize i/ tabl. 4-6, pokazuje si. 4-7. ZAVOO ZA MINERALOGIJU. PETROLOGIJU 1 EKONOMSKU GEOLOGIJU »U0»»Sl
FAKULTET*
ZUBREB, PlEHOTTUfVA t/lll -Pl. 111
G RANULO M ETRIJSKA ANALIZA
0,063
aob2ttoM a D "0
a t)2
ai« Q"2 *>'*
0,63
H
2,0
Promjer zrna u log d (mm) Z_*fjHE£_dnt._
Slika 4-7. Kumulativne granulometrijske krivulje pijesaka turbiditnih sedimenata sarmata Okućanskog Benkovca
Iz tako dobivene kumulativne granulometrijske krivulje mogu se izravno očitati ili izračunati granulometrijski parametri i koeficijenti koji matematički određuju najvažnija svojstva veličine zrna i granulometrijskog sastava uzorka. Ti su parametri i koeficijenti ovi:
Pofl(ela KlasiiSnih sedimenata na osi™ veličine ;ma i metode određivanja njihove veliCme
85
- MEDIJAN ILI SREDNJA VFUČINA ZRNA Md ona je veličina koju imaju zrna u kumulativno) granulumetrijskoj krivulji kojih u sastavu uzorka ima 50%. Određuje se tako da se od kumulativne krivulje na presjecištu s linijom 50% spusti okomica na apscisu na tom mjestu i očita njezina vrijednost (si. 4,-7). U našem primjeru krivulje sa si. 4-7. za uzorak S-35 to iznosi 0,41. Dakle, Md - 0,41 mm. - PKV[ I TREĆI KVARTII. Qi i Q., određuje se jednako kao i Md, samo kod pres ječiš ta krivulje na 25, odnosno 75% (si. 4-7). U našemu primjeru uzorka S-35 na si. 4-7 Q, = 0,25, a Q3 = 0,64. - KOEFICIJENT SORTIRANJA I'O TRASKU S„ definiran je kao kvadratni korijen odnosa trećeg i prvog kvartila: S =
U našem primjeru krivulje uzorka S-35 sa si. 4-7. to iznosi 1,6. Koeficijent sortiranja označava stupanj jednoličnosti zrna po veličini. Što je koeficijent S„ veći, to je sortiranost uzorka lošija, tj. uzorak sadrži veliki raspon zrna od najmanjih do najvećih i, obratno, što je koeficijent manji, uzorak je bolje sortiran, dakle, sadrži zrna sličnijih dimenzija. U idealnom slučaju, kad bi se uzorak sastojao samo od zrna jednakih dimenzija koeficijent sortiranosti bio bi 1. Stupanj sortiranosti kvalitativno možemo odrediti već i po obliku i položaju kumulativne krivulje: što je krivulja strmija, to je stupanj sortiranosti veći (kvartili Q3 i Q, imaju međusobno bliže vrijednosti), a što je krivulja položena blaže, to je .sortiranost iošija (kvartili su međusobno udaljeniji). Podjela koeficijenata sortiranja s numeričkim vrijednostima pojedinih kategorija prikazana je u tabl. 4-7. Tablica 4-7. Podjela koeficijenata sortiranja s vrijednostima pojedinih kategorija (Miillcr, 1964) Kategorija sortiranosti vrlo dobra sortiranost
Vrijednost S„ 1,00 - 1,23
dobra sortiranost
1,23 - 1,41
srednja surtiranost
1,41 - 1,74
slaba sortiranost
1,74 - 2,00
vrlo loša sortiranost
> 2,00
- KOEFICIJENT ASIMETRIJE Sk ili »skevvness« pokazuje prevladava li u uzorku frakcija krupnijih ili sitnijih zrna u odnosu na medijan Md, tj. da li je kumulativna krivulja asimetrična na strani krupnijih ili sitnijih zrna. Ako u uzorku prevladavaju sitnija zrna, tada je Sk veći od i, a ako prevladavaju krupnija zrna od medijana, Sk je manji od 1. Prema Trasku, koeficijent se izračunava prema izrazu: k
S,=
(Md)2
Strukture (lekstme) i građa seđim&rtlniii stijena i metode njihovih istia2ivaii|a
U našemu je primjeru krivulje za uzorak S-35 na si. 4-7. koeficijent asimetrije 0,25 x 0,64 / 0,41: = 0,952. Dakle, manji je od 1 i u u/orku prevladavaju krupnija zrna od Md, odnosno krivulja je asimetrična na strani krupnijih zrna. - KURIOZIS ili EKSCES o/.načava odnos između stupnja sortiranosti na početku i na kraju krivulje u odnosu na stupanj sortiranosti u središtu krivulje. Izračunava se prema i/razu: K. =
Q3-Q,
pri čemu je P^ veličina /.rna kod vrijednosti krivulje na 40%, a P1;) veličina zrna kod vrijednosti krivulje na "10%. Kod statističke obrade podataka rezultata granulometrijskih analiza često se određuje i srednja aritmetička veličina zrna Ma i standardna devijacija n.
Ma-
Lxf(X ) N
V N x = srednja veličina zrna svake pojedine frakcije f(X) = količina frakcije u % d = X - Ma.
OKO
om
0 200
0150
0JĐO
0350
0100
I priobalni pijesci visoke energije vod* JI marinski i jeierski pijesci niske energije irede HI rijecm pijesci IV «o!Ski
p,j(KI
Slika 4-8. Ruhinov (1947) dinamički dijagram
Pojela klastičnili sediinenjia na iKnatfi veličine z'na i metode ođ£eđrvanja nirhove veUcme-
87
CM DIAGRAM
M-MEOIJAH lu^jm) Slika 4-9. Pessegin (1964) CM-dinamički dijagram za određivanje načina prijenosa detritusa i mehanizama taloženja na ordinatu se nanose vrijednosti veličine zrna kod 1% krupnozrnate frakcije, tj na 99% kumulativne granulometrijske krivulje, a na apscisu vrijednosti srednje veličine zrna Md za svaki pojedini uzorak. Uzorke iz genetski jednoličnih okoliša taloženja istoznačnih uvjeta prijenosa detritusa prikazuju šrafirane CM zone kojih oblik i razmak od CM linije određuje pet osnovnih načina prijenosa zrna, odnosno dinamičkih uvjeta taloženja: kotrljanje, kotrljanje i suspenzija, gradirana suspenzija, uniformna suspenzija i pelagična suspenzija.
Srednja aritmetička veličina zrna Ma i standardna devijacija upotrebljavaju se pri i/radi Kuhinovih (1947) dijagrama kojima se na osnovi rezultata velikog broja granulometrijskih analiza pijesaka određuju dinamički uvjeti taloženja. MJ Ruhinovu drnamičkom dijagramu izdvojena su četiri polja karakterističnih dinamskih značajki: I. - polje.priobalnih marinskih pijesaka i l i pijesaka plaža; II. ~ polje marinskih i jezerskih pijesaka taloženih pri niskoj energiji vode; III. - polje riječnih pijesaka i IV. - polje eolskih pijesaka (v. si. 4-K). S obzirom na to da se pokazalo da je polje eolskih pijesaka pogrešno izdvojeno, to se polje ne koristi pri analizi i obradi granulomerrijskih sastava pijesaka. Ruhinova dinamička metoda jedna je od prvih metoda koja na osnovi granu lome trijskih sastava pijesaka daje mogućnost interpretacije hidre skih uvjeta taloženja. Metoda se može h id rodina msortirane primjenjivati samo za dobro s
88
Strukture (teksture) i grada s&dimentnih stijena i metode n(ihwih Istraživanja
pijeske kod kojih promjer zrna najkrupnije frakcije nije 7 do 8 puta veći od najsitnije frakcije. Passcga je (1964) razradio t/v. CM dinamički dijagram iz kojeg se na osnovi rezultata granulometrijskih analiza mogu određivati načini prijenosa detri-tusa. Dijagram je konstruiran na osnovi odnosa srednje veličine zrna Md i vrijednosti veličine zrna na 1%, tj. C = 1%. Na CM dinamičkom dijagramu Passega je izdvojio polja koja odgovaraju sedimentima prenošenih i taloženih u vodenim okolišima kotrljanjem, kotrljanjem po dnu, suspenziji po dnu, gradiranoj suspenziji bez kotrljanja po dnu, uniformnoj suspenziji i peiagičnoj suspenziji (si. 4-9).
4.2. Morfometrijske značajke zrna Morfiimetrijskim značajkama zrna pripadaju- oblik zrna, spljoštenost zrna, sfe-ričnost, zaobljenost zrna i pivotabilnost zrna (= sklonost zrna kotrljanju). Morfometrijske značajke zrna proučavaju se raci dobivanja što više korisnih podataka o odlikama struktura (tekstura), kao i za rekonstrukciju i interpretaciju uvjeta transporta i okoliša taloženja.
4.2.1. Oblik zrna Oblik je zrna pojam kojim se označava približavanje nekog zrna manje-više pravilnim geometrijskim tijelima pa tako zrna po obliku mogu biti kuglasta, dis-koidna, pločasta, prizmatična, štapićasta, listićava, vretenasta ili potpuno nepravilna. Oblik zrna klastičnog sedimenta uvjetovan je primarnim oblikom minerala u matičnoj stijeni, stupnjem zaobljavanja i habanja u tijeku prijenosa te promjenama tijekom dijagenetskih procesa. Od dijagenetskih promjena na oblik zrna najviše utječe tvorba regeneracijskih rubova, otapanje pod tlakom i korozija zma. Primami oblik zma u matičnoj stijeni ovisi o kristalografskim svojstvima minerala: minerali koji kristaliziraju u kubičnom sustavu imaju izometrični, u monoklinskom i heksagonskom prizmatični, u monoklinskom lističavi ili pločasti oblik. Oblik mineralnog zma u klastičnom sedimentu ovisi i o stupnju kalavosti: minerali koji nemaju kalavost, primjerice kvare i granati, lakše će pri trošenju i transportu zadržati kristalografske oblike negoli minerali koji se odlikuju savršenom kalavošću. Osim oblika valutica šljunka, oblik se zrna najčešće istražuje pri analizi teških minerala te pri istraživanju porijekla, odnosno matičnih stijena, klastičnih zrna u pješčanim sedimentima. Rezultati istraživanja oblika zrna, općenito gledano, pokazuju da zma kvarca izometričnog oblika češće potječu iz granitoi-dnih, a izduženog oblika iz metamorfnih stijena.
Moflomelrijske značaje rrna
89
Veliki utjecaj na oblikovanje oblika zrna pri trošenju i transportu ima tvrdoća minerala. Minerali i mineralni agregati veće tvrdoće teže se habaju pa je za njihovo zaobljavanje potreban bitno duži transport od onog kod minerala manje tvrdoće. Što se tiče oblika fragmenata i valutica stijena u srednjbzrnatim i krupnozrna tim klastičnim sedimentima (pijesci /pješčenjaci, šljunci /konglomerati, drobine/breće), općenito se može reći da je njihov oblik u prvome redu posljedica petrografskog sastava, teksturnih i strukturnih odlika matičnih stijena, a tek zatim posljedica transporta i hidrodinamskih uvjeta. Fragmenti i va-lutice nastale trošenjem šejlova i kristalastih škriljavaca s vrlo izraženom škri-Ijavom teksturom u pravilu imaju pločasti, a gotovo nikada nemaju vretenasti ili kuglasti oblik jer se te stijene raspadaju po plohama lisnatosti, odnosno škri-Ijavosti. Slično vrijedi i za fragmente i valutice laminiranih ili tankoslojcvitih vapnenaca, rožnjaka, siltita i pješčenjaka. Kod stijena homogene teksture i strukture, tj. stijena bez laminacija, škriljavosti i tanke slojevitosti, pri trošenju i transportu nastaju fragmenti i valutice koji pokazuju sklonost stvaranju sfe-roidnih, diskoidnih ili izometričnih oblika. Približavanje je sferoidnim oblicima to jače što je transport bio duži i energija vode viša. Osim opisnih, kvalitativnih prikazivanja oblika zrna, postoje i kvantitativne, numeričke definicije oblika zrna. Numerički je oblik zrna definiran odnosima veličina najduže osi a (dužina), srednje b (širina) i najkraće osi c (debljina). Na osnovi međusobnih odnosa srednje osi b i dugačke osi a te kratke osi c i srednje osi b Zingg je (1935) kvantitativno definirao četiri osnovna tipa oblika zrna: diskoidna, sferoidna, pločasta i vretenasta zrna (si. 4-10).
b/a
c/b
m
oblik
I.
>2/3 <2/3
diskoidan
II.
>2/3 >2/3 sferoidan
III.
<2/3 <2/3 plnčast
IV.
<2/3 >2/3 vretenast
l
n
0 &
ifatDtdalan
Z /3 KRAT KA DS SRED NJA OS
= c/b
Slika 4-10. Zinggov dijagram za određivanje oblika zrna
Kod gcorhorfoloških i paleogeografskih istraživanja šljunaka, osim oblika zrna, kao poseban parametar određuje se i stupanj spljoštenosti zrna. Stupanj spljoštenosti zrna definiran je kao odnos najduže, srednje i najkraće osi a, b i c, odnosno dužine, širine i debljine zrna po izrazu:
S s=-
a+b ~2c ~
90
Slruktme (teKslure) i građa sediment ni h sijena i metale njihovih elraJKania
lz ovog izraza jasno izlazi da je stupanj spljoštenosti zrna kugle i kocke 1 jer su im sve tri osi istih dužina. Kod valutica šljunaka stupanj spljoštenosti obično varira i/među 1,2 i 5. Znakovito je da stupanj spljoštenosti valutica istoga petrografskog tipa varira u ovisnosti o okolišu taloženja i hidrodinamskim uvjetima, pa nam određivanje stupnja spoljoŠtenosti zrna šljunka može dati važno podatke za interpretaciju uvjeta i okoliša taloženja. Primjera radi, evo kako u različitim okolišima varira stupanj spljoštenosti valutica vapnenaca mikritne strukture (Miiller, 1967): riječna korita
1,2 - 1,6
morske plaže
2,3 - 3,S
morene
1,6 - 1,8
obale jezera
2,3 - 4,4
Pri određivanjima stupnja spljoštenosti zrna šljunka potrebno je izmjeriti dužinu, širinu i debljinu na najmanje 300 zrna šljunka.
4.2.2. Sferičnost zrna Sforičnost zrna, odnosno približavanje oblika z.rna kugli, često se još naziva i »kuglatost zrna«. To je koeficijent koji pokazuje kako se oblik nekog zma odnosi prema kugli istoga promjera kao Sto je najveći promjer toga zrna, VVadell (1932) definira sferičnost zrna kao odnos površine kuglu prema površini zrna, pri čemu kugla ima isti volumen kao i zrno. Međutim, budući da je praktično gotovo nemoguće mjeriti površinu zrna, VVadell je uveo praktičnu definiciju indeksa sferičnosti kao odnosa volumena zrna Vz prema volumenu kugle Vk koja ima isti promjer kao najmanji mogući opisani krug oko projekcije zrna, tj.:
Iz ovog izraza jasno izla/i da je sferičnost zrna uvijek manja od 1, osim ako zrno nije kugla koje je stupanj sferičnosti - 1, a da se stupanj sferićnosli listićavih i igličastih zrna približava nuli. S obzirom na to da je određivanje stupnja sferičnosti zrna prema VVadellu dugotrajan posao, u praksi se upotrebljava odnos volumena zrna prema volumenu kugle jednakoga promjera kao što je promjer najmanjeg mogućeg opisanog kruga oko zrna. Volumen zrna Vz jednostavno se odredi uranjanjem zrna u menzuru s vodom, a volumen kugle istoga promjera Vk izračuna se prema izmjerenoj veličini najvećega promjera zrna:
4r3/3
gdje je V/,'= volumen zrna, a r = 1/2 najvećega izmjerenog promjera zrna.
Morfometniske značajke zrna
9 1
r~—r
09
i
i/t
o 07 z xj t U]
0.3
Slika 4-11. Tablica za grafičko određivanje stupnja sferičnosli i zaobljenosti zrna prema Krumbeinj i Slossu (1963)
_ e.i
O.J
os
OT
o.a
ZAOBUENOST
Kod sedimentoloških analiza, radi praktičnosti, stupanj sferičnosti zajedno sa stupnjem zaobljenom ti određuje se vizualnim uspoređivanjem zrna s grafičkom tablicom koju su dali Krumbein i Sloss (1963), a prikazana je na si. 4-11.
4.2.3. Zaobljenost zrna Zaobljenost je zrna kvantitativni koeficijent koji pokazuje odnos između uglova i bridova zrna prema polumjeru najvećega mogućeg upisanog kruga u zrno. Stupanj zaobljenosti teoretski varira od 0 do 1. Kod kugle je 1, a kod listićavih i igličastih zma približava se l). Za kvantitativna određivanja stupnja zaobljenosti zma postoji nekoliko metoda. Najpoznatije su metode koje su dali VVadell (1932) i Wentworfh (1933) ali se pri petrološkim i sedimentološkim istraživanjima u praksi upotrebljava grafičko uspoređivanje po Krumbeinu i Slossu (1963), tj. grafička tablica prikazana na si. 4-11. S obzirom na stupanj zaobljenosti, zrna su svrstana u pet skupina. To su: - uglasta zrna (7 = 0- 0,2): uglovi i bridovi su oštri, zrna nisu pretrpjela praktički nikakvo habanje - poluuglasta zrna (Z = 0,2 - 0,4): zamjetljivo habanje uglova i bridova kao posljedica transporta, primaran oblik zrna još je jasno zamjetljiv - poluzaobljena zrna (Z = 0,4 - 0,6): uglovi i bridovi su zaobljeni, zamjetljivo habanje po cijeloj površini zrna, prvobitni oblik zrna još je uočljiv, ali su površine zrna dosta reducirane - zaobljena zrna (Z = 0,6 - 0,8): uglovi i bridovi dobro su zaobljeni, a prvobitne su_ površine zma gotovo potpuno uništene - vrlo dobro zaobljena zrna (Z = 0,8 - 1): potpuno zaobljene konture zma bez bridova i uglova, cjelokupna površina zrna habanjem je postala potpuno glatka. Zaobljavanje je zrna posljedica habanja uglova i bridova zrna i cjelokupnih prvobitnih površina zrna zbog međusobna trenja i struganja zma pri transportu. Istraživanja u prirodi, kao i pokusi u laboratoriju, pokazuju da je habanje oštrih uglova i bridova, a time i zaobljavanje zma, najintenzivnije u prvim kilometrima transporta dok su uglovi i bridovi zrna još oštri i tanki. Vrlo je sna-
92
Strukture ftekslmel i grada sedimentnih gt^ena i metale n|ltimiri islraiivarija
žno habanje zrna u marinskim priobalnim okolišima pa tu u geološkome smislu nije potrebno mnogo vremena da bi odlomljeni fragmenti stijena postali dobro zaobljene valutice. Potvrdu tome nalazimo u brojnim primjerima zaobljavanja krhotina stakla na morskim plažama. Ta stakla, ne starija od nekoliko desetaka godina, imaju dobro zaobljene uglove i bridove, Sto jasno upućuje na to da je u takvim uvjetima prijenosa detrirusa potrebno geološki kratko vrijeme za za-obljavanje zrna i fragmenata. Eksperimenti u riječnim tokovim (Pottcr & Pet-tijohn, 1963) pokazuju da se valutice šljunka dobro zaoble već nakon transporta od 15 do 30 km te da je najintenzivnije zaobljavanje u prvih 5-10 km. Zbog većeg otpora i veće površine krupniji se fragmenti brže zaobljavaju od sitnih zrna pa je zbog toga zaobljavanje zrna pijesaka mnogo sporije od zaobljavanja zrna šljunaka. Pokusi što ih je izveo Thiel (1940) pokazuju da zrno kvarca promjera 1,5 mm kod transporta na udaljenost 8 000 km izgubi habanjem samo oko 0,065 mm od svojeg promjera, što, drugim riječima, znači da primarne dimenzije zrna pješčanih sedimenata u tijeku transporta ne pretrpe neke znatnije promjene. Eksperimentima je, također, dokazano da se stupanj zaobljavanja kvarcnih zrna promjera od 1,5 do 2 mm povećava nakon transporta na udaljenost 2 000 km samo oko 5%. Kod turbiditnih tokova, gdje su zrna prenošena u suspenziji, zaobljavanje praktički i ne postoji. Dobro zaobljena zma kvarcnih pješčenjaka posljedica su ponavljanih ciklusa trošenja, transporta i taloženja detritusa. Općenito, zaobljenost se zma povećava razmjerno s dužinom i intenzitetom transporta, s veličinom zrna, njegovom gustoćom i prostornom masom, a obrnuto proporcionalno s tvrdoćom zrna. PIVOTABILNOST ZRNA ili sklonost zrna kotrljanju u uskoj je vezi sa sferičnošću i zaobljenošću zrna. Istraživanje pivotabilnosti zrna primjenjuje se pri ispitivanju stabilnosti kosina izgrađenih od rasutih šljunovitih i pješčanih sedimenata te kod istraživanja i proračuna brzine ispunjavanja akumuiacijskih jezera Šljunčanopješčanim detritusom. Pivotabilnost se određuje u izduženom koritu s nagibom uzdužne osi od 1,5° uz konstantno nagibanjc korita oko uzdužne osi lijevo-desno tako da zrna duž korita putuju u cikcak-crti. Pivotabilnost zrna definirana je potrebnim vremenom za koje zrna prođu određenu dužinu puta u koritu.
4.3. Sedimentni sklop ili orijentacija i način pakiranja zrna Zrna i_ fragmenti od kojih se sastoji neki sediment imaju određeni raspored i orijentaciju unutar sedimenta. To svojstvu u engleskoj terminologiji obuhvaćeno je terminom »fabric« (- građa), a u njemačkoj terminologiji terminom »Gefuge« (= sklop ili struktura). Raspored i orijentacija zma u sedimentu ovise o uvjetima koji su vladali u tijeku transporta, taloženja i mehaničke dijageneze, osobito kompakcije ili zbijanja zbog tlaka nadslojeva. Utjecaj je kompakcije naj-
Sedimentu i sklop ili ortjentaciia i način pakiranja jrna
93
snažniji kod glinovitih sedimenata, a vrlo slab kod krupnoklastičnih sedimenata (v. pogl. 6.4. i 7.2). S obzirom na naćin pakiranja, sortiranja i međusobna rasporeda zrna različitih dimenzija u sedimentu razlikuju se tri osnovna načina: a) klasti i krupna zrna imaju međusobnu potporu ili kontakte zrno-na-zmo (si. 413), tj. zrnatu potporu ili klastnu potporu (clast supported, gram supported), a između krupnih zrna nalaze se dobro sortirana sitnija zrna ili tzv. matriks (= bimodalni sastav); b) klasti i krupna zrna imaju međusobnu potporu ili kontakte zrno-na-zrno, a između krupnih zrna nalaze se !oše sortirana sitna zrna ili matriks (po-limodalni sastav) i c) klasti i krupna zrna nemaju međusobnu potporu, tj. nemaju kontakte zrno-nazmo već »plivaju« u matriksu, odnosno imaju matriksnu ili muljevitu potporu (matrlx supported, mud supported) i polimodalni sastav. Izdužene, vretenaste i plosnate valutice i zrna mogu pri taloženju, u ovisnosti o mehanizmu i snazi toka ili struja, imati različitu orijentaciju i raspored. U odnosu na smjer toka mogu imati potpuno neuređeni raspored i orijentaciju ili pak mogu imati manje-vise ili potpuno pravilan raspored s jednakom orijentacijom i položajem u sloju. Plosnate su valutice šljunaka općenito u odnosu na smjer strujanja vode svojom dužom osi orijentirane paralelno sa smjerom toka i s manjim ili većim kutom nagnute u suprotnome smjeru od smjera toka. Takva orijentacija i položaj plosnatih valutica naziva se 1MBRIKACIJA (imbrication, imbrkate strueture). Dobar je pokazatelj pa\eostruja. \mbriVaci)a ]e vr\o česta \i matinsVim ŠV)linc\tua, ali od okoliša do okoliša odlikuje se varijabilnom orijentacijom smjerova dužih a-osi valutica. Riječni šljunci također često pokazuju imbrikaeiju s uniformnim kutovima nagiba. Kut imbrikacije, tj. nagib plosnatih valutica u odnosu na sloj-nu ravninu, kod marinskih šljunaka iznosi od 2 do 15, a kod riječnih šljunaka 15 do 30° (Pettijohn, 1975). Općenito je kut nagiba ili kut imbrikacije razmjeran porastu stupnja plosnatosti valutica, porastom njihovih dimenzija, a obrnuto proporcionalan s porastom udjela sitnozmatog matriksa, tj. smanjivanja udjela kontakata zmo-na-zrno. Naime, imbrikacija nastaje orijentacijom, tj. slaganjem, plosnatih valutica pri njihovu kotrljanju na sloju mehanizmom zrno-po-zrno, a taj je mehanizam moguć samo kod individualiziranih valutica koje se kreću potpuno samostalno i koje na taj način mogu poprimiti orijentaciju i položaj određen mehanizmom toka (VValker, 1975). Imbrikacija se mjeri na terenu na dobro otkrivenim izdancima s velikim brojem otkrivenih plosnatih valutica. Najprije se izmjere elementi pada sloja koji je sastavljen od valutica, a zatim elementi nagiba plosnatih valutica (obično na 100 do 300 valutica). Dobivene se vrijednosti za valutice na Smitovu mrežu nanose kao točke (polovi), a položaj sloja kao trasa ravnine. Točke se (polovi) zatim rotiraju u horizontalni položaj i iz dobivenih podataka očita kut imbrikacije, koji može biti jedan od važnih pokazatelja okoliša taloženja. Mnoga istraživanja poka/uju da valutice izdužena oblika, osobito vretenaste valutice pokazuju tendenciju orijentiranja dužih a-osi usporedo sa strujom toka, ali i da one mogu biti orijentirane okomito na smjer struje, primjerice u gornjem setu delte i u riječnim tokovima s niskom energijom (Sellev, 1988). Orijentacija izduženih valutica kod riječnih i kod marinskih šljunaka nije uvijek
94
Strukture (tohsture) i graba sedimentnih stijena i metodo n|iliwih istrafluanga
istoznačna. U riječnim okolišima i/dužene (vretenaste) valutice su kod tokova s visokom energijom vode, /bog postavljanja u liniju manjeg otpora, svojom dužom osi uvijek orijentirane paralelno sa smjerom toka, a u riječnim tokovima s niskom energijom, zbog manjeg otpora, kotrljanja, dužom osi okomito na smjer toka. Orijentacija izduženih valutica na morskim plažama u pravilu je paralelna s obalnom linijom odnosno okomito na smjer struja plime i oseke ili valova. U konglomeratima koji se sastoje od valutica čije su duže ili a-osi > 2 cm i koje imaju međusobnu potporu valutice pokazuju dobro ra/,vijenu uređenost i visok stupanj orijentacije na dva načina: 1. Duže ili a-osi valutica orijentirane su poprečno na smjer toka kao posljedica kotrljanja zrna na sloju. To je VValkerov (1975) tip a(t) b(i) i 2. duže ili a-osi valutica poredane su paralelno sa smjerom toka. To je tip a(p) a(i) za koji Wa)ker (1975) .smatra da je bitno rjeđi i da se uglavnom pojavljuje u glacijalnim nanosima (ti), tilit) i dubokovndnim konglomeratima tur-biditnog tipa u zajednici s gradacijskom slojevitosti, ali da može biti zadovoljavajuće pouzdan pokazatelj procesa transporta. Izdužena zrna pijeska obično su orijentirana usporedo sa smjerom strujanja vode. Ovo pravilo, međutim, ne vrijedi za pješčane sedimente talo/ene iz mutnih tokova, tj. turbidite (Fuchtbauer, 1974). Orijentacija Ijušturica nekih školjkaša i ostrakoda može upozoriti na jačinu strujanja vode; ako su Ijušturice prenošene i taložene u vodi visoke energije, uvijek če svojom konveksnom stranom biti okrenute prema gore, tj. bit če poklopljene, jer je to stabilniji položaj i pružanje manjeg otpora strujanju vode. Kod slabih strujanja i niske energije vode one neće imati jednoznačan položaj, tj. biti će i u konveksnom i u konkavnom položaju (poklopljene i otklopljene). Iz ovoga izlazi da promatranjem položaja Ijušturica bivavlinskih školjkaša u stijeni, uz ostale teksturne i strukturne elemente, možemo dobiti vrlo vrijedne podatke o hidrodinamskom režimu i okolišu taloženja. Vrlo važno strukturno svojstvo sedimenata jest način pakiranja zrna (pa-cking) jer o njemu ovise poroznost, propusnost i način cementacije sedimenta. Zrna pri taloženju mogu zauzeti različite međusobne položaje i dati različitu gustoću pakiranja. Teorijski gledano, kugle istih dimenzija mogu međusobno zauzeti romboedrjjsko ili kubično pakiranje, pri čemu je najrahSije kubično pakiranje s poroznošću od 47,64% a najgušće romboedrijsko pakiranje s porozno-šću od 25,95% (si. 4-12). U prirodi, tj, u sedimentima, međutim, zrna nikada nisu kugle niti su sva istoga promjera pa će i njihova poro/.nost biti znatno niža od teorijskog za kubično pakiranje. Najgušće će pakiranje imati pijesak s niskim koeticijentom sortiranja, tj, širokog raspona granulometrijskog sastava, koji sadrži zrnca svih dimenzija kod kojeg .se u međuprostorima krupnijih zrna nalaze sitna zrnca. Najrahlije će pakiranje imati tek istaloženi glinoviti taloži i muljevi kod kojih se listićavi minerali glina pakiraju u obliku saća ili imaju »strukturu poput kuće od karata« s porama ispunjenima vodom (v. si. 74). Kod njih poroznost može biti i veća od 85%, ali se bitno smanjuje zbog kompakcije (pogl. 7:2). Kompakcija ili zbijanje, tj. mehanički dijagenetski procesi, imaju vrio važnu ulogu pri formiranju međusobnih kuntakata zrna u sedimentu. Naposredno nakon taloženja zrna uglavnom imaju točkaste ili tangencijalne kontakte (si. 4-12), a ako sediment uz zrna sadrži i znatan udio matriksa (zrna pijeska u glini),
95
Glavni tipovi slruklura {teksturi klash čmli sedimenata
-SUTURIRANA ZRNA POROZNOST 47.64V. KONKAVNO-KONVEKSNI KONTAKT
tr
TOČKASTI KONTAKT
f-----TANGENCIJALNI KONTAKT ZRNASMUUEVITOM POTPOROM
POROZNOST 25,95"/.
KONKAVNO-KONVEKSNI KONTAKT
Slika 4-12
Glavni tipovi međusobnih kontakata zrna u sedimentu i prikaz kubičnog i romboedrijskog pakiranja kuglastih zrna s vrijednostima intergranularne poroznosti (iz: Pettijohn, 1975]
/.ma nemaju međusobnu potporu, već »plivaju« u matriksu, odnosno zrna imaju »muljevitu potporu« (si. 4-12). Općenito, ako zrna pri taloženju imaju zrnsku potporu, tj. točkaste ili tangencijalne kontakte /rna-na-zrno, uz dobro sortirani matriks u međuprostorima krupnih /ma (bimodalni sastav), pakiranje sedimenata tvorit će otvorenu trodimenzionalnu mrežu slobodnih pora i odhkovat će se velikom poroznošću i propu.snošću. Povećanjem dubine zalijcganja, odnosno povećanjem pritisaka nadslojeva, zbog zbijanja, zrna dobivaju konkavno-kon-veksne, a pri vrlo velikim tlakovima zbog tlačnog otapanja i suturirane kontakte (si. 4-12) cime se bitno smanjuje poroznost i propusnost o čemu re se iscrpnije govoriti u pogl. 6.4.
4.4. Glavni tipovi struktura (tekstura) klastičnih sedimenata Strukture (teksture) klastičnih sedimenata, kao i sistematika tih sedimenata, osnivaju se na veličini /rna od kojih su sastavljeni (si. 4-1. i pogl. 4.1). Ako u stijeni prevladavaju /rna -- 2 mm tad je to PSKFITNO-KLASTIČNA STRUKTURA (tekstura) tipa breče ako su fragmenti uglati (si. 5-1 = prilog si. 5) ili tipa konglomerata ako su zrna (valutice) zaobljena (si. 5-2. i 5-3 = prilog si. 6). Kod
96
Strukture (leksturel < građa SEđimenlnili stijena i metode njihovih istraživanja
pješčanih sedimenata koji pretežito sadrže zrna dimenzija između 0,063 i 2 mm imamo PSAMITNO-KLASTIČNE STRUKTURI':, odnosno teksture, (si. 4-13. i si. 6-4. do 612), a kod pelitnih sedimenata sastavljenih od zrnaca dimenzija praha i gline, tj. < 0,063 mm I'EIJTNO-KLASTLČNE STRUKTURE (si. 7-1. = prilog si. 11 i 12. i 7-2). Pri opisu strukturnih (teksturnih) značajki nekoj; klastičnog sedimenta, osim definiranja osnovnoga strukturnog (teksturnog) tipa, obvezno se mora opisati stupanj zaobljenosh" i sferičnosti zrna, način njihova pakiranja (v. si. 4-12) i odnos zrna, cementa ili matriksa (v. si. 4-13). Kod kiastične sedimen-tne stijene razlikuju se zrna, matriks, cement i pore (si. 4-13). - ZRNA su detritični sastojci - klasti - preostali nakon fizikalnog i kemijskog trošenja starijih stijena, koja su taložena nakon prijenosa vodom, ledom ili vjetrom. Zrna u klastičnom sedimentu čine osnovni skelet ili konstrukciju stijene. Ako se međusobno dodiruju i podupiru jedno o drugo, govori se o »zrnskoj potpori« (grain-supporleđ) kako je lo pobliže objašnjeno u pog). 4.3. - MATRIKS je sitni detritus (kod pješčenjaka obično < 0,030 mm, tj. zrnca manja od debljine mikroskopskog izbruska, kod konglomerata i breča obično sitni pijesak, prah, glina) koji je transportiran i taložen zajedno sa zrnima. U sedimentu se nalazi ili u međuprostorima zrna (intergranuralnim porama) ili pak zrna »plivaju" u njemu. U međuprostorima zrna matriks se obično nalazi onda kada zrna imaju međusobnu potporu hi tzv. zrnsku potporu, a ako zrna nemaju takvu potporu, nego su okružena (>p]ivaju«) u matriksu, tada govorimo o »matriksnoj ili muljevito) potpori« (r,iatrix-supporteđ; mudsupported - v. pogl. 4.3). Pješčenjaci obično sadrže glinovito-siltozni ili kloritni matriks, a konglomerati glinovito-siltozno-pjeskoviti matriks. - CEMENT je mineralna tvar izlučena u porama između zrna nakon njihova taloženja (si. 4-13), dakle, postseđimentacijski (odjeljak 6.4.2.3), ali i na mjestu otopljenih zrna. - PORE su slobodni prostori između zrna u kojima nema ni matriksa ni cementa (cmo na si. 4-13). Obično su ispunjene plinovima (ugljik-dioksiđom, metanom, dušikdioksidom) i/ili vodom ili naftom.
Mdtrikj Cement
,] h-lma / f
Slika 4-13. Struktura (tekstura] klastičnog sedimenta (pješčenjaka): zrna sa zrnatom potporom i matriks (sinsedimentacijski sastojci), cement (postsedimentacijski sastojak) i pore ili šupljine (crno) u kojima nema ni [edne od triju spomenutih komponenata
Glavni tipovi strufrtura (tek^tufa) kemijskih sedimenata
97
4.5. Glavni tipovi struktura (tekstura) kemijskih sedimenata O strukturnim (teksturnim) tipovima biokemijskih sedimenata iscrpnije će biti govora prilikom prikaza primarnih strukturnih sastojaka vapnenaca (pogl. 9.1.2) te njihove klasifikacije (odjeljak 9.1.4), a ovdje ćemo spomenuti samo glavne strukturne (teksturne) tipove kemijskih sedirrtentnih stijena, kristalini-čnih karbonata i silicijskih sedimenata. Budući da su kemijske sedimentne stijene sastavljene od kristala kemogena podrijetla, a ne detritičnih zma, one imaju KK1STALASTE STRUKTURE (Crt/staUine textures) koje su prema veličini kristala podijeljene na tri tipa: - MAKROKRISTALASTA STRUKTURA (macrocri/stalline texture) s kristalima > 0,1 mm (si. 9-36d) - MIKROKR1STALASTA STRUKTURA {microcrystalline texture) s kristalima promjera od 0,01 do 0,1 mm (si, 9-36a) i - KRIPTOKRJSTALASTA STRUKTURA (cnjptocnjstalline texture) s kristalićima < 0,01 mm (si. 9-35b). Kristali pri tome u istom uzorku stijene, tj. u mikroskopskom izbrusku, mogu biti podjednakih veličina ili ekvidimenzionalni (equigranularr odnosno je-dnakozmati) ili nejednakih veličina, tj. neekvidimenzionalni (inequgranular -nejednolično zrnati). Ako većina kristalića ima idiomorfne konture, tada govorimo o strukturi s idiomorfnim kristalima, dakle, to je tzv. EUHEDRALNA STRUKTURA (euhedml texture) ili IDIOTIPNA STRUKTURA (idotopic texturc). Ako većina kristalića ima samo djelomično očuvane idomorfne, tj. hipidiomorme (subhedralne) konture tada je to H1P1DIOTIPNA STRUKTURA {hypidiotopic textu-re) ili SUPHEDRALNA STRUKTURA {subhedral texture). Kada pak većina kristala ima potpuno nepravilne (alotriomorfne, anhcdralne ili ksenotipne) kristaiiće, tada je to ANHEDRALNA STRUKTURA (anhedral texture) ili KSENOT1PNA STRUKTURA (xenotopic texture). S obzirom na to jesu li kristali ekvidimenzionalni ili neckvidimcnzionalni, svaki od navedenih tipova struktura može dobiti prefiks pa tako, primjerice, imamo kombinacije »ekvigranulama euhedralna struktura«, »neekvidimenzionalna euhedralna struktura« ili »ekvigranulama ksenoti-pna struktura« itd. Nadalje, ako ekvidimenzionalni ili ekvigranularni kristali imaju mozaične ili suturirane međusobne kontakte obično se govori o MOZAIČNOJ STRUKTURI (mosaic texture) koja može biti suphedralna ili ksenotipna itd. (v.: strukture ka-sn od i ja genetskih dolomita pogl. 9.2.4.2).
98
Strukture (teksture) i građa separe ntfiili stijega i merocfe n|rfpovih izazivanja
4.6- Istraživanje struktura i tekstura s pomoću acetatnih folija (»Peel«) Istraživanja strukturnih i leksturnih značajki karbonatnih stijena, kao i klasti-čnih sedimenata iz grupe vapnenaćkih breča, konglomerata, kalklititnih pješčenjaka, lapora i drugih vapnenaćkih pelita, koje sadrže krupne sastojke (fosile, onkoide, ooide, intraklaste, litoklaste, valutice, fragmente) ili se odlikuju tek-sturnim odlikama većih dimenzija (kosa, horizontalna, fla/er, valovita, lenti-kulama, gradacijska slojevitost, slromatolitna laminacija, feneslralna i stromataksi.s i slična građa) praktički je nemoguče obaviti na mikroskopskim i/brus-cima. To stoga što su stukturna i teksturna obilježja bitno većih dimenzija od površine mikroskopskog izbruska. Zbog toga mikroskopskim izbmscima možemo zahvatiti samo manji dio teksturnih i strukturnih komponenata i odnosa u njima pa se ne mogu istražiti i njihovi međusobni odnosi na većoj površini stijene, osim makroskopski i s pomoću povećala, niti se može fotografijom prikazati struktura i tekstura veće površine stijene. Svi ti nedostaci pri istraživanjima struktura i tekstura nabrojenih vrsta stijena mogu se otkloniti preparatima izrađenim na acctatnim folijama. Aeetatni preparati počeli .su se u geologiji, kao zamjena za mikroskopske izb ruske onih stijena od kojih nije bilo moguće izraditi izbruske, upotrebljavati već početkom ovoga stoljeća. U tijeku primjene takvih preparata, a posebice zbog nužnosti sve detaljnijih istraživanja strukturnih i tekstumih značajki sedimentnih stijena radi dobivanja važnih podataka /a interpretaciju uvjeta i okoliša taloženja, sve se više širila njihova primjena i Širila vrsta stijena, kao i sastojaka stijena i područja istraživanja. Danas se acetatne folije široko primjenjuju u sedimentologiji za istraživanja strukturnih odnosa pojedinih primarnih i sekundarnih sastojaka (fosila, karbonatnih zrna i cementa) te tekstura u gore spomenutim vrstama Stijena te u paleontologiji pri istraživanju građe skeleta i ljuštura makrofosila u različitim presjecima kad se fosili ne mogu izdvojiti iz čvrsto litificiranc sti-jenske mase ili prilikom istraživanja fosilnih ostataka drveta i ugljena. Postoji više različitih tehnika izrade acetatnih preparata, ali najširu primjenu imaju, uz najbolje rezultate, aeetatni preparati na celuloidnim folijama. Na takvim folijama, koje su trajne ako se ulože između dvaju stakla, moguće je makroskopsko i mikroskopske) istraživanje, bojenje i fotografiranje većih površina stijena, S njih mogu se izrađivati i izravne kontaktne negativ ili pozitiv--snimke i mikroskopske snimke kao s normalnoga mikroskopskog izbruska. Nadalje, aparatom za povećavanje i izradu fotografija s njih se mogu izraditi povećane negativsnimke ako u stakla uložene acetatne folije umetnemo umjesto negativa u aparat za izradu slika. Tako je izrađena si. 4-14. Folija omogućuje izradu dijapozitiva prirodnog i li prije toga obojenoga acetatnog preparata. Bojenje acetatnog prepara istovjetno je bojenju mikroskopskog izbruska opisanom u pogl. 9.2.4.2. Aeetatni se preparat izrađuje ovako: Iz odabrana uzorka stijene pilom za izradu mikroskopskih izbra sa ka (ili pilom za rezanje stijena i betona) ispili se planparaleina ploča debljine 5 do 30 mm, ovisno o vrsti stijene i uvjeta pod kojima se uzorak smije rezati. Ako nam nije na raspolaganju pila za rezanje kamena, možemo jednostavno bru-
Istraživanje stmktura J tekstura r, pcmoću acelatnih fobija {-PeeH
Slika 4-14
99
Negativna snimka izrađena izravno s folije acetatnog preparata onkolitnog vapnenca Na snimci se, kao i na acetatnom preparatu, mogu odlično zapazili gotovo sve teksturnc i strukturne odlike, i vapnenca općenito, i svakoga njegovog sasto|ka (onkoida i cementa) posebno. U jezgri onkoida nalazi se prozirni sparitni kalcit (otopljena jezgra], koji je zbog negativ-snimke na slici crna masa, a bijeli ovoji onkoida na snimci su gusti, neprozirni karbonatni mulj Acetatm preparat1 T Marijanac Dužina linije - 5 mm.
snim prahom ili brusom za brušenje kamena ili betona jednu stranu uzorka odbrusiti u ravnu površinu. Površina piljenog i l i brušenog uzorka zatim se polira do najvišega stupnja glatkoće hru.snim prahom br. 1000. Polirana se površina nagriza 5%-tnom otopinom HC1 uronjavanjem površine uzorka u tu otopinu. Vrijeme trajanja procesa nagrizanja površine različito je za različiti 1 vrste stijena i mora se za svaki tip u/orka odrediti eksperimentalno. Približne su vrijednosti /a vapnence ud 10 do 15 sekundi, za glinovile vapnence 15 do 30 sekundi, za lapore 15 do 35 sekundi, a za dolomite nekoliko minuta (ili se nagrizanje izvodi koncenlriranijom otopinom HC1). Ako nagrizanje nije optimalno ili po cijeloj površini nije jednolično, celuloidna se folija neće moći skinuti i na sebe prenijeti potrebnu debljinu stijene. U tom slučaju, površina se u/orka ponovno polira i i/nova nagri/a. Nakon nagrizanja uzorak se dobro ispere u tekućoj vodi i potpuno osuši. Površina se više ne smije dodirivati prstima niti onečistiti prašinom! Uzorak se postavi i plastelinom učvrsti iui podlogu tako da mu je polirana površina u savršeno horizontalnom položaju (kontrola malom libelom!), a z a t i m se na površinu oprezno lijeva aceton tako da jednolično prekrije cijelu površinu. Ako je uzorak stijene izrazito po-
100
SlrjkEure tfekslure) i grada s&tJLmentnih stijena i metode njihovih istraživanja
rozan ili nejednolične strukture, što je vrlo česta pojava, ili je mjestimice ispucan, aceton se dolijeva više puta na ona mjesta koja nisu potpuno i jednolično njime natopljena, i to tako dugo dok više ne izlaze mjehurići zraka (aceton iz pora stijene istiskuje zrak). Na sloj acetona oprezno se položi prije toga prema obliku uzorka i/rezana, ali nešto veća celuloidna folija. Lagano se i jednolično pritisne (»prilijepi«) na površinu uzorka. Nakon sušenja, koje na sobnoj temperaturi traje oko 10 do 12 sati, a u sušioniku ili s pomoću sušila za kosu nekoliko minuta (pazi da pri tome ne dođe do naglog i nejednoličnog sušenja i kovrčanja folije!) folija se oprezno Ijuštenjem iz jednog kuta skida (»odljepljuje«) s uzorka. Pri tome je na foliji ostao stabilizirani sloj acetona sa skinutim tankim dijelom nagrizane površine stijene, koji vjemo prenosi sve teksturne i strukturne odlike s površine uzorka. Nakon bojenja folije (ili bez bojenja) folija se uloži između dvaju stakala, koja se po rubovima prilijepe ljepljivom vrpcom i preparat je spreman za makroskopsko i mikroskopsko istraživanje i fotografiranje. Primjer fotografije - negativ-snimka - s acetatne folije onkolitnog vapnenca dan je na si. 4-14. Folijski se preparati mogu izraditi od silikatnih .stijena (pješčenjaka, rožnja-ka, vulkanskih, metamorfnih i magmatskih stijena), ali se polirana površina uzorka tada nagriza fluorovodiČnom kiselinom - HF (Oprez - postupak se izvodi u digestoru, u plastičnoj posudi uz obveznu upotrebu gumenih rukavica !!).
DRUG! DIO
SISTEMATIKA I DIJAGENEZA SEDIMENTNIH STIJENA
A. KLASTIČNI SEDIMENTI I KLASTICNE SEDIMENTNE STIJENE
Klastični (detritični ili mehanički) sedimenti i scdimentne stijene sedimenti su egzogena postanka. Sastoje se od čestica, zrna i fragmenata, koje potječu od fizikalnog i kemijskog trošenja, osobito fizikalnog razaranja, drugih stijena a koje su nakon dužeg ili kraćeg prijenosa od izvorišta bile istaložene fi/.ikalnim činiteljima. S obzirom na to da se. takve krute čestice nazivaju »klasti«, tj. in-dividulane čestice koje se sastoje od detritičnih mineralnih zrna i odlomaka stijena, sedimenti i sedimenrne stijene nastale njihovim taloženjem i akumulacijom nazivaju se klastični sedimenti, odnosno klastićne sedimentne stijene. Kako je to prikazano u tabl. 1, na osnovi načina postanka razlikuju se četiTi osnovne skupine klastičnih sedimenata: 1. isprani rezidui koji se dijele na rezistate i hidrolizate; 2. rezidui od kojih su glavni tipovi tla i boksiti; 3. kataklastični sedimenti i 4. vulkanoklastični sedimenti te mješoviti klastieno-kemijski i klastično-biokemijski sedimenti. Isprani rezidui (rezistati i hidrolizati) i kataklastični sedimenti obično su sistematizirani zajedno, i to tako da su prema veličini zrna od kojih se pretežno sastoje u skladu s Wentworthovom ljestvicom (si. 4-1) podijeljeni u krupnozrna-te (ruditne), srednjozmate (arenitne) i sitnozmate (pelitne) klastićne stijene.
5. Krupnozrnate (ruditne) klastične stijene
5.1. Definicija i podjela Krupnozrnate klastične stijene il i t/.v. KRUPNOZKNATI (mditni) KLASTITi obuhvaćaju klastične sedimente (rezistate - ta bi. 1) koji sadrže više od 50% valutica i/ili odlomaka promjera većeg od 2 mm. Nomenkalturu i njihovu kvantitativnu klasifikaciju na osnovi granulometrijskog sastava, tj. međusobna udjela zrna dimenzija pijeska, šljunka i praha, upoznali smo u pogl. 4.1. i si. 4-2. Među krupnozmatim klastitima razlikuju se sljedeći glavni tipovi stijena: Neve/ani:
kršje i sipari
Vezani:
breća ili kršnik
valuti«: i šljunak
til, dijamiktit
konglomerat i l i valutičnjak tilit
KRŠJE i 5IPAR akumulacija je nevezanih, ugla tih - klasta - odlomaka stijena ili mineralnih zrna od kojih više od polovice ima promjer veći od 2 mm, tj. dimenzije veće od pijeska, a kršje vezano u čvrstu stijenu na/iva se BRLČA ili KRŠNIK (si. 5-1. - prilog si. 5). ŠLJUNAK je nevezana akumulacija dobro zaobljenih stijenskih, rjeđe i mineralnih valutica - klasta, promjeni većeg od 2 mm te promjenljive količine zrna dimenzija pijeska, ponegdje i praha i gline (mulja), a VALUTTĆNJAK ili KONGLOMERAT je čvrsto vezana stijena koja se pretežno sastoji od dobro zaobljenih valutica dimenzija šljunka s pješčanom i muljevitom komponentom ili bez nje (si. 5-2. i 5-3. = prilog si. (i). Granica između breča i konglomerata kod pojedinih tipova krupnozrna tih klastita ne mora biti oštra i jasna, već između ovih dvaju tipova postoje međusobni prijelazi, odnosno valutice određenoga petrografskog sastava mogu biti zaobljene, a drugi tipovi stijena se pojavljuju u obliku ugiastih ili poiuzaobijcnih fragmenata. Pojedini autori za takve klastične stijene upotrebljavaju termin »brečo-konglomerati«, TIL je akumulacija nevezanog, a TILIT vezanog, loše sortiranog i nesloje-vitoga morenskog materijala u kojemu prevladavaju fragmenti ruđitskih dimenzija. Takvi fragmenti, općenito, pokazuju jače ili slabije habanje na jednoj plohi, često s dobro očuvanim strijama, kao posljedicu struganja po dnu ili bo-
104
Krupnozrnate kLastične stijene
kovima stijena preko kojih se kretao ledenjak. Tilit se odlikuje obiljem sitno-zrnatog matriksa, obično tamnosivc boje. Ekstremno loše sortirana stijena nastala akumulacijom i litifikacijom detritusa koji potječe od glacijalnih i perigla-cijalnih procesa, kao i muljnih ili detritnih tokova u subaerskim i subakvatskim uvjetima, sastavljena od blokova stijena i od glinovitog matriksa poznata je pod nazivom UlJAMIKTIT (»diamictitc« - Flint et al., 1960). Pretežni dio glinovitog materijala dijamiktita sastoji se od različitih silikatnih minerala nastalih pri gla-cijalnoj pulverizaciji, odnosno raspadanju i usitnjavanju stijene. Udio je glinovitog matriksa u odnosu na udio fragmenta stijena vrlo nizak. Blokovi pokazuju veliku varijabilnost dimenzija i oblika.
EKSTRAFOR RATI MACI SKI KONGLOME
Tablica 5-1. Podjela konglomerata i breča (PeMijohn, 1975) ORTOKONGLOMERATI < 15% matriksa
< 10% nestabilnih OLIGOMIKTNI zrna KONGLOMERATI > 10% nestabilnih PETROM1KTNI KONGLOMERATI zrna
PARAKONGLOMERATI > 15% matriksa
laminirani matriks
KONGLOMERATNI ŠEJLOVI
matriks nije ] a miniran
(glaci jalni) TILIT
(negla čija Ini) TILOID
INTRAFORMACIJSKI KONGLOMERATI I BREČE
PIROKLASTIČNE BREČE
VULKANSKE BREČE I AGLOMERATI
KATAKLASTICNE BREČE
ODRONSKE (SIPARNE) BREČE I BREČE KLIZANJA RASJEDNE BREČE (tektonske breče) BREČE OTAPANJA I URUŠAVANJA (kolapsne breče)
Premda su til, tilit i dijamiktit u iitosferi razmjerno slabo rasprostranjene stijene, njihovo je petrološko i sedimentološko značenje veliko jer su to odlični l indikatori paleoklimatskih i sedimentacijskih uvjeta. Podjela i klasifikacija konglomerata i breča na osnovi teksturnih, strukturnih, petroloških i sedimentoloSkih karakteristika i načina postanka prikazana je u tabl. 5-1.
5.2. Konglomerati ili valutičnjaci Konglomerati ili valutičnjaci su na osnovi načina postanka podijeljeni na ek-j sira formacijske i intra formacijske. Ekstraformacijskomc tipu pripadaju oni čije valutice potječu od razaranja stijena starijih geoloških formacija, npr. valutice
Konglomerati i\\ valutičnjacr
105
jurskih i krednih vapnenaca prevladavajuće su komponente paleogenskih konglomerata prominske formacije (si. 5-2). Intraformacijski konglomerati, kao i breče, sastoje se od valutica, odnosno kod breča od fragmenata, rj. klasta koji potječu od razaranja manje ili više čvrsto litificiranih stijena iste geološke starosti kojoj pripadaju i konglomerati ili breče (pogl. 5.3). Ekstraformacijski su konglomerati prema međusobnu udjelu klasta i ma-triksa, podijeljeni na ortokonglomerale i para konglomerate (tabl. 5-1). U skupinu ORTOKONGI.OMKRATA ubrajaju se čvrsto cementirani krupnozmati klastiti - konglomerati - koji se sastoje od valutica dimenzija šljunka, koji ne sadrže više od 15% sitnozmatog matriksa (pelitni, glinoviti detritus), a cementirani su kemijski izlučenim mineralnim cementom {kvare, kakit, opal itd.). Dakle, to su konglomerati nastali taloženjem valutica u vodi visoke energije i turbulencije nakon duga transporta. Prema mineralnom i petrografskom sastavu valutica i zrnaca od kojih se sastoje, ortokonglomerati se, kako prikazuje tabl. 5-1, dijele na: - oligomiktne ili ortokvarcitne konglomerate i - petromiktne ili polimiktne konglomerate.
5.2.1. Oligomiktni ili ortokvarcitni konglomerati Oligomiktni ili ortokvarcitni konglomerati sadrže više od 90% rezistentnih, tj. prema trošenju stabilnih valutica, pa su stoga jednostavna petrografskog i mineralnog sastava: sastoje se od valutica i zrna kvarcita, rožnjaka i kvarca te razmjerno visokog udjela kemijski izlučenog cementa u intergranularnim porama. Valutice i zrna su posljednji, najstabilniji ostaci kemijskog i fizikalnog trošenja velike količine stijena. Valutice rožnjaka, primjerice, mogu preostati od trošenja velikih masa vapnenaca koji su sadržavali leće, nodule i konkrecije rožnjaka, a kvarcne i kvarcitne valutice od trošenja granitnih, gnajsnih i drugih metamorfnih stijena koje su bile ispresijecane žilama i gnijezdima kvarca, gnijezdima kvarcita ili od uložaka kvarcita u filitima, kvarcsericitnim ili kloritnim škriljavcima. Zbog toga što su to najotpomiji ostaci trošenja spomenutih stijena i zbog načina i uvjeta transporta ortokvarcitni konglomerati obično ne sadrže valutice promjera većeg od 8 do 10 cm i ne pojavljuju se u debelim slojevima. Odlikuju se dobrom sortiranošeu, visokim stupnjem zaobljenosti i sferičnosti valutica. Najčešće ih nalazimo kao tanje slojeve ili proslojke unutar krupno-zrnatih kvarcnih pješčenjaka, aluvijalnih nanosa ili morskih plaža taioženih pri visokoj energiji vode.
5.2.2. Petromiktni konglomerati Petrumiktni konglomerati sadr/e više od 10% nestabilnih valutica i zma različita petrografskog i mineralnog sastava, a u intergranularnim porama kemo-geni cement (kakit, kvare, opal, dolomit i si.) jer klasti imaju međusobnu pot-
106
Kriipnozmate klastične stijene
poru (pogl. 4.3. i 4.4). To je najčešći i najrašireniji tip konglomerata. Po petro-grafskom sastavu valutica i mineralnom sastavu zrna petromiktni su konglomerati smjesa metastabilnih valutica - klasta različitih vrsta magmatskih, se-dimentnih i metamorfnih stijena te zrnaca kvarca i kvarcita, pri čemu obično prevladava jedan petrografski tip valutica (si. 5-2. i 5-3. = prilog si. 6). Petromiktni se konglomerati odlikuju razmjerno krupnim valuticama, u pojedinim slučajevima i više od 20 cm, polimodalnim granulometrijskim sastavom, dakle, lošim stupnjem sortiranosti. Međuprostore krupnih valutica ispunjava sirnozrnati šljunkoviti i/ ili pjeskoviti detrirus (pogl. 4.3). Stupanj je za-obljenosti valutica različit za petrografski različite valutice, ali i za valutice istoga petrografskog sastava, ali različitih dimenzija. Obično se u istom konglomeratu mogu naći dobro zaobljena do poluzaobljene valutice pa čak i polu-uglati do uglati fragmenti. Najviši stupanj zaobljenosti, a i sferičnosti, imaju valutice mikritnih vapnenaca, dolomita (si. 5-2) siltita, đijabaza, bazalta i granita, a najniži valutice rožnjaka, škriljavaca niskog stupnja metamorfizma i šej-lova. U pravilu, stupanj zaobljenosti valutica pada smanjivanjem njihovih dimenzija. Petromiktni se konglomerati uglavnom nalaze u aluvijalnim okolišima (aluvijalne lepeze), deltama (čelo delte, padina delte), progradacijskim klinoformnim tijelima (si. 2-2) le u krupnoznatim turbiditima (si. 12-13C), rjeđe i srednjozrnatim turbiditima kao članovi intervala Ta Boumine sekvencije (si. 12-14).
5.2.3. Parakonglomerati Para konglomerati su posebna vrsta konglomerata koji sadrže više od 15% gli-novitosiltoznog (pelitnog) matriksa, često u prostornom odnosu više i od ukupnog volumena valutica dimenzija šljunka. Premda, zbog toga, po granulome-trijskome sastavu više odgovaraju pelitnim, tj. sitnozrnatim klastičnim sedimentima, oni su ipak po mehanizmu taloženja, a i zbog toga što sadrže krupna zrna i valutice, u sistematici svrstani u konglomerate. To su sedimenti koji nisu nastali u normalnim uvjetima prijenosa i taloženja klastičnog materijala, već uglavnom kombinacijom transporta ledenjakom i vodenim bujicama koje su stvorene pri naglim otapanjima ledenjaka, naglim bujičnim tokovima u podnožju planina (»piedmont zone«), debritnim tokovima (si. 2-1) ili u aluvijalnim lepezama kod naglih poplava. Za njih su u sedimen-tološkoj literaturi uobičajeni naziv »konglomeratni muljnjaci« (conglomerate mudslone), »konglomeratni šejlovi« (Pettijohn, 1975), »fanglomerati« (Sellcv, 1988) ili »dijamiktiti« (Flint et al., 1960). Ako parakonglomerati imaju lamini-rani matriks, tada se nazivaju »konglomeratni šejlovi« ili »iaminirani konglomeratni muljnjaci«, a ako im matriks nije laminiran »tiliti«, sadrže li fragmenti strije nastale struganjem pri kretanju ledenjaka, odnosno bez strija »tiloidi« (tabl. 5-1).-
107
Slika 5-2
Petromiktni konglomerat sastavljen od odlično zaobljenih valutica jurskih i krednih vapnenaca i dolomita. alveoUnskih vapnenaca i pješčenjaka te poluzaotiljenih i uglatih fragmenata rožnjaka. U međuprostorima valutica se nalazi pješčani đetritus kalkhtitncg tipa i kalcitni cement. Prominska formacija, Sobač kod Posušja - Zapadna Hercegovina.
5..i. Intraformacijski konglomerati i breče Intraformacijski konglomerati i breče krupno/mati su klaslični sedimenti nastali razaranjem i pretaložavanjem nekog slabo ili nepotpuno litificiranog sedimenta bez znatnijeg prijenosa fragmenata i valutica unutar sedimentacijskog prostora odmah nakon razaranja sloja i nastanka klasta - valutica ili fragmenata, dakle, u istoj stratigrafskoj jedinici. Intraformacijski konglomerat ili breča obično je ograničen na u/i sedimentacijski prostor, nema znatnije bočno i vertikalno rasprostranjenje jer je i njihov postanak ograničen na strogo određene uvjete i okoliše taloženja. Vrlo često ih nalazimo unutar plilkomorskih vapnenaca i ranodijagenetskih dolomita karbonalnih platformi. Tu su oni dobri indikatori /a identifikaciju promjena uvjeta taloženja, najčešće povezanih s kratkotrajnim i/ronjavanjima taloga iznad srednje razine oseke ili povećanjima energije vode pri olujnim valovima. Konglomerate koji se sastoje od kuglastih, elipsoidnih ili diskoidnih valutica vapnenaca na kojima se /.apažaju plastične
108
Knipnozmale klasične sliiene
deformacije (obično utiskivanje prvobitno jače litificiranih valutica u primarno mekše valutice ili gnječenje valutica pri kompakciji) nazivamo »konglomerati s valuticama mulja« (mud-pebbk conglomeraies), odnosno »karbonatni konglomerati s mikritnim intrakiastima«. To su konglomerati nastali razaranjem i pre-taložavanjem još nepotpuno litificiranoga karbonarnog (vapnenaćkog ili rano-dijagenetskog dolomitnog) taloga zbog povišenja energije vode i djelovanja valova u najplićim dijelovima sedimentacijskog bazena, najčešće u najplićem dijelu plitkog subtidala i u donjem intertidaiu, a u pravilu su u vezi i s oplića-vanjcm i/ili oscilacijama morske razine. Vrlo često nalazimo ih u ritmičnim pc-ritidalnim ciklusima taloženja vapnenaca, pri čemu valutice od kojih se sastoje pripadaju istom litofacijesu i biotacijesu kao i vapnenci u neposrednoj podini takvih konglomerata. Takvi se konglomerati često nalaze unutar ritmične sc-dimentacije periplimnih vapnenaca donje krede Istre (TiSljar et. al., 1983; Velić i TiŠljar, 1987), Intraformacijskim konglomeratima ili brečama pripadaju krupnozrnati karbonatni sedimenti koji su nastali naplavljivanjem intrabazenskih valutica i fragmenata (intraklasta i plastiklasta - vidi odjeljak 9.1.2.2) na plićake, plimne-ravnice i najpliće rubne dijelove laguna ili ravne niske obale i na supratidal pri olujnim valovima. Takvi sedimenti nazivaju se »OLUJNI KONGLOMERATI" ili OLUJNE BREČE, odnosno u svjetskoj literaturi »TEMPESTITI« ili pak »STORM DE-POS1TS«. Primjer takvih olujnih sedimenata ili tempestita unutar ciklusa opli-ćavanja periplimnih vapnenaca prikazuje si. 13-4. Poseban su tip intraformacijskih breča tzv. DESIKACIJSKE BREČE i BREČE S KLINASTIM FRAGMENTIMA {edgeivise breceia) nastale pretalo/ivanjem odlomaka karbonatnih taloga djelovanjem struja plime i oseke. Ti su komadi nastali pukotinama isušivanja u plimnoj zoni (intretidal) ili u natplimnoj zoni {supratidal}, o čemu se iscrpnije govorilo u pogl. 3.2 - pukotine isušivanja. Nalaženje takvih breča, njihova pravilna identifikacija i prepoznavanje izuzetno je važno za interpretaciju uvjeta i okoliša taloženja, osobito na karbonatnoj platformi. Desikacijske su breče, primjerice, završni član ciklusa i sekvencija oplićavanja (shalloiving nppivard seauence) u titonskim vapnencima Istre (»desikacijski ciklusi« - Tišljar ct al., 1983) i periplimnim vapnencima u otrivu i baremu šireg područja sjeverno od Poreča (Tišljar et al., 1991).
5.4. Breče ili kršnici BR1-:ČA ili KRŠNIK je općeniti naziv za više il i manje čvrsto vezanu klasličnu stijenu koja se sastoji od uglatog do poluzaobljenog stijenskog kršja i cementa ili matriksa (si. 5-1. - prilog si. 5). Breče se često na/ivaju prema prevladavajućem petrografskom tipu fragmenata pa tako obično postoje vapnenačke breče, dolomitne breče, vapnenačko-dolomitne breče itd. Međutim, sedimentološka klasifikacija breča osniva se na načinu njihova postanka. Taj način postanka nije uvijek jednostavno ustanoviti i za to su potrebna kompleksna terenska i mikroskopska, a nerijetko i laboratorijska istraživanja.
Intralorniaeijski konglomerati I breče
109
S obzirom na način postanka razlikujemo piroklastićne i kataklastične breče (tabl. 5-1). I'IROKLASTIČNE ili VULKANSKE BREČE sastoje se od krupnoznatih klasta koji potječu od vulkanskih erupcija. Te će breče iscrpnije biti prikazane u sklopu vulkanoklastičnih sedimenata (pogl, 8). KATAKLASTIĆNE BREČE {cataciastk breccia) nastaju procesima karaklazira-nja, rj. lomljenja i drobljenja stijena pri kretanju .stijenskih masa jednih preko drugih ili jednih uz druge. Tektonika je najvažniji činitelj kataklaziranja jer se tektonskim pokretima kreću najveće mase stijene uz golemu energiju, ali do kataklaziranja može doći i pri odronima, klizanju i urušavanju manjih ili većih stijenskih masa. Pri tektonskim su pokretima lomljenje i drobljenje stijena najjači na granici dviju masa koje se kreću ili mase koja se kreće i mase koja miruje, tj. duž rasjeda, navlaka i pri boranju. Kataklastićne su breče prema načinu postanka podijeljene na rasjedne breče i breče boranja ili tektonske breče, odronske ili siparne breče, breče klizanja, te breče otapanja i urušavanja ili tzv. kolapsne breče. RASJEDNE BREČE i BREČK BORANJA ili TEKTONSKE BRilČK vezane su uz tektonske zone lomljenja, rasjedanja, boranja i navlačenja. Razdrobljeni fragmenti stijena poslije pri cirkulaciji pornih voda koje donose mineralnu tvar u otopljenu stanju mogu biti cementirane u čvrste sti|enc. Do litifikarije takva sti-jenskog kršja u čvrstu stijenu - breču, može doći i zbog prc kristalizacije sitno razdrobljenoga karbonatnog đetritusa koji je nastao kao produkt intenzivna tektonskog drobljenja, kataklaziranja i milonitizacije. ODRONSKE ili SIPARNE BRECI- (rockfall breccia) nastale su cementacijom de-tritusa koji se odronio niza strme padine u obliku sipara i velikih stijenskih odrona ili debrita. Obično se nala2e u podnožju strmih litica ili u usjeklinama između strmih stijenskih padina i litica. Najčešće su vezane uz subaersko trošenje i snažnu eroziju stijena na strmom reljefu uz manje-više neprekinuto tektonsko izdizanje ili navlačenje. Međutim, takav detritus može kretanjem niz padinu dospjeti i u jezerske, morske ili riječne okoliše. Tom tipu breča pripadaju dolomitne i vapnenačko-do-lomirne breče, kolektorske stijene, iz mnogih naftnih i plinskih ležišta, primjerice unutar »Bcničanei člana«. Odlikuju se vrlo lošom unutrašnjom organizacijom ili pakiranjem klasta: klasti različitih dimenzija obično nemaju međusobnu potporu, nego »plivaju« u sitnozrnatom matriksu - »kamenom brašnu« - koji se u pravilu sastoji od sitnorazdrobljenih odlomaka istih stijena kao i klasti i koji je više-manje čvrsto cementiran kalcitnim ili dolomitnim cementom (prilog si. 5). U/, klaste manjih i l i većih dimenzija takve breče mjestimice sadrže i veće blokove, čak i velike olistolile. Oblik je sedimenlnoga tijela takvih breča klinast, lepezast ili potpuno nepravilan, ovisno o morfologiji padine ili terena pri dnu litice gdje se akumulirao sipar ili odronsko stijensko kršje. Ako je dospjelo u rijeku ili more, ono će biti manje-više prerađeno u Šljunak i iz njega će nastati »brcčokonglomerati« i l i konglomerati s različitim udjelom riječnog ili morskog đetritusa. Vapnenačke i vapnenačko-dalomitne JEI.ARSKE BREČK (Bahun, 1979) iz poznate Jelarske formacije djelomično pripadaju kategoriji odronskih breča, a djelomice i tektonskim brečama jer su, prema svojem postanku, vezane uz nav-lačnu tektoniku i uz odronjavanje golemih količina krupnozrnatoga karbonat-noga đetritusa niza strme padine.
no
KrupnozmaTe klastične slične
m BRLČE KLIZANJA (laml-sliii?) ili SLAMPNF BKLČH nastaju akumulacijom i litifikacijom stijenskog materijala koji je kli/.anjima slojeva kidan i razoren u masu većih ili manjih fragmenata u obliku o list os troma i slampova akumuliranih na kopnu ili pod vodom (v. odjeljak 12.10.1. i 12.10.2.1).
KOI.AFSNF BP.HČK nastaju eementacijom fragmenata nastalih kidanjem slo-jeva i stijenskih masa pri urušavanjima (KKKČE URUŠAVANJA) ili slijeganjem slojeva nakon djelomična otapanja raspucane stijenske mase u podini (BREČP OTAPANJA). Prema tomu, kolapsne breče srodne su procesima urušavanja stijena kojima je potkopana osnovica bilo erozijom bilo kemijskim procesima korozije ili pak slijeganjem do kojeg je došlo nakon što je otapanjem odstranjen - izlužen - dio stijenske mase u podini. To je obično slučaj pri otapanju slojeva soli ili gipsa i /.atim urušavanja ili slijeganja krovmskih klastičnih ili karbona-tnih stijena u/, njihovo kidanje u blokove i manje ili veće klaste te urušavanja vapnenaca u velike korozijske šupljine ili špilje. Urušavanje može nastati i na strmim liticama koje se sastoje od dvaju ili više petrografskih tipova stijena različito otpornih na eroziju ili kemijsko trošenje. Kolapsne breče pojavljuju se u slojevima ili lećama nejednake debljine (od nekoliko centimetara cio dva-tri desetaka metara). Sastoje se od nepravilnih, potpuno uglatih fragmenata i blokova, često pločasta oblika kojima je debljina ploče određena debljinom slojeva stijenske mase koja se urušila. Klasti su obično cementirani makrokristalastim kalcitnim cementom, ali međuprostori fragmenata i blokova mogu biti djelomično ili potpuno ispunjeni sitnozrnatim matriksom. BREČE OTAPANJA (solutional breceia) često nalazimo u podini boksitnih ležišta. Tu su one nastale otapanjem raspucanog i okršenog vapnenca pri cirkulaciji oborinskih voda između boksitnog tijela i samog vapnenca, dakle, u odnosu na taloženje matičnog materijala za postanak boksita njihov je postanak posl-sedirnentacijski. To objašnjava način njihova pojavljivanja, tj. »naljepljivanja« po površini strmih vapnenačkih »piramida« u podini boksita. Poseban su tip breča tzv, DOLOMITIZACIISKE BREČE, odnosno postsedimentacijske dolomitizacijske breče (lišljar, 1990) nastale pri nepotpunoj kasnodijagenetskoj dolomiti/aciji raspucanih vapnenaca (v, pogl. 9.1.5.7 - Kasnodi-jagenetska dolomitizacija i si. 9-37).
& Pješčenjaci ili srednjozrnati (arenitni) klastični sedimenti
Sredniomiitim kLi^tičuim sedimentima pribrajamo pijeskf kau nevezane i p|C-šitn|iakr kao vcrane stidno PI|L'S< I i p]L>teiijdii ^ sudiitieiiLi pretežno «ast*i\ liern od detritirnih /.niti dimenzija pijeika, 1] od zrna promjeni između 0,06^ i V mm (dR-iULi), U/ prevladavano udio /ma d i menzi] a pijeska, t*m mojmi ^~ dižavali i /iin:,i dimi'n/ijij prahu i česike slina ^' /mLi dimenzija sitnoga sljun ka Klani fikduja i nomenklatura takvih smjesa prikd/.dTvi je na liokonipont'"-tnim dijagram ima na s] ■1-2-
61. Sastav pijesaka i pješčenjaka SdhLr'jci su pji^genjaka s obzirom nn TmesLo i natin postanka dvojaki1 om koji potječu i/ družili ^ t j r i i i l i stijena kao produkti fizikalnog i kemijskog nošenja tili stijena klasEi nA7iva|u se [inu:ni N I , ALOTIGEN1 ili KLASTIČN1 sastoji, a ori koji su nastali u samonu1 pješčenjaku nakon njegova taloženja pnuvsirnd dijaj^rn-ve i autigeiieze AUDCFM sastojci O lim drugim sasLojeima više će ^ovoia bit1- kod dua^ene/f y\>'Ht'enjdka (pogl. 6.4-1. Lnutar dotntiemh ili dlutigenili sastojaka obično se Ta^likuje t/v. Sll.lCf-K L . A S I ' l f M MATRRTJAI kojemu pripadaju svn /m,i Hilikdluih minerala i stijena Le KAKEiONATN'l LUTKI n.i'i u ko|i .s,: ubrajaju sva karbonatna -/rna- uglavnom odlomei vaprienaiTi, dolomita i kngmeriti kakitnih i d o l o r n l t r i i h miiieiala. Ako pjrŠLrtijak sadrži i SosJk1, tada govorimo o I US1T.NOM DbTRITUSL"
M.I.
Fiziografske i genetske značajke najvažnijih sastojaka pijesaka i pješčenjaka
klu>d[£nj mat(iri|a1 /JI hilo/erne pijesaka uuvi' praktički duh svaka iiiajjmatska i ¥Tietd.morfrm, a i piete/ni dio st'dLrvitfitmri stijerid. Pješčani dettitus zapravo čine klasti minerala i HMjenri preostali nakon lizikalnog i krmijsko^ trošenja nm^-
112
pjeSCenjaci ili sređnjozmati (arenitni) klastični sedimerili
matskih, metamorfnih i starijih sedimentnih stijena. Zbog toga je sastav pijesaka u pravilu vrlo kompleksan. Pred petrologom i sedimentologom pri istraživanjima pješčenjaka stoga su složeni zadaci da točno odrede pojedine minerale i odlomke stijena u pješčenjaku, da odgovore na pitanja koje i kakve su bile matične stijene koje su dale detritus te kakvi su bili uvjeti i način njihova trošenja, kakav je bio prijenos i taloženje pješčanog detritusa. Općenito govoreći, odgovore je na sva ta složena pitanja to lakše naći Sto je proces kemijskog trošenja matičnih stijena bio slabiji, što je prijenos detritusa bio kraći i što su detritični mineralni sastojci pješčenjaka slabije dijagenetski izmijenjeni. Pojedini klasti - sastojci pješčenjaka - i mineralna zrna i odlomci stijena, mogu biti dobri indikatori za određivanje matičnih stijena i rekonstrukciju uvjeta trošenja i interpretaciju prijenosa detritusa te uvjeta i okoliša taloženja. Bitni sastojci pijesaka i pješčenjaka jesu kvare, feldspati i odlomci stijena, a manje obilni tinjci, karbonatni minerali, minerali glina i teški minerali. Pojedini pješčenjaci u znatnom udjelu mogu sadržavati fosilni detritus ili glaukonit. KVARC je najčešći i najvažniji sastojak gotovo svih tipova pješčenjaka. U prvome redu on je u pijescima i u pješčenjacima detritični sastojak jer je otporan na fizikalno i kemijsko trošenje u matičnim stijenama i u tijeku transporta, vrlo je otporan i u tijeku dijagenetskih procesa. Zbog toga u velikim količinama pre-ostaje nakon trošenja matičnih stijena i nakon transporta, taloženja i dijagenetskih promjena u pješčanim sedimentima. U mnogim pješčenjacima nalazimo i znatne količine autigenoga kvarca nastaloga procesima autigeneze i cementari je pješčanih sedimenata (v. odjeljak 6.4.1.2. i 6.4.2.1). Detritični se kvare u pješčanim sedimentima nalazi u obliku monokristal-nih i/ili po li kristalnih zrna. Polikristalna su kvarena zrna kvarena detritična zrna sastavljena od dvaju ili više kristalnih kvarcnih jedinki. Obično potječu od trošenja sitnozrnatih kvarcita, gnajsova, kristalastih škriljavaca niskog i srednjeg stupnja metamorfizma, granita i granodiorita, pegmatita i aplita te kvarcnih žila metamorfnih stijena. U znatnijim ih količinama, u pravilu, nalazimo u krupnozmatim pješčenjacima. Za razliku od monokristalnoga detritičnoga kvarenog zrna, koje u mikroskopskom izbrusku po potamnjenju i svim fizio-grafskim odlikama jasno pokazuje da pripada dijelu jedne kristalne jedinke, de-tritićno polikristalno kvareno zrno pokazuje da se sastoji od vise međusobno čvrsto priraslih kristalića, što se osobito jasno zapaža pri uključenom analizatoru mikroskopa po različitom potamnjenju svakog od kvarcnih jedinki. ' Detritična kvarena zrna mogu biti dobri indikatori za određivanje porijekla detritusa, tj. matičnih stijena. U tu svrhu pri mikroskopiranju posebnu pozor* nost treba obratiti na sljedeća strukturna i fiziografska svojstva kvarcnih zrnaj uklopke, boju, istodobno ili valovito (undulozno) potamnjenje, zaobljenostj oblik i sferičnost, stupanj habanja rubova, uglova i površine zrna. Mnoga kvar-1 cna zrna* pješčenjaka u mikroskopskim izbruscima pri uključenom analizatoru] imaju valovito, a ne istodobno potamnjenje. Takvo je potamnjenje karakteristično za kvare koji potječe iz metamorfnih stijena, posebice onih koje su pretrpjele postkristalne dinamske deformacije ili koje su nastale kristalizacijom pri: visokim tlakovima i temperaturama (škriljavci visokoga stupnja metamorfi- i zrna). Kvare intruzivnih magmatskih stijena (granit, granodiorit) obično ima istodobno potamnjenje ili vrlo rijetko valovito potamnjuje, a kvare efuzivnih magmatskih stijena nikada nema valovito potamnjenje. S obzirom na to da se kvare koji ima valovito potamnjenje znatno lakše troši od kvarca koji potam-
Sastav pješaka i pieStenlalia
113
njuje istodobno (Blatt, 1963), na osnovi udjela kvarcnih zrna s valovitim i istodobnim potamnjenjem može se, osim o matičnim stijenama, orijentacijski donositi i zaključci o općim uvjetima i načinu prijenosa detritusa. Naime, ako u nekom pješčenjaku znatno prevladavaju kvarcna zma s valovitim potamnjenjem nad zrnima s istodobnim potamnjenjem, velika je vjerojatnost da su matične stijene bile kristalasti Škriljavci te da transport detritusa nije bio dugotrajan i na velikim udaljenostima. Obratno, ako prevladavaju kvarcna zrna s istodobnim potamnjenjem ishodišne stijene vjerojatno nisu bili kristalasti škriljavci. Prema obliku i mineralnoj vrsti uklopaka koje sadrže pojedina detritična kvarcna zma moguće je katkada donositi zaključke o matičnim stijenama iz kojih potječu ta kvarcna zrna. Ako kvare sadrži idiomorfne i izometriČne uklopke, to upućuje na njegovo metamorfno, a ako sadrži igličaste uklopke, magmatsko porijeklo. Ako pak dobro zaobljena detritična kvarcna zrna s jasno habanim površinama pokazuju ostatke priraslih ili regeneracijskih rubova ili sintaksijal-noga obrubnog cementa (v. pogl. 6.3.3), očito je njihovo porijeklo iz starijih kvarcnih pješčenjaka. Oblik, zaobljcnost i stupanj habanja površina zma upućuju na uvjete koji su vladali pri trošenju i transportu detritusa, kao i na stupanj zrelosti pješčenjaka. No, te strukturne (tekstume) odlike, općenito imaju malu važnost kao indikatori za određivanje matičnih stijena. Dobro zaobljena, dobro sortirana i po površinama intenzivno habana detritična zm;» kvarca upozoravaju da je transport bio dugotrajan, da su zma prenošena vodom visoke energije i na velike udaljenosti kotrljanjem, a ne suspenzijom ili gravitacijskim tokovima. Naime, zbog velike otpornosti na fizikalno trošenje (velika tvrdoća, bez kalavosti) kvarcna se zrna teško zaobljavaju i habaju te lome i usitnjavaju pri prijenosu (v. pogl. 4.2). Visok stupanj zaobljenosti kvarcnih zrna i njihov visoki udio u mineralnom sastavu pješčenjaka bitan su indikator stupnja zrelosti tih pješčenjaka. Stupanj je zrelosti sedimenta to viši što je već zaobljenost detriričnih zma, što je veći udio kvarcnih zrna i rezistentnih teških minerala u tom pješčenjaku, a manji udio nestabilnih sastojaka kao što su odlomci vulkanita, vapnenaca, dolomita, pelitnih sedimenata i Škriljavaca niskog stupnja metamorfizma. FELDSFATI, i njihova vrsta i njihov udio u sastavu detritusa pješčenjaka, vrlo su važno obilježje pješčenjaka u klasifikacijskom, ali i u genetskom pogledu. Obilje feldspata u detritusu pješčenjaka siguran su pokazatelj da su matične stijene koje su trošenjem dale siliciklastična zrna bile ili gnajsovi ili kiseli intruzivi, a nikako stariji sedimenti i škriljavci niskoga stupnja metamorfizma. Vrsta feldspata u detritusu pješčenjaka dobar je pokazatelj načina trošenja, ali i indikator matičnih stijena. U pješčenjacima se fcldspati obično nalaze u najsitnijim frakcijama, jer se oni mnogo lakše i brže fizikalno i kemijski troše od kvarca i nekih odlomaka stijena. U pješčenjacima, općenito, prevladavaju K--feldspati (mikroklin, ortoklas) i kiseli plagioklasi (albit, oligoklas). Neutralni plagioklasi (andezin) znatno su rjeđi, a bazične plagioklase u pravilu uopće ne nalazimo. Naime, stabilnost feldspata na trošenje obrnuta je od njihova reda kristalizacije po Bowenu. Bazični plagioklasi kristaliziraju se iz magme ili lave pri visokim temperaturama i zbog toga nisu stabilni u uvjetima trošenja, posebno pri kemijskom trošenju. U pješčenjacima obično nalazimo plagioklase sastava An3 do An]s, a od K-feldspata najčešći je nisko temperaturni varijetet, fj. mikrolin. Općenito govoreći, u grauvaknim pješčenjacima češći su plagioklasi, a u arkozama K-feldspati.
114
Pješčenjaci ili sredn|azrnali (aremtni) klasliini sedimenti
Vrsta i fiziografske odlike plagioklasa vrlo su važni indikatori porijekla đe-tritusa i uvjeta koji su vladali pri trošenju, transportu, taloženju i dijagenezi. Svježina, odnosno slab intenzitet njihova kemijskog trošenja, kao i njihova količina, izravno ovise o brzini i intenzitetu fizikalnog i kemijskog trošenja, dužine transporta, pH okoliša, morfologije terena i hidrodinamskih uvjeta pri prijenosu i taloženju detritusa. Zbog male otpornosti plagioklasa na kemijsko trošenje oni se u većim količinama i u relativno svježim zrnima mogu očuvati samo u uvjetima snažne erozije matičnih stijena na strmom reljefu i u uvjetima brzog transporta i taloženja, tj. u uvjetima slabog i kratkotrajnog kemijskog trošenja, kao što je to primjerice slučaj kod alpskih molasa. U uvjetima u kojima otopine djeluju slabo kiselo (pH 5-7) felđspati se lako i brzo kemijski troše (vidi: kaoiinizacija, pogl. 2.1.2) za razliku od bazičnih STedina, gdje su stabilniji. Na stabilnost feldspata važan utjecaj ima i klima: u uvjetima vlažne i tople tropske klime njihovo je kemijsko trošenje bitno jače od trošenja u predjelima s aridnom klimom. Što je alkalinitet plagioklasa u detritusu pješčenjaka veći, to je intenzitet kemijskoga trošenja bio slabiji, a pH otopina visi (bazičniji) i obratno, ako u detritusu nalazimo samo najkiselije plagioklase (albit sa samo 3 do 5 % An komponente), tada je kemijsko trošenje bilo intenzivno i zbivalo se u slabo kiselim uvjetima. Fiziografske i mineraloške osobitosti feldspata koje nalazima u detritusu pijesaka /pješčenjaka mogu biti dobri pokazatelji matičnih stijena. Zonarno građeni plagioklasi upućuju na vulkanske stijene, jer je zonama građa posljedica razmjerno brze kristalizacije lave pri njezinu naglu hlađenju. Pri višoj temperaturi počinje kristalizacija bazičnijeg, a padanjem temperature sve kiselijeg plagioklasa, tako da isti kristal ima od središta prema rubu sve kiseliji sastav, što se u mikroskopskom izbrusku očituje zonarnim potamnjenjem istoga mineralnog zrna. U metamorfnim stijenama nikada nema zonamo građenih plagioklasa, a u intruzivnim stijenama oni nastaju vrlo rijetko. Način srastanja i sraslački zakoni plagioklasnih sraslaca također nam mogu biti dobri pokazatelji porijekla plagioklasa. Plagioklasi u metamoTfnim stijenama zbog vrlo velikih tlakova nikada ne srašćuju po kompleksnim sraslačkim zakonima, pa nalazi zrna plagioklasa sa sraslacima po kompleksnim sraslačkim zakonima sigurno upućuju na njihovo porijeklo iz magmatskih stijena ili starijih pješčenjaka. £bog male otpornosti na kemijsko trošenje, posebice zbog procesa kaoli-nizacije i sericitizacije, u pješčenjacima malokad nalazimo svježa detritična zrna feldspata. To, uz činjenicu da se obično nalaze u najsitnijoj frakciji, čini pri njihovoj mikroskopskoj identifikaciji znatne poteškoće. Radi lakšeg razlikovanja plagioklasa od K-feldspata izbrusci pješčenjaka mogu se prije pokrivanja po-krovnim stakalcem obojiti otopinom BaCl2, Na-kobalt-nitrita i Na-rodiozonata tako da se plagioklasi oboje ciglastocrveno, a K-feldspati žuto. Reakcija na plagioklase.pozitivna je već kod albita koji sadrži više od 2% An komponente, a to su praktički svi detritični plagioklasi. Postupak bojenja mikroskopskih izbrusaka pješčenjaka (ali i drugih stijena) koji sadrže plagioklase i K-feldspate jest sljedeći: nepokriveni se izbrusak kratko uroni u fluorovođičnu kiselinu HF radi nagrizanja površine feldspata. (Oprez: obvezna upotreba gumenih rukavica i plastiaiog posuđa!). Izbrusak se nakon toga dobro ispere u vodi i kratko jedan do dva puta uroni u 5%-lnu otopinu BaCl 2. Pri tome se Ca2t ion s nagrizene površine plagioklasa zamijeni Ba!+ ionom. Izbrusak ponovno isperemo u vodi i oko 1 minutu uronimo u za-
£aslav pijesaka i pJEŠčenfafca
115
sićcnu otopinu Na-Co-nitrita. Opreznim se ispiranjem u destiliranoj vodi s površine izbruska odstrani suvišak otopine Na-Co-nitrita. Ovim se postupkom al-kalijski feldspati oboje žutom bojom. Na izbrusak zatim kapnemo nekoliko kapi otopine Na-rođiozonata, koju smo pripremili otapanjem 0,05 g Na-rodiozo--nata u 20 mL vode. Za nekoliko sekundi plagioklasi se oboje ciglastocrvenom bojom. Nakon što smo oprezno s destiliranom vodom isprali površinu izbruska, osušeni izbrusak možemo pokriti pokrovnim stakalcem. Boja feldspata ostaje trajna. Kod krupno/ ma tih pješčenjaka (ali i granita, gnajsova) može se istim postupkom bojiti i polirana pločica, a ne samo izbrusak. Bojenje plagioklasa i K-feldspata u mnogome olakšava mikroskopiranje pješčenjaka, posebice pri mikroskopskim određivanjima modalnoga mineralnog sastava, odnosno određivanja kvantitativnog sastava pješčenjaka. ODLOMCI su STIJENA, uz kvare i feldspate, najčešći i najvažniji sastojci pješčenjaka. Pod odlomkom stijene (rock fragment) razumijeva se detritično zrno - klast nastalo trošenjem neke stijene koje se sastoji od najmanje triju kristalnih jedinki istog ili različitog minerala, uz napomenu da te jedinke nisu sraslaci ili uklopci. Odlomci su stijena češći kod krupnozrnatih nego kod sitnozrnatib pješčenjaka. Udio odlomaka stijena i njihova vrsta od pješčenjaka do pješčenjaka varira u širokim granicama. U »locus tipicus« grauvakama Harza npr. nalazi se čak 19 petrografski različitih vrsta odlomaka stijena (Huchenholz, 1963). Pri mikroskopskim istraživanjima pješčenjaka, bilo kvalitativnim bilo kvantitativnim, prijeko je potrebno pobliže odrediti odlomke stijena jer oni upućuju na porijeklo detritusa i igraju presudnu ulogu kod klasifikacije pješčenjaka (pogl. 6.3). Mikroskopsko određivanje petrografskog tipa i strukturnih karakteristika odlomaka stijena u pješčenjacima obično je povezano s brojnim poteškoćama, a potpuno je onemogućeno onda kad su odlomci stijena zahvaćeni intenzivnim trošenjem ili im je promjer < 0,3 mm. Pri mikroskopiranju pješčenjaka prijeko je potrebno razlikovati odlomke granitoida i drugih intruziva od odlomaka vulkanita, odlomke gnajsova od Škriljavaca niskog do srednjeg stupnja metamorfizma, odlomke pelitnih stijena od odlomaka rožnjaka, vapnenaca, dolomita, i pješčenjaka. Odlomci magmatskih stijena u pješčenjacima najčešće pripadaju granitoi-dnim intruzivima (granit, granodiorit, tonalit, diorit) i neutralnim do bazičnim vulkanitima (andezit, keratofir, dijabaz, bazalt), a rjeđe i kiselim vulkanitima (kvare, keratofir, riolit). Odlomci granitoidnih intruziva odlikuju se zrnatom, mirmekitskom ili pertitskom strukturom i mineralnim sastavom: kvare-feldspat--tinjci. Odlomke vuklanita pak prepoznajemo po interscrtalnoj, ofitskoj, porfir-skoj ili vitrofirskoj strukturi (si. 6-SA). Odlomci metamorfnih stijena u pješčenjacima najčešće su zastupljeni odlomcima gnajsova i odlomcima škriljavaca niskog do visokog stupnja metamorfizma kao što su: slejtgvi, filifi, kvare-sericitni, tinjčasti, klortini, zeleni, amfibolski škri-Ijavcl te amfiboliti i kvarciti. Odlomke kvarcita i kvarc-sericitnih škriljavaca lako možemo zamijeniti s polikristalnim kvarcnim zrnima, što može bitno utjecati na klasifikaciju pješčenjaka (kvarcni arenil - Htični arenit). Kod odlomaka škriljavaca bitno je zapaziti i odrediti njihovu lepidoblastičnu ili grano-lepiđ obla sličnu strukturu da bismo ih mogli sa sigurnošću svrstati u tu skupinu stijena. Odlomci sedimentnih stijena česti su u mnogim pješčenjacima, osobito grauvakama. Općenito, najčešće se nalaze odlomci rožanjaka zbog svoje velike stabilnosti i otpornosti na fizikalno i kemijsko trošenje. Uz njih su česti još i odlom-
Sastav pješaka i pieStenlalia
113
njuje istodobno (Blatt, 1963), na osnovi udjela kvarcnih zrna s valovitim i istodobnim potamnjenjem može se, osim o matičnim stijenama, orijentacijski donositi i zaključci o općim uvjetima i načinu prijenosa detritusa. Naime, ako u nekom pješčenjaku znatno prevladavaju kvarcna zma s valovitim potamnjenjem nad zrnima s istodobnim potamnjenjem, velika je vjerojatnost da su matične stijene bile kristalasti Škriljavci te da transport detritusa nije bio dugotrajan i na velikim udaljenostima. Obratno, ako prevladavaju kvarcna zrna s istodobnim potamnjenjem ishodišne stijene vjerojatno nisu bili kristalasti škriljavci. Prema obliku i mineralnoj vrsti uklopaka koje sadrže pojedina detritična kvarcna zma moguće je katkada donositi zaključke o matičnim stijenama iz kojih potječu ta kvarcna zrna. Ako kvare sadrži idiomorfne i izometriČne uklopke, to upućuje na njegovo metamorfno, a ako sadrži igličaste uklopke, magmatsko porijeklo. Ako pak dobro zaobljena detritična kvarcna zrna s jasno habanim površinama pokazuju ostatke priraslih ili regeneracijskih rubova ili sintaksijal-noga obrubnog cementa (v. pogl. 6.3.3), očito je njihovo porijeklo iz starijih kvarcnih pješčenjaka. Oblik, zaobljcnost i stupanj habanja površina zma upućuju na uvjete koji su vladali pri trošenju i transportu detritusa, kao i na stupanj zrelosti pješčenjaka. No, te strukturne (tekstume) odlike, općenito imaju malu važnost kao indikatori za određivanje matičnih stijena. Dobro zaobljena, dobro sortirana i po površinama intenzivno habana detritična zm;» kvarca upozoravaju da je transport bio dugotrajan, da su zma prenošena vodom visoke energije i na velike udaljenosti kotrljanjem, a ne suspenzijom ili gravitacijskim tokovima. Naime, zbog velike otpornosti na fizikalno trošenje (velika tvrdoća, bez kalavosti) kvarcna se zrna teško zaobljavaju i habaju te lome i usitnjavaju pri prijenosu (v. pogl. 4.2). Visok stupanj zaobljenosti kvarcnih zrna i njihov visoki udio u mineralnom sastavu pješčenjaka bitan su indikator stupnja zrelosti tih pješčenjaka. Stupanj je zrelosti sedimenta to viši što je već zaobljenost detriričnih zma, što je veći udio kvarcnih zrna i rezistentnih teških minerala u tom pješčenjaku, a manji udio nestabilnih sastojaka kao što su odlomci vulkanita, vapnenaca, dolomita, pelitnih sedimenata i Škriljavaca niskog stupnja metamorfizma. FELDSFATI, i njihova vrsta i njihov udio u sastavu detritusa pješčenjaka, vrlo su važno obilježje pješčenjaka u klasifikacijskom, ali i u genetskom pogledu. Obilje feldspata u detritusu pješčenjaka siguran su pokazatelj da su matične stijene koje su trošenjem dale siliciklastična zrna bile ili gnajsovi ili kiseli intruzivi, a nikako stariji sedimenti i škriljavci niskoga stupnja metamorfizma. Vrsta feldspata u detritusu pješčenjaka dobar je pokazatelj načina trošenja, ali i indikator matičnih stijena. U pješčenjacima se fcldspati obično nalaze u najsitnijim frakcijama, jer se oni mnogo lakše i brže fizikalno i kemijski troše od kvarca i nekih odlomaka stijena. U pješčenjacima, općenito, prevladavaju K--feldspati (mikroklin, ortoklas) i kiseli plagioklasi (albit, oligoklas). Neutralni plagioklasi (andezin) znatno su rjeđi, a bazične plagioklase u pravilu uopće ne nalazimo. Naime, stabilnost feldspata na trošenje obrnuta je od njihova reda kristalizacije po Bowenu. Bazični plagioklasi kristaliziraju se iz magme ili lave pri visokim temperaturama i zbog toga nisu stabilni u uvjetima trošenja, posebno pri kemijskom trošenju. U pješčenjacima obično nalazimo plagioklase sastava An3 do An]s, a od K-feldspata najčešći je nisko temperaturni varijetet, fj. mikrolin. Općenito govoreći, u grauvaknim pješčenjacima češći su plagioklasi, a u arkozama K-feldspati.
116
PjeSfeniaci ili sitdnjonnati larenilni} klastični sedimenti
ci siltita, sitnozrnatih kvarcnih arenita i odlomci šejlova. Pješčenjaci molasa i fliŠeva sadrže obilne količine odlomaka vapnenaca i dolomita, koje vrlo lako možemo razlikovati ako mikroskopske izbruske obojimo otopinom alizarina S i K-fericijanida (v. pogl. 9.2). Visoki udio odlomaka vapnenaca i dolomita ima bitnu ulogu pri klasifikaciji pješčenjaka (vidi: kalklitit, kalkarenit i si. 6-6T3). Odlomci se rožnjaka lako mikroskopski determiniraju po svojim uglatim oblicima i kriptokristalastoj strukturi vidljivoj tek kod uključenog analizatora (si. 6-7B), ili po tome što u kriptokristalastoj kvarcnoj masi sadrže deformirane i re kristal iz i rane skelete radiolarija, rjeđe spikula spužvi ili dijatomeje. Mnogi su odlomci rožnjaka pigmentirani hemetitom iii limomitom i ispresijecani kalci-tnim žilicama. Razlikovanje šejlova od siltita i drugih pelitnih klastita, ako li-snatost ili laminacija nije jasno izražena, katkada je vrlo teška. TINJCI su vrlo česti, gotovo redoviti sastojci pijesaka i pješčenjaka, ali obično im udio u ukupnom sastavu detritusa ne prelazi nekoliko postotaka. Osim tinjaca detritičnog porijekla u pojedinim tipovima pješčenjaka, posebice u li-tičnim grauvakama, nalaze se i tinjci autigenog porijekla o kojima će više biti govora kod dijageneze pješčenjaka (pogl. 6.4). Detritični su tinjci osobito česti u litičnim grauvakama i arkozama. Potječu uglavnom od trošenja granita, gra-nodiorita, tonalita, sijenita, gnajsova i timčastih škriljavaca. Detritični tinjci ma-gmatskog i metamorfnog porijekla pripadaju trio ktaed rij s kom, a autigeni tinjci dioktaedrijskome strukturnom tipu (najčešće ilitu s neuređenom rešetkom, koji sadrži manje K i ima viši odnos Si:Al od normalnog muskovita). Od tinjčastih minerala u pješčanim sedimentima najčešće se pojavljuje muskovit, koji je otporniji na kemijsko trošenje od biotita. Biotit je u pravilu više ili manje izmijenjen u klorit, a ponegdje i u glaukonit. Zbog tih se razloga u pješčenjacima, posebice iz starijih geoloških razdoblja, nalazi dosta rijetko. U pretaložcnim pješčenjacima uopće ga nema. Općenito je poznato da je količina tinjaca {detritičnog i autigenog porijekla), kao i klorita, u pješčenjacima izravno razmjerna s porastom količine matriksa i opadanjem veličine zrna. MINERAL! GLINA obilni su sastojci nekih tipova pješčenjaka, a u pojedinim tipovima potpuno nedostaju. U matriksom bogatim grauvaknim pješčenjacima nalazimo ih s obilnim udjelom, a potpuno nedostaju u kvarcnim arenitima i u pojedinim varijetetima arkoza sa svježim feldspatima. Minerali glina u pješčenjacima mogu biti autigenog ili detritičnog porijekla, što često puta pri istraživanjima pješčenjaka zadaje znatne poteškoće. Sericit, ilit i klorit bitni š,u sastojci matriksa grauvaka, a kaolinit se često nalazi u intergranularnim porama arkoza i litiČnih arenita kao produkt izmjene fcldspata, tj. kaolin iz a čije. Pješčenjaci koji sadrže između 20 i 50% minerala glina po svojemu granule-metrijskome sastavu pripadaju skupini glinovitih pješčenjaka (si. 4-2). KARBONATNI MINERALI (KALCIT, DOLOMIT I SIDERIT) mineralni su sas -tojci mnogih inačica pješčenjaka, i to pretežni) kao cement, tj. autigenog poril jekla, a rjeđe kao karbonatni detritični sastojci ili »karbonatni detritus«. Uz njin se u pojedinim inačicama pješčenjaka obično nalaze i znatne količine karbo-narnoga fosilnog detritusa, tj. kršja Ijušturica i skeleta organizama (v. pogl. 6.3.5. - kalkarenacejski pješčenjaci). TEŠKI MINERALI imaju veliku važnost kao indikatori 7a određivanje ma-; tičnih stijena koje su dale detritus pijesaka /pješčenjaka, kao i uvjeta fizikalnog ! 'i kemijskog trošenja matičnih stijena, premda se u ukupnome sastavu detritusa pojavljuju s vrlo malim udjelima.
Sastav pijesaka i pieščeiiiaka
117
U teške minerale ubrajamo sve minerale gustoće veće od 2,85 do 2,88, tj. minerale koji su te/.i od bromuforma čija je gustoća od 2,85 do 2,88. To su, dakle, minerali koji u bromoformu tonu, »teži« su od njega, za razliku od lakih minerala čija je gustoća manja od gustoće bromoforma i koji u njemu plivaju. Prema tome, mineralne sastojke pijesaka i pješčenjaka, kao i drugih stijena, bro-mo formom dijelimo na MIMIKA I.K TEŠKI- I MINERAIF LAKE FRAKCIJE (v. pogl. 6.2 - metode separacija teških minerala). Teški minerali uglavnom pripadaju skupini rezistentnih, na fizikalno i kemijsko trošenje matičnih stijena otpornih minerala, ali i mineralima niske otpornosti na kemijsko trošenje koji su bitni, petrogeni sastojci magmatskih i me-tamorfnih stijena. Njihova uloga kao pokazatelja matičnih stijena očituje se u tome što su to najčešće karakteristični ili tipični minerali pojedinih vrsta me-tamorfnih, magmatskih pa i sedimentnih stijena. Proučavanje tih minerala i njihovih zajednica u kojima se pojavljuju u pješčanom detritusu može upozorili na matične stijene, na području odakle je klastični materijal bio prenošen i na uvjete koji su vladali pri trošenju i prilikom prijenosa detritusa. U sedimentnim formacijama ili facijesima siromašnim provodnim fosilima, ili bez njih, istraživanjima vrste i zajednica teških minerala i njihova korelacija s teškim mineralima poznatih formacija ili facijesa mogu se u po edinim slučajevima donositi zaključci o stratigrafskoj podudarnosti ili nepodudarnosti tih formacija ili facijesa. Za dobru petrološku i sedimentološku korelaciju teških minerala iz pješčenjaka ra/ltčitih sedimentnih formacija ili facijesa, uz točnu odredbu svih teških minerala, potrebno je odrediti još i neka druga fiziografska i morfološka svojstva teških minerala (oblik i zaobljenost zrna, boja, uklopci i si.) te njihove kvantitativne i kvalitativne odnose u stijenama. U skupinu teških minerala pješčenjaka pripada mnogo silikatnih i rudnih minerala. Najvažniji su među njima ovi:
- AMFIBOI.l od svih teških minerala razmjerno lako podliježu kemijskom trošenju, ali, ipak, oni u pojedinim tipovima pješčenjaka mogu biti prisutni s dovoljnim udjelom da bi se mogli izdvojiti, determinirati i poslužiti za korelaciju. Od amfibola obično se u teškoj frakciji nalaze obična i bazama hornblen-da, glaukofan, ribekit, arfedsonit i tremolit. Obična hornbienda potječe iz magmatskih stijena, prije svega diorita, sijenita, granodiorita i njihovih efuzivnih odvjetaka, te iz metamorrhih stijena regionalnog metamorfizma. Bazalna hom-blenda u pravilu preostaje od trošenja alkalijskih sijenita, amfibolskih gabra, ande/.ita i bazalta. Glaukofan je Široko rasprostranjen u kristalastim Škripavcima istoimenog facijesa, a ribekit u alkalijskim granitima, sijenitima i njihovim efuzivnim ekvivalentima te u gnajsovima i kontaktnomctamurfnim stijenama pa njihovo pojavljivanje u teškoj frakciji pješčenjaka ukazuje na te stijene kao izvorne ili matične stijene. Arfedsonit je tipičan mineral nefelinskih sijenita, a tremolit zelenih kristalastih škriljavaca. - ANDALU/IT se u teškoj frakciji pješčenjaka nalazi dosta rijetko. DobaT je provodni mineral jer je tipični mineralni sastojak kontaktno-metamorfnih stijena hornblenda i piroksenhornfels facijesa te nekih stijena niskog stupnja regionalnog metamorfizma. - ANHinRTT je čest sastojak nekih pješčenjaka. Dobar je indikator matičnih stijena jer upućuje na sedimentno porijeklo detritusa (karbonatno-evaporitne sedimente).
118
Pješienjnci ili sred n|ozm ali (ajeiutm) klaslični sedimenti
- APATIT se redovito nalazi u teškoj frakciji gotovo svih pješčenjaka, premda lako podliježe kemijskomu trošenju. S obzirom na to da je čest sastojak i u magmatskim i u metamorfnim stijenama kao primarni akcesorni sastojak, nema znatniju ulogu indikatora matičnih stijena. - HAK1T je uglavnom antigeni mineral, može nastati i u pješčenjacima pa nema znatniju provodnu vrijednost kao pokazatelj matičnih stijena. - URUČIT je primarni mineral kiselih magma ti ta i različitih kristalastih Škriljavaca, ali i autigeni mineral u nekim sedimentima, pa nema znatniju provodnu vrijednost. - BlOTiT je zbog svoje male otpornosti na kemijsko trošenje dobar indikator uvjeta trošenja i uvjeta u okolišu taloženja jer njegova pojava u pješčenjacima izravno upućuje na slabo kemijsko trošenje. S obzirom na to da kao primarni mmcral može nastati u mnogim magmatskim i metamorfnim stijenama, nema nikakvu ulogu kao pokazatelj matičnih stijena. - COISIT je čest sastojak teške frakcije mnogih pješčenjaka, ali budući da uz klinocoisit, uglavnom potječe od trošenja plagioklasa, amfibola i piroksena mnogih metamorfnih i magmatskih stijena, nema neko posebno značenje kao indikator matičnih stijena. - IJISTRN je tipičan mineral regionalno metamorfnih stijena nastalih kod visokog tlaka, kao što su distenski tinjćasti škriljavci, granuliti i eklogiti. Odličan je indikator za određivanje matičnih stijena. - ITIUOT je kao tipični primami mineralni sastojak kalcijem bogatih kristalastih škriljavaca L epidotskih skarnova dobar indikator tih matičnih stijena. Razmjerno je česti sastojak teške frakcije mnogih pješčenjaka. - GRANATI su vrlo rašireni i u teškoj frakciji pješčenjaka obilno prisutni teški minerali. Potječu iz različitih matičnih stijena: almadin, grosular, spesartin i andradit primarni su sastojci regionalno metamorfnih škriljavaca do zaključno amfibolskog facijesa, a pirop primami sastojak granulita i eklogita. Spesartin i grosular, osim toga, česti su sastojci i kontaktnometamorfnih stijena. - 1LMENIT je primarni mineral u magmatskim, posebice bazičnim i ullramafitnim stijenama, ali je čest sastojak i mnogih metamorfita. - MAGNFTIT je slično, kao i ilmenit, primami mineral bazičnih i ultraba-zičnih te mnogih metamorfnih stijena, ali i autigeni mineral u sedimentima. Nije, stoga, osobit indikator matičnih stijena. - MONACU' je sporedni sastojak kiselih i neutralnih magmatskih stijena i kristalastih škriljavaca bogatih tinjcima i kvarcom. Kao teški mineral u pješčanom detritusu javlja se relativno rijetko. - OLIVIN je tipični i obilni mineral ultramafitnih i bazičnih magmatskih stijena iz grupe peridotita, gabra i bazalta, ali ga u zajednici teških minerala pješčenjaka nalazimo vrlo rijetko jer je slabo otporan na trošenje. - FIKOKSLiNI, premda široko rasprostranjeni u mnogim magmatskim i kontaktno-metamorfnim stijenama, zbog svoje male otpornosti prema kemijskome trošenju nemaju znatniji udio u sastavu teške frakcije pješčenjaka. Kompski su pirokseni bitni sastojci bazičnih i ultramafitnih magmatita, osobito peridotita i gabra, te kontakno-metamorfnih stijena i granulita. Augiti se u obilnijim ko ličinama nalaze u sijenitima, dioritima, dijabazima i nekim gabrima i bazaltima, a diopsit u različitim intruzivima, bazaltima i kon tak toli ti ma piroksen-hornfels
Saslav pijesaka i pješčenjaka
119
i hornblenda-hornfels facijesa. Fgirin je tipični mineral alkalijskih magmatskih stijena, osobito fonolita i nefelinskih sijenita. I'ojava spomenutih piroksona u teškoj frakciji pješčenjaka upućuje na razmjerno slab intenzitet kemijskoga trošenja i na njihovo porijeklo iz tih stijena. - RUTIL je vrlo čest teški mineral u pješčenjacima. Potječe iz različitih magmatskih i kontaktno-metamorfnih stijena te granulita i eklogita pa nema veće značenje kao indikator matičnih stijena. - SILIMANIT je rijedak sastojak teške frakcije pješčenjaka, ali je odličan indikator porijekla detritusa. Primarni je sastojak kontaktno-metamorfnih stijena piroksen-hornfels facijcsa i škriljavaca regionalnog metamorizma nastalih pri visokim temperaturama. - SPINF.I.I su česti sastojci teške frakcije pješčenjaka. Dobri su indikatori matičnih stijena jer potječu iz visokotemperaturnih magmatskih stijena siromašnih silicijem (peridotiti, olivinski gabri) te iz kontaktno-termalnih metamorfita (s kamovi). - STAUROLIT je česti teški mineral pješčane frakcije i kao tipični sastojak metamormih stijena regionalnog metamorfizma kod nižih temperatura odličan je indikator porijekla detritusa. - TLiRMAUN je vrlo čest teški mineral u pješčenjacima. Potječe iz diorita, sijenita, pneumatolitskih granita, nekih kontaktno-metamorfnih stijena nastalih iz glinovitih i pelitnih sedimenata i i/ mnogih regionalno metamorfnih škriljavaca, a ponegdje i kao autigeni mineral iz scdimcntnih stijena. Kao indikator matičnih stijena može poslužiti samo onda kad se odlikuje određenom bojom ili habitusom karakterističnim za pojedini tip stijena. Navedeni teški minerali n i s u jednako stabilni prema fizikalnom i kemijskom trošenju pa njihovo pojavljivanje il i izosianak u teškoj frakciji pješčenjaka može dati korisne podatke o uvjetima trošenja i prijenosa detritusa. Prevlast slabo stabilnih teških minerala u teškoj frakciji pješčenjaka (diopsid, hipersten, silimanit, augit, titanit) upućuje na slabo i kratkotrajno kemijsko trošenje i, obratno, prevladavanje najstabilnijih minerala iz grupe teških (anatas, musko-vit, rutil, cirkon, turmahn, monacit, granati) na intenzivno i dugotrajno kemijsko i fizikalno trošenje. Redoslijed stabilnosti teških minerala (Pettijohn, 1975): -3 anat.i.s -2 muskovtt
7 ilmenit 8 magnetit
15 titani 16 coisit
-1 rutil
9 staurolit
17 augii
1 cirkon
10 disten
18 silimanit
2 turmalin
11 tipidot
19 hipersten
3 monacit
"12 hornblenđa
20 diopsid
4 granat
13
21 akliruilil
5 biotil
14 topaz.
22 olivin
(> apatit
Negativni predznak označava da je mineral vrlo stabilan i da se najčešće nalazi u starijim sedimentima.
120
P|p5Seti]aci ili sređnjozrnati (arenitni) klastitm sedimenti
6.1.2. Zajednice mineralnih sastojaka kao indikatori matičnih stijena Pojedine zajednice teških minerala i odlomaka stijena izravni su pokazatelji matičnih stijena koje su fizikalnim i kemijskim trošenjem dale detritus za taloženje pijeska i zatim dijagenetskim procesima pješčenjaka, Pri istraživanjima mineralnog sastava pješčenjaka i osobito sastava teške frakcije pješčenjaka potrebno je obratiti posebnu pozornost, ne samo kvalitativnom i kvantitativnom sastavu nego i zajednicama mineralnih sastojaka i odlomaka stijena jer nam one daju odgovor na pitanja o porijeklu detritusa, tj. o matičnim stijenama. Da detritus potječe od trošenja i pretaloživanja STARIJIH SEDIMENTNIH STIJENA, upućuje zajednica: barit, glaukonit, kvare s regeneracijskim rubovima, odlomci rožnjaka i kvarcnih arenita, leukoksen, rutil, zaobljeni turmalin, zaobljeni zirkon, odlomci šejlova, siltita i karbonatnih stijena. Na ŠKRIPAVCE NISKOG STUPNJA METAMORFIZMA kao matične stijene upućuje zajednica: odlomci slejta, filita i kvarcita, biotit, muskovit, odsutnost feldspata, leukoksen, svijetlosmeđi turmalin. Na ŠKRILJAVCE VISOKOGA STUPNJA METAMORFIZMA kao matične stijene upućuje zajednica: granati, plavičastozelena hornblenda, cijanit, silimanit, andaluzit, staurolit, kvare s valovitim potamnjenjem, kiseli plagioklasi, muskovit, biotit, epidot, co-isit, magnetit, odlomci gnajsova i tinjčastih škriljavaca. Za KISELE MAGMATITE kao matične stijene zajednica je: apatit, biotit, muskovit, hornblenda, monacit, titanit, izometrični cirkon, kvare bez valovita potamnjenja, mikroklin, magnetit, ružičasti turmalin, odlomci granitoidnih stijena. Na PEGMATITE kao matične stijene upućuje zajednica: fluorit, plavi turmalin, granat, monacit, muskovit, topaz, atbit i mikroklin. Za BAZIČNE MAGMATITE kao matične stijene tipična zajednica je: anatas, augit, brucit, hipersten, ilmenit, magnetit, kromit, leukoksen, olivin, rutil, neutralni plagioklasi, serpentin, odlomci dijabaza, ofita i bazalta.
6.2. Metode izdvajanja ili separacije teških minerala Za izdvajanje mineralnih sastojaka pijesaka i pješčenjaka na sastojke lake i teške frakcije upotrebljava se kod definicije teških minerala već spomenuti bromoform. Međutim, mineralni sastojci neke stijene mogu se izdvojiti i dru-
Metode izdvajanja ili separacije leSkjli minerala
121
gim teškim tekućinama, kao i drugim pomagalima, poput binokulamog povećala, magnetskog separatora itd. No, kada želimo izdvojiti sve teške minerale ili tzv. tešku frakciju, nužno je primijeniti bromoform ili neku drugu tekućinu slična gustoće. Udio teških minerala u pijescima i pješčenjacima obično je mali u odnosu na minerale lake frakcije i na odlomke stijena jer su minerali lake frakcije i odlomci stijena bitni sastojci. Glavni minerali lake frakcije jesu kvare, feldspati, kalcit i muskovit. Teški su minerali u pravilu samo sporedni sastojci pješčenjaka. U ukupnom sastavu obično sudjeluju s oko 0,1 do 1%, a malokad 2 do 10%. No, broj im je vrsta obično velik. Općenito uzevši, većina teških minerala u pješčenjaku ili u pijesku ima male dimenzije i nala/i se u najsitnijoj frakciji pijeska i to stoga što su teški minerali najčešće samo akcesorni, sitni minerabii sastojci u matičnim stijenama, ali i zato Što su im dimenzije smanjene pri trošenju i prijenosu detritusa. Prema tome, njihovo izdvajanje iz pijesaka ili dezintegriranih ili razdrobljenih pješčenjaka i7,vodimo u pravilu na frakciji 0,04 0,15 mm ili 0,04 - 0,2, malokad i do 0,4 mm. Da bismo mogli pristupiti izdvajanju teških minerala najprije moramo dezintegrirati poluvezani pijesak ili vi-še-manje čvrsto litificirani pješčenjak i prosijati ga mokrim sijanjem kroz odgovarajuća laboratorijska sita (v, pogl. 4.1.2). Nakon sijanja odabrana se frakcija prije izdvajanja teških minerala mora dobro isprati u toploj vodi kojoj smo dodali HC1 da se s površine zrna odstrane filmovi i prevlake gline, karbonata, Fe-hidroksida (osobito getita i limonita) i druge nečistoće. Nakon sušenja pristupa se i/.dvajanju ili separaciji. Postoje tri osnovne metode separacije mineralnih sastojaka: 1. biranje zrna s pomoću povećala ili stereomikroskopa, 2. separacija teškim tekućinama i 3. magnetska separacija. "1. Biranje zrna s pomoću povećala i l i stereomikroskopa uglavnom se primjenjuje samo kao kontrola nakon izdvajanja teškim tekućinama ili magnetske separacije, kao i onda kada trebamo potpuno čiste minerale za rentgenska i kemijska mineraloška istraživanja. Za petrološka i sedimentološka istraživanja za koja je potrebna veća količina zrna ta bi metoda bila dugotrajna i neracionalna. 2. Za separaciju ili izdvajanje pojedinih mineralnih sastojaka teškim tekućinama služe tekućine velike gustoće. U svakoj od takvih tekućina mineralna se zrnca izdvajaju u dvije skupine: na mineralne sastojke koji imaju veću gustoću od tekućine pa u njoj tonu i na minerale manje gustoće od tekućine pa plivaju na površini te tekućine. Ako gustoća tekućine točno odgovara gustoći nekog minerala, takvo će zrno lebdjeti u tekućini. Ovaj posljednji slučaj obično se primjenjuje za određivanje gustoće minerala koji ne smijemo zdrobiti i odrediti mu gustoću piknornetroin. Naime, ako nekom mineralnom zrnu želimo odrediti gustoću, .stavit ćemo ga u tešku tekućinu veće gustoće od gustoće minerala tako da zrnce pliva na površini tekućine, a tekućinu ćemo zatim pogodnim otapalom postupno razrjeđivali dok se gustoća tekućine i mineralnoga zrna ne izjednače, tj. dok zrno ne počinje lebdjeti u tekućini. Ako sada odredimo gustoću tekućine, dobit ćemo i gustoću mineralnoga zrna a da ga nismo uništili mrvljenjem.
122
P[e£čpn|aci III aredniozjuati (arenitml Klasll čni sedimenti
Slika 6-1. Metoda separacije teških minerala teškim tekućinama LAKA FRAKCIJA BH0MOFDRM TESKA FRAKCIJA
7FILTER PAPIR
Izborom pogodnih teških tekućina i njihovim razrjeđivanjima odgovarajućim otapalima i/, bilo kojeg uzorka može se izdvojiti više grupa minerala bilo iz teške bilo iz lake frakcije pijeska, čime sužavamo broj vrsta minerala u svakoj grupi, a to olakšava njihovu mikroskopsku indentifikaciju. Standardne su teške tekućine ove: - BROMOFORM CHBr.(, gustoće 2,85 do 2,88, razrjeđuje se bcnzolom ili etilenbromidom; - TETRABROMETAN QH:I3r4, gustoće 2,95, razrjeđuje se isto kao bro-moform; - THULETOVA OTOPINA, gustoće 3,19 koncentrirana je vodena otopina HgJ, i KJ. Priređuje se otapanjem 620 mg živinog jodida i 500 mg kalijeva jodida u 180 mL vode u/ zagrijavanje na 80 - 90 °C dok se jođiđi potpuno ne otope. U pravilu se ta otopina upotrebljava koncentrirana, ali se po potrebi može i razrjeđivati vodom; - METII.ENJODID CHJZ, gustoće 3,3 razrjeđuje se organskim otapalima istim kao bromoform i tetrabrometan; - CLERICIJEVA OTOPINA gustoće 4,2 vodena je otopina talij-malonat-formijata. To je do sada poznata otopina najveće gustoće. Pribor za izdvajanje teških i lakih mineralnih frakcija s pomoću teških tekućina vrlo je jednostavan: potrebna su nam dva staklena lijevka od kojih jedan na kraju cijevi ima navučeno gumeno crijevo dužine oko 10 cm i metalnu šti-paljku, filtrir-papir, staklena čaša, stakleni štapić, stativ i alkohol za ispiranje. Lijevak s gumenim crijevom postavi se na stativu i/nad lijevka u koji smo stavili filtrir-papir, a ispod toga drugoga lijevka postavi se čaša (si. 6-1). U gornji se lijevak, nakon što smo gumeno crijevo zatvorili štipaljkom, ulije teška tekućina i usipa točno ođvagana i isprana odabrana frakcija pijeska uz lagano miješanje staklenim štapićem da bi se svladala napetost površine tekućine. Mineralna zrna kojih je gustoća veća od gustoće tekućine tonu na dno i akumuliraju se u gumenoj cijevi, a ona manje gustoće ostaju plivati na površini teške tekućine. Otvaranjem štipaljke oprezno se ispuste teški minerali s manjim dijelom teške tekućine na filtrir-papir u donjem lijevku. Kad su ispušteni svi teški minerali zatvaranjem štipaljke prekine se ispuštanje pretežnog dijela teške te-
Metode izdvajala i!i separaniie teških minerala
123
kudnc i time odvoje mineralna zrna lake frakcije na njezinoj površini. Nakon Sto se profiltrira lekudna ispuštena s teškom frakcijom, mineralna se /.ma na filtrir-papiru isperu alkoholom, suše i važu. Iz razlike težine cijelog uzorka i težine teške frakcije izračuna se težinski postotak teške frakcije u uzorku. Na donjem se lijevku promijeni filtrir-papir i ispusti sva teška tekućina i laka frakcija iz gornjeg lijevka, profiltrira, ispere alkoholom, suši, važe i izračuna tež. % . lake frakcije. Prije ispiranja alkoholom teške i lake frakcije potrebno je odstraniti čašu s profiltriranom teSkom tekućinom da se ne razrijedi alkoholom pa se teška tekućina na taj način može ponovno upotrijebiti za izdvajanje teške i lake mineralne frakcije. Za daljnja se istraživanja od teške i lake frakcije izrade rasuti mikroskopski preparati, a polarizacijskim mikroskopom na najmanje 300 zrna određuje se kvalitativni i kvantitativni mineralni sastav teške i lake frakcije. Podaci o udjelu pojedinih minerala prikazuju se numerički ili grafički, i to izraženo u postocima od ukupnoga broja zrna, posebno za tešku, posebno za laku frakciju. 3. Magnetska separacija temelji se na svojstvima magnetske susceptibilnos-ti minerala, tj. na odnosu intenziteta magnetiziranja minerala i jačine magnetskog polja. Susceptibilnost ovisi o magnetskom momentu određenih iona i o njihovoj koncentraciji u svakome pojedinom mineralu, posebice za ione dvo-valentnog i trovalentnog željeza i mangana. Već kod vrlo malih promjena u količini tih iona u mineralu intenzivno se mijenja magnetska susceptibilnost. Kod granata, na primjer, susceptibilnost izrazito varira u ovisnosti o njihovu kemijskom sastavu i o količini Fe i Mn iona: kod spesartina, dakle Mn-Al granata, susceptibilnost iznosi 81, kod almadina ili Fe-Al gTanata 68, kod andradita iii Ca-Fe granata 49, a kod piropa, tj. Mg-Al granata susceptibilnost je 0. Magnetska separacija minerala najčešće se izvodi magnetskim separalorom koji je konstruirao Franlz pa se naziva »Frantzov izodinamski magnetski se-parator«. Aparat se sastoji od snažna elekrromagneta s tako oblikovanim polovima da je između njih ugrađen dugački uski kanal po kojemu se promjenom nagiba između magnetskoga polja polagano naniže kreću mineralna zrna. Kanal je konstrukcijski izveden tako da nakon otprilike prve trećine njegove dužine postoji usko izbočenje kojim se kanal dalje dijeli u dva uzdužna kanala. Elektromagnct se zajedno s kanalom može oko uzdužne osi nagibati za točno određeni kut, a jednako tako i oko poprečne osi postavljati od horizontalnog do kosog položaja. Biranjem toga poprečnog nagiba kanala i brzinom vibracija regulira se brzina kretanja mineralnih zrna duž kanala, a promjenom uzdužnog nagiba kanala i promjenom intenziteta magnetskog polja u ovisnosti o promjeni jakosti struje regulira se privlačenje magnetičnih minerala prema odabranoj magnetskoj susceptibilnosti. Na taj način mineralna zrna pri putovanju duz. nagnutog kanala nailaze na magnetsko polje pa ona s nižom su.sceptibilnošću nastavljaju putovati nepromijenjenom putanjom, tj. donjim kanalom, a ona s višom susceptibilnošcu budu privučena prema magnetu i skreću svoj tok kretanja u gornji kanal. Na kraju kanala postavljene su dvije posudice u koje se nasipavaju magnetični, odnosno nemagnetični minerali. Budući da se promjenom uzdužnog kuta nagiba kanala i promjenom jačine magnetskoga polja može po volji mijenjati susceptibilnost, to će se za već male razlike vrijednosti susceptibilnosti minerala moći obaviti njihova magnetska separacija. Naime, iz tablica s vrijednostima kuta uzdužnog i poprečnog nagiba kanala, kao i intenziteta magnetskog polja u ovisnosti o promjeni jakosti struje, te vrijednosti magnetske sus-
124
Pješčenjaci i\i srednjoztnali (atenitni) klaslifeni sedimenti
ceptibilnosti svakoga pojedinog minerala gotovo svi minerali mogu se odijeliti u manje magnetičnu i više magnetičnu frakciju, tj. u kanalu skretanjem putanje u magnctskome polju međusobno odijeliti u dvije grupe. »Frantzovim izodinamskim separatorom« moguće je odvajanje zrna dimenzija između 0,1 i 0,2 mm, ali se optimalni rezultati dobivaju sa zrnima promjera od 0,12 do 0,17 mm. Kod manjih zrna separaciju ometa stvaranje elek-trostatičkih sila kojima se zrna okupljaju u grudice, a kod većih zrna elektromagnetske su sile preslabe da bi skrenulc, tj. privukle k sebi takva zrna i promijenile njihovu putanju u viši kanal.
6.3. Klasifikacija pješčenjaka Pješčenjaci se odlikuju velikom raznolikošću i šarenilom u pogledu mineralnog i granulometrijskoga sastava, te strukture i postanka jer im detritus može potjecali od različith matičnih stijena, a i fizikalni i kemijski uvjeti pri trošenju, kao i hiđrodinamski uvjeti i okoliši taloženja mogu biti vrlo različiti. Zbog toga kod klasifikacije pješčenjaka nalazimo na brojne poteškoće. Do danas je u literaturi objavljeno tridesetak različitih klasifikacija pješčenjaka, no ni jedna nije u potpunosti uspjela sveobuhvatno sistematizirati sve pješčenjake u pogledu, njihova sastava, strukture, porijekla detritusa, uvjeta i okoliša taloženja i di-jagenetskih promjena. Sve te klasifikacije nastale su iz potrebe da se pješčenjaci sistematiziraju tako da svaki definirani tip pješčenjaka ima i genetske značajke i mogućnost korelacije s istim takvim pješčenjacima iz drugih terena u pogledu genetskih i sedimentacijskih karakteristika. Pri stvaranju klasifikacija autori su pošli od vrlo različitih zahtjeva, stajališta i pretpostavki. Gotovo u svim klasifikacijama kao glavne komponente uzeti su udjeli kvarca, feldspata i odlomaka stijena u sastavu pješčenjaka, a za ostale sastojke pješčenjaka od klasifikacije do klasifikacije postoji vrlo velika raznolikost. Kod nekih se ostali sastojci uopće ne uzimaju u razmatranje, kod drugih, uz kvare, feldspate i odlomke stijena, bitnu ulogu na klasifikaciju ima i matriks (Pettijohn et al. 1973; si. 62), odnosno i matriks i petrografski tip odlomaka stijena (Konta 1973; si. 6-3). U nas, kao i u zapadnim zemljama Europe i u SAD, u novije se vrijeme uglavnom primjenjuje klasifikacija koju su dali Pettijohn et al. (1973) na osnovi Dot-tove (1964) klasifikacije (si. 6-2). Klasifikacija Pettijohna, Pottera i Sievera (1973) osniva se na međusobnim udjelima četiriju bitnih komponenata sastava pješčenjaka: matriksa, kvarca, feldspata i odlomaka stijena te se ona prikazuje trokomponentnim dijagramom (si. 6-2). Tri glavne komponente, tj. kvare, feldspati i odlomci stijena prikazani su u dvije dimenzije istokračnim trokutom, a četvrta komponenta, tj. matriks, prikazana je u trećoj dimenziji. Presjeci okomiti na treću dimenziju, kojom je prikazan udio matriksa, istokračni su trokuti s udjelima kvarca, feldspata i odlomaka stijena, kako to prikazuje slika 6-2. Autori matriks definiraju kao sitno-zrnati materijal dimenzija < 30 mikrometara. Granica od 30 mikrometara uzeta je radi toga što je to debljina mikroskopskog izbruska, odnosno to je krajnja
Klasifikacija p|eSfeH|aka
125
&°±---
subar koza.6 Ce
^
^ Slika 6-2. Klasifikacija pješčenjaka na osnovi međusobnih udjela kvarca, odlomaka stijena, feldspata i matriksa (Petti|ohn, Pottet & Siever, 1973)
granica do koje se u mikroskopskom izbrusku ju
126
Picščcniaci ili srednjo^rri^ti (arenitm) klasličm sedim^nli
KVARC kvarcni p)»šč«n)al( grauvakovili pj«ič»njqk
LUTITNI MATERIJAL
kvorcnaN grauvaka ^ litoklaitično grauvaka \ FELDSPAT1 ffldspal-ska grauvaka
pj«»kovill
ODLOMCI STIJENA ODLOMCI SVIH S T I J E N A [m«đu kojima prjvladavaju odlomci SEDIMENATA+METAMORFITA + BAZIČNIH.NEUTRALNIH MAGMATITA nad granitima gnajsovima)*-FELDSPATI+ KLORITNTINJCI
^
IVI KVARC opal psami! ima
Slika 6-3. Klasifikacija pješčenjaka na osnovi međusobnih udjela odlomaka stijena, kvarca i lutitnog materijala ili Cestica < od 63 m (Konta, 1973). Kvantitativni sastavi i nazivi stijena iz serije: GRAUVAKA-KVARCNI PJEŠCENJAK-ŠEJL. Istovjetan je trokomponentni dijagram i podjela stijena iz serije1 ARKOZAKVAHCNI PJEŠČENJAK, ali u lijevom kraku trokuta uključeni su umjesto "Odlomaka stijena« udjeli sljedećih sastojaka-FFLDSPATI + odlomci svih stijena među kojima prevladavaju odlomci KISELIH MAGMATITA + tinjci + kloriti. Umjesto naziva »grauvakni seji« tada u tom polju stoji »ARKOZNI ŠEJL«, polje »lutitična grauvaka" je »LUTITIČNA ARKOZA«, polje ••grauvakni kvarcni pješčenjak« je »ARKOZNI KVARCNI PJEŠČENJAK-, a polje '■grauvaka« postaie »ARKOZA«.
- na subarkoze, ako je udio kvarca između 75 i 95%, a feldspata ima više od odlomaka stijena i - na sublitoarenite, ako je udio kvarca između 75 i 95%, a odlomaka stijena ima više od feldspata (si. (S-2). Nečisti se pješenjaci ili grauvake, prema međusobnim udjelima kvarca, feldspata i odlomaka stijena, dijele u tri tipa: - na feldspatske grauvakc, ako sadrže manje od 95% kvarca, a udio feld spata veći je od udjela odlomaka stijena na litične grauvake, ako sadrže manje od 95% kvarca, a udio odlomaka stijena veći je od udjela feldspata i - na kvarcne grauvake, ako sadrže više od 95% kvarcnih zrna i, naravno, više od 15% matriksa, šio je u prirodi vrlo rijetka pojava (si. 6-2). Klasifikacija pješčenjaka koju je dao Konta (1973) u/ima u obzir cjelokupan sastav pješčenjaka i promatra ih kao stijene koje su po svojem sastavu kom-.binacija, s jedne strane, odlomaka svih stijena, feldspata, klorita i tinjaca, s druge, detritičnih zrna kvarca i, s treće strane, lutitskog (=siltoznog i glinovitog}
Klasifikacija pfesctnjakfl
127
matriksa {si. 6-3). Pješčenjaci u kojima među odlomcima stijena prevladavaju odlomci sedimentnih, metamorfnih te bazičnih neutralnih magmatskih stijena, u/ dominaciju tili odlomaka nad felđspatima, genetski pripadaju u grauvakne pješčenjake. Pješčenjaci u kojima prevladavaju feldspati nad odlomcima stijena, a medu odlomcima stijena prevladavaju kiseli magmatiti pripadaju arkoznim pješčenjacima (si. 6-3). To, dakle, znači da grauvakc potječu od trošenja sedi-mentnih, metamorfnih i neutralnih do bazičnih eruptiva, a arkoze od trošenja granita. Dodatnim trokomponcntnim dijagramom (lijevo na sk 6-3), kojim su određeni međusobni udjeli kvarca, odlomaka stijena i feldspata, grauvake (ili arko/e) podijeljene su na feldspatske, Htokla.stične i kvarene, te, ako sadrže > 80% kvarca, na grauvakovite (80-90% Q) i kvarene (> 90% Q) pješčenjake.
6.3.1. Arkozni areniti i subarkoze Arkozni ili feldspatski areniti i subarko/e matriksom su siromašni ili bezma-triksni pješčenjaci pretežno sastavljeni od kvarca i feldspata (si. 6-4A; 6-5). Sadrže krupna, ugiata, rjeđe slabo zaobljena, slabo soritrana zrna kvarca i feldspata. Kvare je u pravilu prevlađavajuči sastojak, a rjeđe se mogu nači i arkozni areniti u kojima feldspati prevladavaju nad kvarcom. Većina kvarcnih zrna pripada poli kristalnome tipu. Feldspati mogu biti potpuno svježi, ali i do intenzivno kaolinizirani ili sericitizirani. Boja je aTkoznih i feldspatskih arenita crvenkasta, crvenkastosmeđa, ružičasta ili svijetlosiva do tamnosiva. Crvenkasta i ružičasta boja potječe od ružičastog mikroklina ili od crvene kaolinifne gline pigmentirane Pe-oksidima i hidroksidima. Osim kvarca i feldspata arkozni are-
Slika 6-4. Shematski prikaz razlika u sastavu i strukturi čistog ili arenitnog i grauvaknog pješčenjaka; A - Peldspatski arenit sastoji se od zrna feldspata, kvarca i odlomaka stijena sa zrnatom potporom te u n|ihovim intorgranufarnim porama kemijski izlučenoga mineralnog cementa, B - Litična grauvaka sastoji se od odlomaka sti|ena i zrna kvarca te glinovito-kloritnog matriksa u međuprostorima delritionih zrna (rnatdksna potpora zrna -- crno).
128
Pješčenjaci ili siednjozmati (arcnitni) klastični sedimenti
niti i subarkoze sadrže i detritične rinjce (muskovit, biotit, kloritizirani biotit), koji su obično orijentirani paralelno sa slojevitošću. Arkozni areniti koji čine prijelaz prema litičnim arenitima, a takvi su oni čiji materijal potječe od trošenja različitih feldspatima bogatih stijena, sadrže i promjenjljivi udio odlomaka stijena (uglavnom granitoida i gnajsova). Arkozni su areniti najčešće cementirani kalcirnim cementom, koji u pravilu potiskuje kvare i feldspate po rubovima tih zrna. Neki arkozni areniti (arkoze) mogu sadržavati i manju količinu ka-olinita i Fe-oksida ili hidroksida. Kaolinit potječe od trošenja, tj. kaolinizacije, feldspata, a Fe-oksidi od trošenja Fe-minerala. Pettijohn (1975) navodi sljedeći prosječni mineralni sastav arkoznih arenita: 38 - 57% kvarca, 19 - 46% feldspata, 1 - 7% tinjaca, oko 5% odlomaka stijena i 7 - 15% kaolinitnog matriksa. »Locus tipicus« arkoza iz Auvergnea (Francuska) sadrži oko 53% kvarca, 19% feldspata (uglavnom mikroklina), oko 7% tinjaca, 15% kaolinitnog matriksa i oko 4% odlomaka stijena (Huckenholtz, 1963). Mineralni sastav i struktura arkoznih ili feldspatskih arenita jasno upućuje na to da su matične stijene iz kojih trošenjem potječe detrilus bili granitni i/ili gnajsni masivi. Prema tome, ti tipovi arenita strogo su vezani za određeno mjes-
Slika 6-5. Feldspatski areniti: A - Loše sortirani, krupnozrnati ARKOZNI ARENIT (feldspatski arenit): Uglata zrna kvarca, mikroklina i kiselih plagioklasa cementirana mikrokristalastim kalcitnim cementom. Nikoli ukriženi, dužina linije = 0,5 mm. Neogen, bušotina Lnj-1, 1371 m, Lonjica - Posavina; B - Sitnozrnati, loše sortirani ARKOZNI ARENIT (arkoza) sastavljen od uglatih zrna kiselih plagioklasa, mikroklina i kvarca te kalcitnog cementa. Nikoli ukriženi, dužina linije = 0,2 mm. Miocen, bušotina LŠ-1, 1044 m; Lešćan.
lo i vrijeme, tj. na sedimentacijske bazene u blizini intenzivnog trošenja i erozije granitoidnih i/i!i gnajsnih masiva sa strmim reljefom i u pravilu hladnom ili aridnom klimom gdje je kemijsko trošenje feldspata slabo ili spriječeno brzim transportom i taloženjem.
6.3.2. Litični areniti i s ubi i to areni ti Litični se areniti prctcv.no sastoje od kvarca i odlomaka stijena, a u podređenoj količini i feldspata (si. 6-6). To su, dakle, čisti pješčenjaci bez delritičnog ma-triksa ili samo s vrlo malim udjelom takva malriksa. Tipični primjerci 1dličnih arenita sadrže 5(1 do 65% kvarca, 30 do 40% odlomaka stijena, 1,5 do 5% feldspata i do 3% tinjaca (Pettijohn, 1475). Sublitoarcniti čine prijelazni tip pješčenjaka između lihčnih arenita i kvarcnih arenita. Sadrže između 5 i 25% odlomaka stijena, od 75 do 95% kvarca, a udio je feldspata manji od udjela odlomaka stijena. Odlomci stijena u litiČnim arenitima i sublitoarcnitima uglavnom pripadaju detritusu metamormih stijena niskoga stupnja metamorfizma i se-dimentnim stijenama siltozno-pješčenjačkog i pelitnog tipa, ali se u njima mogu naći i znatne količine odlomaka vulkanskih stijena. Ako među odlomcima stijena prevladavaju odlomci kristalastih škriljavaca niskog stupnja metamorfizma, posebice siejtova, filita, tinjčastih i kvarc-sericitnih škriljavaca, tada se litični arenit naziva ŠISTAREN1T ili FILOARENIT. Ako pak u litiČnim arenitima prevladavaju odlomci vapnenaca i dolomita, to su KALKLITITI (si. 6-6B). K ALKI. nm (»calelithites« - Folk, 1959) terigeni su pješčenjaci koji sadrže više od 50% karbonatnih zrna koja potječu od trošenja i erozije starijih vapnenaca i dolomita. Kalklitite treba ra/.likovati od kalkarenita i kalkarcnacejskih pješčenjaka. Termin KALKARFNIT (»calcarenite«) uveo je Grabau (1904) za de-tritične vapnence i vapnenačke pješčenjake sastavljene od odlomaka karbonatnih stijena promjera od 0,063 do 2 mm. Danas se termin kalkarenit upotrebljava kao općeniti naziv za mehanički laložene karbonatne stijene, tj. dctritične vapnence, koji sadrže više od 50% odlomaka karbonatnih stijena dimenzija pi- i ješka 0,063 - 2 mm (Carozzi, 1960). Kod toga su ti odlomci ili zrna obično definirani kao zrna intrabazenskog postanka (intraklasti, ooidi, kršje fosila - Pettijohn et al., 1972) ili kao zrna, tj. intraklasti, nastala erozijom više ili manje očvrsnutih karbonatnih stijena, (Fiichtbauer, 1974). Ako u pješčenjacima uz siliciklastičnn zrna postoji i znatni udio karbonatnog detritusa među kojem prevlada fosilni detritus, tj. kršje i Ijušturice fosila, ooidi i drugi biokemijski sastojci, tada takve pješčenjake ubrajamo u posebnu ' skupinu pješčenjaka - kaikarenacejske pješčenjake (v. odjeljak 6.3.5). Litični areniti koji sadrže mnogo odlomaka rožnjaka (chert) nazivaju se rožnjački areniti (»churlarenite«, »cliertlithite«). Pri odlomcima rožnjaka osobitu ; pozornost treba posvetiti razlikovanju đetrifičnih zrna rožnjaka od odlomaka i devitriticiranoga kiselog vulkanskog stakla ili riolita, koji su mikrofiziografski ' obično vrlo slični. To je važno stoga šio u slučaju da su to odlomci devitrifi-ciranoga vulkanskog stakla ili riolita tada to nisu rožnjački areniti nego VULKANSKI ARl-NITI, koji među odlomcima stijena sadrže i znatne količine odlomaka vuklanskih, tj. efuzivnih, pretežito kiselih stijena. Odlomci su bazičnih
130
Pješčenjaci ili srednjozrnatL (arenitmj klaKtični sedimenti
efuziva u vulkanskim arenitima rjeđi jer su bazični efuzivi podložni]! trošenju ili raspadanju u matriks (epimatriks). Odlomci vuklanskih, odnosno efu/.ivnih stijena ne smiju se /.smijeniti s vulkanoklasiičnim (piroklastičnim) materijalom koji je proizvod vulkanskih erupcija i taloženja vulkanskog pepela i aglomerata ji-T pješčenjaci koji sadrže takav materijal pripadaju tufitima (v. pogl. 8.1 i lahl. 8-2. i 8-3). U litičnim arenitima i sublitoarenitima odlomci stijena, /rna kvarca i feld-spata u pravilu su uglata ili samo slabo zaobljena, a gotovo nikada dobro zaobljena. Uz ove sastojke litični areniti općenito sadrže i manju količinu detri-tičnih listića tinjaca, uglavnom muskovita i biotiia. Detritićni matriks u ovom je t i p u pješčenjaka odsutan ili je prisutan u neznatnoj količini (si. 6-6A), ali u njima može bit i prisulan pseudomatriks nastao drobljenjem i plastičnim deformacijama odlomaka laporovitih i glinovitih stijena. Takvi odlomci mogu pri kompakeijskim dijagenetskim procesima zbog tlaka nadslojcva biti zgnječeni i utisnuti u međuprostore zrna tako da izgledaju
Slika 6-6 Litični areniti: ' A - Dobro sortirani, srednjozrnati LITIČNI Polu zaobljena zrna kvarca i odlomci stijena (granitoidi, kvarciti) cementirani makrokristalastim kalcitnim cementom. Nikoli ukriženi. dužina linije = 0,5 mm. Neogen, bušotina KR-147, 2121 m, Križ kraj Ivan ić-G rada; E) - KAI.KI.ITIT, tj pješčenjak tipa litičnog arenita sastavljen od dobro zaobljenih i abradiranih odlomaka gorniokrednih biomikritnih vapnenaca s pitonelama (crna zrna s bijelim kružićima), rtiikntnih vapnenaca, poiedinačnih uglatih zrna kvarca i odlomaka rožnjaka. Cement kalcitni, mikroknstalasti. onečišćen s nešto glinovitog detritusa Dužina linije = 0,5 mm Prominska formacija, Velika Oluja Zapadna Hercegovina. ARENU;
Klasifikacija pješčenjaka
131
kao matriks. Uobičajeni je cement kemijski izručeni kakit, a rjeđe to može biti kvare ili opal. Litični su areniti najrasprostranjeniji tip pješčenjaka u biosferi. To su nezreli pješčenjaci koji sadrže mnoge kemijski i fizikalno nestabilne odlomke stijena. U uvjetima u kojima prevladava intenzivno kemijsko i fizikalno trošenje nestabilni se odlomci raspadaju, dijelom prelaze u otopljeno stanje, a dijelom u sitnozrnati epimatriks. Općenito govoreći, litični se areniti talože tamo gdje je na velikom prostoru vladala snažna erozija petrografski različitog terena sastavljenog pretežno od metamorfhib, ali i sedimentnih stijena, s kojeg je detritus bio prenošen u sedimentacijski bazen. Karakteristični okoliši taloženja lilićnih arenita duboko morski su okoliši (turbiditi i submarinske lepeze), delte i veliki riječni tokovi.
6.3.3. Kvarcni areniti Kvarcni areniti (prije često nazivani »ortokvarciti«, a kod nas u nekim krajevima poznati pod nazivom kremenjaci) zreli su pješčenjaci u kojima udio kvar-cnih zrna u odnosu na ukupnu količinu pješčanog detritusa prelazi 95%, U tim pješčenjacima kvare je zastupljen monokristalnim, dobro sortiranim zrnima, često i veoma zaobljenima. Nerijetko se jasno zapažaju učinci tlačnog otapanja, ij. zubičasta i stilolitska urastanja jednog zrna u drugo (si. 611). Ostali su sastojci u tim pješčenjacima rijetki. Pojedini primjerci mogu sadržavati odlomke rožnjaka i kvarcita, ali s vrlo malim udjelom. Tipični akcesorni minerali kvar-cnih arenita najrezistentniji su teški minerali: dobro zaobljeni turmalin i cirkem, a rjeđe ru.til i ilmenit. Zrna pješčanih dimenzija u pravilu su u čvrstu stijenu cementirana kvarcnim cementom, koji se obično izlučio oko detritičnih kvarcnih zrna kao sintaksijalni nbrubni cement, tj. u istoj optičkoj orijentaciji kakvu ima i detritično zrno. Takvo zrno kvare a sa sintasijalnim cementom poznato je pod nazivom »kvare s TCgeneracijskim rubom« (si. 6-7A). Kao cement u in-tergramilamim porama kvarcnih zrna u nekim varijetetima kvarcnih arenita može se izlučiti opal ili kalcedon. Kod kalcedona vlaknasti su kristalići orijentirani okomito na površinu detritičnoga /ma. Opalni cement nalazimo samo u geloški mladim kvarcnim arenitima, jer je opal kod starijih pješčenjaka pre-kristaliziran u kalcedon ili u kvare. U kvarcnim arenitima mlađeg mezozoika i tercijara kao cement često se pojavljuje kakit, a rjeđe i dolomit. Kristali su kakita u pravilu velikih dimenzija i u sebe uklapaju više detritičnih zrna kvarca (=pojkilotipni cement). S porastom količine detritičnih teldspata kvarcni areniti postupno prelaze u subarkoze, a s porastom udjela odlomaka stijena u sublitoarenite. U ovom, posljednjem slučaju usporedo s porastom udjela odlomaka stijena raste i udio polikristalnih zrna kvarca. Kvarcni su areniti tipični pješčenjaci stabilnih kontinentalnih štitova i rubnih pojasova geosinklinala. Visoki u d i o detritičnih kvarcnih zrna, dobra sor-tiranost i zaobljenost zrna, prisutnost samo najstabilnijih akcesornih minerala i odlomaka stijena upućuju na visok stupanj petrološke zrelosti tih pješčenjaka. To je posljedica intenzivna kemijskog trošenja i dugotrajna prijenosa detritusa
132
Pješčenjaci ih sredn|(tfjna1i (aiemliii) kldstitm sedimeDh
Slika 6-7 Kvarcni arenit i leldspatska grauvaka: A - Odlično sortirani KVARCNI ARENIT, kvarcna zrna s tzv. regeneracijskim rubovima ili sintaksijalnim obrubnim kvarcnim cementom koji raste oko detritičnih kvarcnih zrna u istoj optičkoj orijentaciji s orijentacijom u detriličnom zrnu. što se kod ukriženih nikola zamjećuje po istom potamnjenju detritičnoga zrna i cementnoga obruba oko zrna. Nikoli ukriženi. dužina linije = 0,2 mm. Bušotina Bizovac-2, 1671 m; B - Slabo sortirana, sitnozrnata LITIĆNA GRAUVAKA s velikim udjelom poluzaobljeriih do zaobljenih odlomaka rožnjaka (swa zrna kriptokristalaste strukture), odlomaka spilita i uglatih zrna kvarca. U intergranularnim prostorima delritičnih zrna nalazi se kvarc-sericitno-kloritni matriks nastao dijagenetskim promjenama iz glinovito-siltoznoo. matriksa. Nikoli ukriženi, dužina linije = 0,2 mm. Pješčenjak iz ofiditnog kompleksa Banije, Lasinja.
od matičnih .stijena do mjesta taloženja. Ti su pješčenjaci konačni produkti .snažnog i dugotrajnog kemijskog i fizikalnog trošenja, abrazije i sortiranja detri-tusa, Često nakon vize ciklusa pretaložavanja, tj, više ciklusa trošenja, prijenosa i taloženja detritičnih zrna, tako da su preostala samo najrezistentnija mineralna zrna, a, rjeđe i odlomci kvarctta.
6.3.4. Grauvakni pješčenjaci Termin »grauvaka« u geološkoj je literaturi prvi put primijenjen s.a tamno.sive, čvrsto litificirane slabo sortirane gornjodevonske i donjokarbonske pješčenjake u 1 lartzu u Njemačkoj. To su pješčenjaci koji sadrže mnogo uglafih fragmenata
Klasifikacija pješčenjaka
133
stijena, zrna kvarca i glinovito-serieitno-kloritnog matriksa koji potječe od trošenja nestabilnih odlomaka stijena (epimatriks). Grauvakni pješčenjaci, odnosno »nečisti ili vvackes« pješčenjaci su po klasifikacijskoj definiciji (Pettijohn ct al., 1972) stijene bogate detritičnim ma-triksom (sericit, klorit, sitni kvare i feldspati, minerali glina) te /.rnima kvarca i odlomcima stijena (si. 6-2. i 6-4B). Zbog tatnnosive do gotovo cme boje, gustog matriksa i svjetlijih zrnaca kvarca u njemu, ako su Čvrsto litificirani i neslojeviti, na izdancima se ovi pješčenjaci na prvi pogled mogu zamijeniti s bazičnim eruptivnim stijenama (dijabazima na primjer). Zbog velikog udjela glinovito--siltoznog matriksa, kao i odlomaka stijena male otpornosti na trošenje, gra-uvake obično nisu čvTsto litificirane ili su na izdancima podložne brzom trošenju, ako nisu pretrpjele intenzivne dijagenetske promjene minerala glina. Sastav je grauvaka vrlo varijabilan; kvare je općenito najobilniji sastojak i u pješčanoj frakciji detritusa njegov je udio u pravilu vizi od 50%. Prevladavaju uglata zrna kvarca s izra/itim valovitim potamnjenjem. Od feldspata
Slika 6-8. Litične i feldspatske grauvake: A - Loše sortirana LITIČNA (VULKANSKA) GRAUVAKA; sasioji se od uglatih irna kvarca, odlomaka vulkanskih stijena (spilit. devitrificirano vulkansko staklo), odlomaka rožnjaka i kvarcita te od kvarc-klorit-sericitnog matriksa koji je produkt dijagenetskih promjena primarnog glinovrto-siltoznog matriksa. Nikoli ukriženi, dužina linije = 0,2 mm Pješčenjak iz sedimentnih stijena unutar ofiolitnog kompleksa Bosne, Borovica kod Vareša; B - Krupnozrnata FELDSPATSKA GRAUVAKA sastavljena od uglatih zrna alteriranih feldspata i uglatih, toše sortiranih zrna kvarca le kloritnog matriksa koji je produkt dijagenetskiti promjena primarnoga glmovitog (kaolinitnog?) matriksa. Nikoli ukriženi, dužina linije - 0,5 mm Neogen, bušotina KR147, 1986 m, Križ kraj Ivanić-Grada.
134
Pješčenjaci ili srBdniazmali jarenitni) ftasličm sediiitenli
grauvake uglavnom sadrže samo kisele do neutralne plagioklasc, a K-felđspati su rijetkost. Udio feldspata u grauvakama može varirati u širokim granicama. U pojedinim inačicama feldspatskih grauvaka oni su čak obilniji od kvarca. De-tritični su tinjci (muskovit, biotit i kloritizirani biotit) fešti, ali po udjelu medu zrnima pjeskovite frakcije tek sporedni sastojci. Odlomci stijena, koji su u/, kvare najobilniji sastojci grauvaka, u istom tipu pješčenjaka u pravilu pripadaju različitim metamorfmm, magmatskim ili sedimentnim stijenama, »l.ocus tipi-cus« grauvaka i/ Hartza, primjerice, sadrži Čak 19 različitih tipova odlomaka stijena. Općenito, u grauvakama prevladavaju odlomci vulkanskih (efu/ivnih) stijena, potom škriljavaca niskog i srednjeg stupnja metamorfizma te sedimen-tnih stijena. Od vulkanskih stijena najčešći su odlomci dijabaza, spilita, kera-tofira, porfira i dacita, od metamorfita odlomci slejtova, filita, kvarc-sericirnih i tinjčastih škriljavaca i kvarcita, a od sedimentnih stijena odlomci rožnjaka, sil-tita, šejlova i pješčenjaka. Tipična grauvaka u mikroskopskom izbrusku ima izgled mikrobreče jer se sastoji od uglatih zrna kvarca, odlomaka stijena i feldspata, koja su uložena u gustu osnovnu masu - matriks (si. f>-4B, i 6-8). Kvarc-sericitno-klorirni matriks može mjestimice biti potisnut krupnokristali-ničnim autigenim kalcitom. S obzirom na međusobne udjele triju glavnih sastojaka grauvaka, Ij. kvarca, odlomaka stijena i feldspata, grauvake su podijeljene na (si. 6-2): LITIĆNE GRAUVAKE (si. 6-8), FFLDSPATSKE GRAUVAKE (si. 6-4. i 6-7B) i KVARCNF. GRAUVAKE. Najčešće su litične grauvake, rjeđe su feldspatske, a izuzetno rijetke kvarcne grauvake. Grauvake su u Zemljinoj kamenoj kori vrlo rašireni tip pješčenjaka. Obično im pripada od 2(1 do 25% svih pješčenjaka. Najčešće se nalaze u orogenetskim zonama, od paleozoika do mezozoika, a praktički nedostaju u stabilnim, tektonski neporemećenim kratonskim pojasovima. Uglavnom su udružene s ofi-olitima u područjima s jakim boranjem. To su marinski sedimenti taloženi u pravilu iz turbiditnih tokova ili su to flišni sedimenti. Međutim, to ne znači da su svi turbidirni ili svi flišni pješčenjaci uvijek i samo grauvake.
6.3.5. Miješani ili hibridni pješčenjaci Ako pijesci i pješčenjaci, osim siliciklastičnih zrna, tj. kvarca, feldspata, odlomaka silikalnih stijena i tinjaea, sadrže i znatniji udio detritusa nastalog kemijskim i biokemijskim izlučivanjem, npr. fosilnog detritusa, ooida, onkoida i si., ili intrabazenskog materijala nektig drugog postanka (glaukoniti, fosfati), tada oni. nisu obuhvaćeni standardnom klasifikacijom pješčenjaka koju prikazuje si. 6-2. To su miješani ili hibridni pješčenjaci unutar kojih se razlikuju tri glavne skupine: KALKARENACFJSKI, ZELENI i FOSFATN1 PJEŠČENJACI. - KAI.KARENACEJSKI PJEŠČENJACI (»Oilcaroiaccous samtstones« - Pettijohn et dl., 1972) klastiti su koji sadrže zrna miješanog postanka, tj, siliciklaste (kvare, feldspate, odlomke stijena, tinjce), fosilni i karbonatni detritus sastavljen od fosila, ooida i onkoida. Za razliku od kalklitita, koji pripadaju litičnim areni ti ni a ili litičnim grauvakama jer sadrže odlomke starijih vapnenaca i/ili dolomita, kalkarenacejski pješčenjaci, uz siliciklaste sadrže i znatan udio intraba/enskog
Klas*llkaci(a pjeičpniaka
135
fosilnog detritusa ili ooida i/ili onkoida i peleta. Ako u njima izrazito prevladava udio fosilnog detritusa nad siliciklastičnim zniima, takvi kalkarenacejski pješčenjaci zapravo su biokalkarenitni vapnenci (v. odjeljak 9.1.2.8). Od fosilnog detritusa u kalkarenacejskim pješčenjacima najčešće su ljuŠturice bentoskih fo-raminifera, kršje skeleta bodljikaša, koralinaceja, briozoa, školjkaša i gastropoda (npr. u flišu Istre i u badenskim bioklastićnim pješčenjacima sjeverozapadne Hrvatske). Rjeđe se u njima nalaze i ooidi ili onkoidi i peleti. U pravilu, ti su pješčenjaci cementirani kalcitnim cementom, premda mogu sadržavati i sitno-zrnasti karbonatno-glinoviti (laporoviti) matriks. U badenskim naslagama sjeverozapadne Hrvatske to su često odlično koso slojeviti pješčenjaci talo/.eni na prostranim plažama i barijernim prudovima ili progradacijom prigrebenskih pijesaka te unutar velikih submarinskih lepeza i delti u donjim dijelovima padina. - ZELENI (GLAUKONITM) PJEŠČENJACI, uz siliciklastična zrna (kvare, feldspate, odlomke stijena, tinjca), sadrže još i znatan udio, mjestimično i više od 50%, kuglastih, jajolikih /ma ili grozdastih nakupina od više međusobno slijepljenih zrnaca glaukonita ili smjese glaukonita, klorita, smektita i soladonita (si. 6-9). U mikroskopskom izbrusku ta zrna pokazuju zelenu, žućkastozelenu ili plavkasto/elenu vlastitu boju pa su /bog toga i pješčenjaci na izdancima i u/orcima sivkastozelene ili zelene boje po kojoj su i dobili ime »zeleni pješčenjaci«. Pojedini tipovi glaukonitnih pješčenjaka sadrže i varijabilni udio fosilnog detritusa (npr. glaukonitni pješčenjaci u badenskim sedimentima okolice Novog Marofa - Špalj i Tišljar, 1988). Zelena i glaukonitna zrna promatrana u mikroskopskom izbrusku kod uključenog analizatora pokazuju da su sastavljena od mikmkristalastih do krip-tokristalastih agregata glaukonita i/ili kiorita i smektita. Za kuglasta i jajolika glaukonitna /ma, morfološki istovjetna lekalnim poletima (odjeljak 9.1.2.3), smatra se da su nastala procesima glaukonili/acije fekalnih poleta ili nokih drugih kuglastih zrna biogena porijekla, u marinskoj sredini kroz razmjerno vremenski dugotrajan proces u uvjetima slabog intenziteta sedimentacije nakon transgresije (Odin i Matter, 1981). Slab intenzitet sedimentacije nuždan je zbog toga što je proces glaukonitizacije dugotrajan, a pri jačoj sedimentaciji zrna bi bila prije prekrivena novim sedimentima nego što bi taj proces bio završen. Time bi, naravno, daljnja glaukonitizacija bila onemogućena. Glaukonitna zrna nastala procesima glaukonitizacije teka Inih poleta sastavljena su praktički samo od glaukonita, /a razliku od zelenih zrna drukčijeg načina postanka, koja, osim glaukonita mogu sadržavati i klont, seladonit, smektit, Šamozit i si. Tako, primjerice, čista separirana glaukonitna zrna iz glaukonitnih badenskih pješčenjaka okolice Novog Marofa pokazuju monomineralni sastav, tj. da su sastavljena od gotovo 100% glaukonita (Špalj i Tišljar, 1988), a bubrežaste i grozdaste glauko-nitne nakupine iz pješčenjaka slavonskih planina sastoje se od vrlo sitnih kris-talita glaukonita strukturnoga tipa lM-lMd i od amorfne tvari (Slovenec, 1986). Vrlo lijepi primjeri zelenih »glaukonitnih« pješčenjaka jesu macetjski pješčenjaci u egerskim i egenburskim sedimentima Maceljske gore. To su pješčenjaci lito-arenitnoga tipa s karakteristikama tufitičnih pješčenjaka jer, uz siliciklastična zrna sadrže izmijenjene odlomke vuikanoklastičnog materijala (vulkanskog pepela i stakla, tufova) iz istodobnoga eksplozivnog andezitsko-dacitskog vulka-ni7ma te zrnca glaukonita koja su nastala u plitkom marinskom okolišu, uz
136
Pješčenjaci ih sredn|ozmati (aienlml klasbćm sedimenti
Slika 6-9. Glaukonitni (zeleni) pješčenjak, Kuglasla zrna sitnokristalaslog glaukonita (sivoj nastala glaukonitizacijom peleta, uglata zrna kuarca, odlomci rožnjaka i fosilno kršje cementirani mikrokristalastim kalcitnim cementom onečišćenim glmovitim detrilusom. Dužina linije = 0,5 mm Baden, Podrute kod Novog Marofa
sudjelovanje povećane koncentracije Te i K iona, promjenama vulkanoklastičnih čestica (Tišljar i Šimunić, Alka, "1978; Šimunić et al., 1990). Općenito se u sedimentološkoj i petrološkoj literaturi navodi da su zelena zrna nastala u marinskim okolišima pri slabo reduktivnim uvjetima i normalnom salinitetu pri maloj brzini taloženja. Kan ishodišni materijal za postanak tih zelenih zrna, koji je dijagenetskim promjenama - potiskivanjem, dao takva zrna, najčešće se spominju biolit, poleti, obavljena zrna, foraminifere, vulkansku staklo i vulkanski pepeo. - FOSh'ATNI su l'JKŠČI'NJACI klastiti koji kao cement sadrže kalcij-fusfat (apatit) ili takvi klastiti koji sadrže znatan udio fosfatnoj; delritusa ili fosfatnih ooida.
Diiageneza p| Učenjaka
137
6.4. Dijageneza pješčenjaka Kod dijagenetskih procesa, koji od rahlo pakiranog, nevezanog, vodom zasićenog pijeska dovode do stvaranja čvrsto litificiranog pješčenjaka, razlikuju se: - ranodijagenetski procesi koji se događaju u još nevezanim pijescima pri malim dubinama /slijeganja i - dijagenetski procesi na većim dubinama zalije ganja. U oba ova slučaja pješčani je sediment podvrgnut djelovanju mehaničkih i kemijskih procesa koji u odnosu na dubinu zalijeganja, sastav pijesaka i pome vode, kao i drugih flzikalno-kemijskih i geoloških uvjeta, nemaju jednak intenzitet i važnost pri pretvaranju pijesaka u čvrsto litificirane pješčenjake.
6.4.1. Ranodijagenetski procesi Ranodijagenetski procesi u pijescima uključuju sve reakcije između detritičnih mineralnih 7ma pijeska i pome vode sadržane u pijesku od trenutka njegova taloženja pa do umjerene dubine zalijeganja, tj. u uvjetima kad se na pijesak još nisu nataložile deblje naslage novih sedimenata i dok još nema znatnijeg povišenja temperature u odnosu na temperaturu na površini Zemlje (oko 25 CC). Tu su također važne i reakcije koje se zbivaju zbog životne djelatnosti bakterija. Ranodijagenetski su procesi u pješčenjacima vrlo važni za daljnji tijek dijage-neze jer se u tome stadiju dijageneze bitno može promijeniti poroznost zbog ranodijagenetske cementacije (smanjenje poro/nosti) ili otapanja pojedinih mineralnih zrna (povećanje poroznosti), a također i zbog toga što takvi procesi bitno utječu na kasnodijagenetske procese koji se zbivaju kada pješčani sediment dospije na veću dubinu zalijeganja.
6.4.1.1. Kompakcijski procesi Pri taloženju pijeska u vodi ili u zraku nastaje razmjerno rahlo i labavo pakirani sediment velike poroznosti. Dobro sortirana pješčana zrna visokog stupnja sfe-ričnosti nakon taloženja imaju intergranularnu poroznost od oko 40%, a isti takvi pijesci bez cementacije u dubljim dijelovima naslaga, tj. u većoj dubini zalijeganja (oko 1 000-3 000 m) poroznost od oko 15%. Dakle, porastom dubine zalijeganja zbog kompakcije ili zbijanja smanjuje se poroznost pijesaka (si. 6-10). l'rocesi zbijanja pijeska počinju praktički odmah nakon njegova taloženja, a završavaju na velikim dubinama zalijeganja nakon tlačnih otapanja zma i gotovo potpunom litifikacijom, o čemu će više biti govora pri opisivanju dijagenetskih procesa kod veće dubine zalijeganja. Za razliku od pelimih sedimenata, kao i glinovitih pješčenjaka, kompakcijski procesi ili mehanička dijageneza kod čistih pješčenjaka ima bitno manju ulogu od kemijskih procesa.
138
Pješčenjaci ih sredniozmaii jnrnmtru) ključni ^cdimejiti
<
20
Slika 6-10. Smanienje poroznosti pijesaka u ovisnosti o porastu dubine zalijeganja i njihova granulomelri|skog sastava (iz: Fiichtbauer, 1974)
JO
POROZNosr
Smanjenje poroznosti zbog zbijanja iii kompakcije kod nekog pijeska na samom početku kompakcije bitno je različito kod krupnozmatih od smanjenja kod sitno/rnatih pijesaka (si. 6-10). Međutim, nakon Što je na te pijeske nata-lo/eno oko 1 000 do 1 500 m novih sedimenata (dubina zalijeganja 1,0 - 1,5 km), poroznost če se brže smanjivati kod krupnozmatih nego kod sitnozrnatih pijesaka ako oni ne sadrže znatnije količine gline ili karbonata. Naime, bolje sortirana i veća zrna lakše pri tlaku nadslojeva međusobno klize i razmještaju se iz rahlog kubičnog pakiranja u gušće romboedrijsko pakiranje (si. 4-12). Kod sitnozrnatih pješčenjaka koji sadrže i glinoviti matriks kompakcija je to jača što oni sadrže više gline i što .su im zrna manjih dimenzija (si. 610).
6.4.1.2. Kemijska đijageneza u ranoj fazi Kemijski dijagenelski procesi također mogu početi odmah nakon taloženja pijeska, i to reakcijama porne vode i pješčanih zrna. To su reakcije otapanja mineralnih zrna kao i reakcije koje uzrokuju izlučivanje novih autigenih minerala, uglavnom u obliku cementa i potiskivanja jednih minerala drugima, npr. felđ-spata kaolinitom. Kod toga porna voda mora biti takve koncentracije da je znatno izvan kemijske ravnoteže s najmanje jednim od mineralnih sastojaka pijeska. Ako porna voda ne cirkulira, nego je stacionirana u porama pijeska, dogodit će se samo neznatne reakcije prije nego što se uspostavi kemijska ravnoteža između nje i minerala u pijesku. Početne porne vode u pijesku odgovaraju vodama u kojima je pijesak taložen. Kod pijesaka taloženih u normalnim marinskim uvjetima to su morske vode s konstantnim ionskim sastavom, kod pijesaka taloženih u evaporitnim i sabkha-uv\etima vode s visokom ionskom koncentracijom, a kod pijesaka taloženih u kontinentalnim okolišima meteorske porne vode vrlo varijabilnih sastava i večinom niske ionske koncentracije. Ako je u porama pijeska sadržana morska voda normalne slanosti, ona je po svojemu ionskom sastavu ili u ravnoteži s većinom mineralnih sastojaka ili se od
Đijageneza pješčenjaka
139
njih samo neznatno razlikuje pa ima vrlo niski kemijski potencijal za reakcije s mineralnim zrnima pijeska. To znači da se nakon taloženja pijeska u marin-skim okolišima u tijeku rane dijageneze zbivaju vrlo male ili neznatne reakcije i/medu porne vode i mineralnih zrna pijesaka. No, nakon stanovita vremena marinske porne vode mogu zbog miješanja s drugim pornim vodama, osobito pri kompakeijskim strujanjima koja nastaju istiskivanjem pornih voda iz dubljih naslaga ili difuzijom, znatno promijeniti svoj sastav. Morska porna voda može cirkulirati nekoliko centimetara ispod sloja pijeska u podini i tu uzrokovati ra-nođijagenetsku cementaciju izlučivanjem karbonata ili fosfata. U marinskim pijescima, jednako kao i kod plitkomorskih karbonatnih taloga, u tijeku rane dijageneze najčešće se izlučuje aragonitni ili Mgkalcitni cement stvarajući »stijene plaža« (beach roeks). Porne vode koje se kompakeijskim strujanjima kreću u mlađe taloge, tj. naviše, mogu uzrokovati izlučivanje mineralnog cementa blizu granice sediment - voda, uglavnom karbonate te Fe-okside i Mn-okside. Oksidacijom organske supstancije, osobito zbog životne djelatnosti acrobnih bakterija, stvara se ugljik-dioksid koji pospješuje izlučivanje karbonatnog cementa. Bakterije koje reduciraju sulfate zbog produkcije H3S pridonose spuštanju granice redoks-potencijala, š!o \v/. prisutnost željeza omogućuje stvaranje pirita. Kod slabog intenziteta taloženja dugotrajnim djelovanjem morske vode na pijeske uz obilnije izvore željeza iz Fe-oksiđa, klorita i biotita izlučuju se Fe-sulfidni cementi u tim pijescima. U tijeku rane dijageneze na površinama pješčanih zrna mogu u obliku raznovrsnih prevlaka nastati željezom bogati tri-oktaedrijski i dioktaedrijski Moriti ili šamoziti, koji poslije pri dijagenetskim procesima kod veće dubine zalijeganja sprečavaju rast kvarcnih zma. U zoni u kojoj djeluju bakterije koje reduciraju sulfate, a to je do 0,5 m dubine ispod granice morska voda - sediment, sve se željezo izlučuje u obliku sulfida, a drugi se Fe-minerali, npr. siderit, mogu stvarati samo ispod te zone ili u slatkoj vodi pri otapanju CaCO-v S obzirom na to da kvare nije znatnije topljiv u morskoj vodi, samo 6 ppm Si0 2 kod 25 °C, a u plitkomurskim okolišima koncentracija mu se još i smanjuje zbog životne djelatnosti dijatomeja (Blatt, 1979), kvare je u biti vrlo stabilan mineral u pijescima natopljenim morskom pornom vodom. Slična je situacija s mineralima glina i s feldspatima. S druge pak strane, da bi se i? morske vode mogao izlučiti kvare, odnosno kvarcni cement u pijescima natopljenima morskom pornom vodom, koncentracija bi silicija morala biti povećana za oko 6 puta od normalne, a to je u uvjetima rane dijagene/e pijesaka s morskom pornom vodom moguće samo pri otapanju kiseloga vulkanskog stakla ili opalnih skeleta dijatomeja, radilolarija ili spikula silicijskih spužvi. Međutim, umjesto kvarca u pijescima se u ranoj dijagenezi mogu izlučivati opal i niskotempe-ratumi kristobalit koji u tijeku dijageneze prekristaliziraju u kvare. Za razliku od morskih pornih voda, meteorske porne i fluvijalne površinske vode sadrže u prosjeku veću koncentraciju silicija (preko 13 ppm), ali i ta je vrlo niska za znatnije izlučivanje kvarenog cementa. Potreban je oku 100 000 puta veći volumen takve vode /.a izlučivanje određenog volumena kvarca. Prema proračunima Blatta (1979), kod prosječnog toka od 10 do 20 m? slatke porne vode kroz pijesak na godinu ia cementaciju samo 2% ukupnog volumena pora pijeska potrebno je oko 10 7 - 10* godina, što jasno upućuje na to da je za cementaciju pješčenjaka kvarenim cementom potrebno geološki dugo vrijeme.
140
Pješčenjaci ili srednjozrnatl (aremtm) klaslidtii sedimenti
Kod pijesaka koji su taloženi u evaporitnim i saMr/ifl-okorišima i koji sadrže evaporitne porne vode s povišenim sadržajem otopljenih tvari mogu se izlučivati karbonatni (kakit, aragonit, dolomit, Mg-kalcit) i sulfatni (gips, anhidrit, barit) cement. U pješčenjacima vadozne zone aridnih okoliša kao ranodijage-netski cementi izlučuju se kalcit, IV i Mn oksidi. U pijescima koji kao pornu vodu sadrže slatke ili meteorske vode koje se odlikuju varijabilnim pH vrijednostima i koje su u početku podzasićene u odnosu na mnoge mineralne sastojke pijesaka, obično dolazi do otapanja pojedinih komponenata. Ti se ranođijagenetski procesi u pijescima mogu smatrati procesima »potpovršinskog trošenja« kojima se odstranjuju, kationi Na', K\ Ca", Mg'+ i Si, a apsorbira se H\ Najčešće je hi posrijedi trošenje feldspata {v. pogl. 2.1 - kaolinizacija). Otapanje feldspata zbiva se u kiselim i neutralnim meteorskim vodama u kojima je otopljen C02, pri čemu se stvaraju kaulinit, miješano-sloj ni minerali, i lit i montmorilonit. Kaolinit se najprije izlučuje u obliku tzv. fireclay minerala, odnosno »šamota« bez uređene kristalne rešetke. U daljnjem tijeku dijagene/.e rešetka mu se postupno uređuje do dobro kristaliničnog kaolinita. Kod postanka autigenog kaolinita oslobađa se Si02, K"1 i OH-ioni pa je za daljnji proces autigeneze kaolinita potrebno odstranjivanje SiO;. On se obično odstranjuje izlučivanjem kvarca oko detritičnih kvarcnih zrna u obliki »sintaksijalnog obrubnog cementa« ili kvarcnih zona s regeneracijskim rubovima (si. 67A). Odvođenje K i dovođenje H-iona omogućeno je kompakcijskim strujanjima pornih voda. Odstranjivanje K-iona moguće je i njegovom apsorpcijom na minerale glina.
6.4.2. Dijageneza pješčenjaka na većoj dubini zalijeganja Na većoj dubini zalijeganja na tijek dijagenetskih procesa djeluju dva vrlo važna čimbenika: - opće povećanje tlaka, kao i izravni tlak na kontaktima zrna koji uzrokuje jaku mehaničku kompakeiju pijesaka i tlačno otapanje zrna na njihovim dodirnim točkama na koje se prenosi tlak (pressure solution) i - povišenje temperature zbog koje se povećava topljivost mnogih mineralnih zrna, a mineralni sastojci koji sadrže konstitucijsku vodu, koji su inače stabilni na temperaturama primjerenim temperaturama na površini Zemlje, gube tu vodu i transformiraju se u nove, u ovim uvjetima stabilne minerale.
6.4.2.1. Tlačno otapanje Povećanje tlaka povećanjem dubine zalijeganja nastaje zbog ukupne težine na-taloženih sedimenata i vodenog stupa od dna mora ili jezera do površine vode ili površine temeljne vode. Takav ukupni tlak djelomično na sebe prima puma voda u sedimentu (hidrostatski tlak), a djelomično pješčana zrna preko svojih
Diiageneza pješčenjaka
141
Slika 6-11. Tlačna otapanja zrna na kontaktima kvarcnih 7rna s tankim filmom gline (iz Fuchtbauer, 1974)
kontakata »zrno na zrno«. Dio tlaka koji preuzimaju kontakti »zrno na zrno« naziva se »efektivni stres« o kojem su izravno ovisni stupanj kompakcije pješčenjaka i tlačna otapanja zrna na dodirnim točkama prijenosa tlaka (pressure sotution). Mehanička kompakcija uključuje procese pucanja i deformacija zrna, kao i plastičnih deformacija zrna u krutome stanju i tlačna otapanja zrna. Ti procesi uzrokuju gušće pakiranje zrna, povećanje zone površinskih kontakata zrna, smanjenje tlaka između zrna, redukciju debljino sloja i povećanja stupnja litifikacije pješčenjaka (si. ft-11. i 6-12Đ). Tlačno otapanje (pressure solution) je djelomično otapanje zrna pijeska, obično kvarca, na kontaktima zrna preko kojih se prenosi tlak nadslojeva, tj. »efektivni stres«. Eksperimentalno je dokazano da u nekom pijesku koji zaliježe više
KOMPAKCIJA
t
CEMENTACIJA UZ ZBIJANJE I TLAČNO OTAPANJE-SMANJENI VOLUMEN STIJENE SMANJIVANJE POS0ZN0ST SAMO CEMENTACIJOM PORA = KONSTANTAN VOLUMEN STIJENE
Slika 6-12. Cementacija pijeska bez prethodne kompakcije (A] i (B) cementacija pijeska nakon kompakcije- i tlačnog otapanja (Bj0rlyke, 1983)
142
Pješčenjaci ih stednjozmali (arenilnij ktasticm s^diinEnli
stotina metara u dubinu vlada 2 do 2,5 puta veći tlak na dodirnim točkama njegova prijenosa nego Što je hiđrostatski tlak u intergranularnim porama toga pijeska. Zbog visokog tlaka zrna se na dodirnim točkama prijenosa toga tlaka počinju otapati. Tim se otapanjem proširuje površina kontakata zrna u obliku zupčastog zadiranja jednog zrna u drugo (si. 6-11), smanjuju se intergranularna poroznost i debljina sloja i povećava stupanj litifikacije pješčenjaka. Naime, otapanjem dodirnih točaka zrna mijenja se oblik zrna /bog njihova smanjivanja, stanjivanja i međusobnog zadiranja jednog u drugo, odnosno zrna postaju sve plosnatija a pore između njih sve manje. Tlačno otapanje na dubinama zali-jeganja većim od 1 000 do 1 500 m najvažniji je činitelj kompakcije pješčenjaka. Konačni efekt toga procesa može biti kvarcni pješčenjak čija zrna imaju zupčaste i suturirane kontakte po kojima su strukturno vrlo slični kvarcitima (si. 6-11). Učinci se tlačnih otapanja zrna povećavaju ako između i oko kvarcnih zrna postoje tanki glineni filmovi, jer je na takvim mjestima manji otpor difuziji otapala (Fiichtbauer, 1974). Suturirani i zupčasti kontakti nastali tlačnim otapanjem u pojedinim slučajevima mogu postupno prijeći u horizontalne stilolile. Osim navedenih kompakcijskih učinaka tlačna otapanja imaju još jednu vrlo važnu ulogu kod dijageneze, koja proizlazi iz toga što se pri otapanju oslobađa silicij-dioksid vezan u silikatnu kiselinu (H4SiO.,). Ta je kiselina vrlo slabo pokretana i obično se ponovno izlučuje u istom ili susjednome pješčanom sloju u obliku kvarenog cementa. Često se ona nakuplja oko detritičnog kvarenog zrna kao »regeneracijski ili sekundarni rast kvarca«. Ako tako nastali regene-racijski rubovi imaju istu optičku orijentaciju kao i detritična zrna oko kojeg su kvarcni rubovi izlučeni, govorimo o tzv. sin taksija Inom obrubnom cementu ili o homoaksijalnim regeneracijskim rubovima (si. 6-7A).
6.4.2.2. Promjene mineralnog sastava povišenjem temperature Učinci se povišenja temperature povećanjem dubine zalijeganja manifestiraju: a) promjenama topljivosti minerala kao funkcije temperature; b) omogućavanjem ugrađivanja izrazito hidratnih kationa u rešetke karbonata i c) istiskivanjem konstitucijske vode iz minerala glina i zbog toga njihove transformacije u nove stabilnije minerale. a) Povišenjem temperature povećava se topljivost mnogih mineralnih sastojaka pješčenjaka. Dok je topljivost kvarca u morskoj vodi na temperaturama koje vladaju na površini zemlje oko 6 ppm, njegova se topljivost više nego udese terostruč u je, odnosno poraste na 100 ppm, pri temperaturi od 100 °C. To otprilike odgovara dubini zalijeganja od 3 000 m. Zbog toga pornc vode koje se kompakcijskim strujanjima kreću u više naslage mogu uzrokovati izlučivanje kvarenog cementa u pijescima tih naslaga. Pri tome je u odnosu na meteorske pornc vode koje natapaju pijeske na malim dubinama zalijeganja u tijeku rane dijageneze, potreban 10 puta manji volumen pornih voda koje komapcijskim strujanjem dola/c u pliće sedimente da bi se iz njih izlučio isti volumen kvarca. No, i kod takvih je voda još uvijek potrebna 10 000 puta veća zapremnina vode od zapremnine izlučenoga kvarenog cementa, a to je moguće samo kroz du-
D ija g e n e z a špčejen ja k a
143
gotrajno geološko vrijeme, lb drugim riječima znači, da je cementacija pijesaka kvarcnim cementom i/.ra/ito spor i dugotrajan dijagenetski proces. Za ra/.liku od kvarca i mnogih drugib silikata, topljivost se karbonata smanjuje povišenjem temperature kad je parcijalni tlak CO: jednak tlaku kod površinskih voda. Viši parcijalni tlak znatno povećava topljivost karbonata. Zbog toga so karbonati ne izlučuju pri kompakcijskim strujanjima dubinskih pornih voda, osim ako one ne sadrže veliku koncenlraciju C02 koji obično potječe i/ kerogena (Bjwrlykke, 1983). b) Kationi koji su pri niskim temperaturama kakve vladaju na povTŠini Zemlje izrazito hidratni, kao npr. Mg'* i Fe", ne mogu se u prisutnosti morske porne vode ugrađivati u rešetku karbonata (odjeljak 9.2.1). Povišenjem temperature oni postaju manje hidratni i već kod 60 do 100 °C, tj. na oko 2 do o km dubine zalijeganja, oni se izlučuju kao Mg i Fe-karbonati iz porne vode s niskim moralnim odnosom Mg/Ca (Usdowsky, 1968). To je razlog zbog kojega mnoge stijene na većim dubinama bogate kasnodjjagenetskim karbonatima sadrže mnogo ferokalcita, ferodolomita ili ankerita i siderita. Brojne primjere stijena s takvim karbonatima nala/imn primjerice u dubokim bušotinama plinskih polja Molve, Kalinovac i Stari Gradac. Ferokalcit, ankerit, siderit i dolomit na dubinama od 2 do 3 km vjerojatno su nastali na račun kalcita uz prisutnost porne vode koja je sadržavala dovoljno Fe i Mg-iona koji mogu potjecati od izmjena biotita, klorita i drugih Fe"1 i Mg+" silikata. c) Povišenje temperature i tlaka uzrokuje stvaranje minerala veće gustoće koji ne sadrže ili sadrže vrlo malo konstitucijske vode. To se kod pješčenjaka koji sadrže glinoviti matriks dijagenetskim procesima na većim dubinama zalijeganja očituje transformacijom minerala glina iz skupine montmorilonita ili smektila, kaolinita i miješano-slojnih minerala u stabilnije minerale iz skupine ilita, klorita i muskovit (si. 613). Istraživanja promjena mineralnog sastava i stabilnosti minerala glina u ovisnosti o porastu temperatura zbog povećanja dubine zalijeganja u dubokim bušotinama pokazuju da monlmorilonit (smektit) i miješano-slojni minerali glina postaju nestabilni već na temperaturama između 60 i 100 °C, što odgovara dubini zalijeganja od 2 do 3 km, i da se transformiraju u ilit i klorit na sljedeći način (Hower et al., 1976): Smektit + KH + AF1- --------> i l i t + kvare + H+ ili Smektit + K-feldspat----------> ilit -t- klorit + kvare. DUBINA ZALIJEGANJA 2 km
DUBINA ZALIJEGANJA
tkm
Slika 6-13. Promjene mineralnog sastava i poroznosii pijesaka ćbog porasta temperature i dubine zalijeganja (BJ0rlyke, 1983)
KAlSl33B'At2Sl;05(OH)fl FELDSPAr KAOLINU
KAbSiaOioiOHla-ZSiOz'HjO ILIT
KVARC
144
P|e£čen)aci ih siednjozmati (arenilni) KlastiCni sedimenti
Kaolinit postaje nestabilan na temperaturama između 120 i 150 CC, Što odgovara dubini zalijeganja od oko 3 do 4 km, pa se transformira u ilit: 3Al2SiA(OH)4 + 2K1
-> 2KAl,Si,O10(OH), + 2H* + 3H30
kaolinit
ilit
voda
Znakovit je i primjer transformacije kaolinita i K-feldspata u ilit i kvare, kako to prikazuje slika 6-13, pri čemu nastaje i sekundama poniznost. Oslobođeni HMoni pri prelasku montmorilonita (smektita) i kaolinita u ilit neutraliziraju se s karbonatima. Novonastali iiiti siromašni su K, pripadaju IM strukturnom tipu ilita, povećanjem dubine zalijeganja primaju K i prelaze u dobro kristalizirane ilite strukturnog tipa 2M. Ako pome otopine sadrže dosta K i AL ilit se postupno transformira u muskovit. S obzirom na to da su kaolinit i ilit vrlo česti sastojci u matriksu grauvaknih pješčenjaka, taj proces obično uzrokuje sericitizaciju matriksa, odnosno pretvaranje minerala glina u sitnolistićavu nakupinu ilita i muskovita koju pri mikroskopskim istraživanjima obično nazivamo scricitni matriks jer se zbog m.'.lih dimenzija listića mikroskopski ne može odrediti kojem tipu tinjaca ti listić, pripadaju. Iz svega prikazanog, prema tome, izlazi da transformacije minerala glina i njihova stabilnost u ovisnosti o povećanju temperature mogu biti, uz zeolite, dobri indikatori promjena temperatura u tijeku dijagenetskih procesa. Ovisno o primarnom sastavu glavnih tipova pješčenjaka i o stupnju dijagenetskih i me-tagenetskih procesa Fiichtbauer (1974), na osnovi podataka Kosovskaje i Shu-tova (1965), daje opći model dijagenetskih procesa u pješčenjacima, koji je prikazan u tabl. 6-1. Tablica 6-1. Pregled promjena mineralnog sastava različitih tipova pješčenjaka u tijeku dijagenetskih i metagenetskih procesa Kvarcni (Fiichtbauer, 1974) Pješčenjak Pješčenjaci bogati s odlomcima stijena PORAST UD KANA DIJAG.
ELA NESTABILNIH SASTO AKA -----------> vermikulit
KASNA DIJAG.
kvare, kaolinit u dikit
odlomci stijena u klorit i ilit
heulandit, plagioklas; kvare, albit, glina u IM ilit vulkansko staklo u laumontit
PRIJELAZ PREMA' METACENEZI
kvare, pirofilit, muskovit
klorit; IM muskovit u 2M muskovit
laumontit, prehnit, klorit; ilit u muskovit
epidot, musk
ovit, klorit, sti slomelan
METAGENEZA
-
heulandit analcim
Dijageneia pieS čenjaka
145
Iz ovog općeg pregleda promjena mineralnog sastava u odnosu na intenzitet dijagenetskih procesa koji su ovisni o povišenju temperature i tlaka s porastom dubine zalijeganja, izlazi sljedeće: - U tijeku rane dijageneze u kvarcnim pješčenjacima praktički nema nikakve promjene mineralnog sastava, u tijeku kasne dijageneze kod veće dubine zalijeganja, nastaje autigeni kvare, a kaolinit prelazi u dikit. U prijelaznom području između dijageneze i metageneze, dakle, kod velike dubine zalijeganja, nastaju autigeni kvare, pirofilit i muskovit. U metagenezi nema bitnih promjena. - Pješčenjaci bogati nestabilnim odlomcima stijena (litični areniti i litične grauvake) u tijeku rane dijageneze ne mijenjaju mineralni sastav. Tijekom kasne dijageneze odlomci stijena koji su manje stabilni transformiraju se u klnrit i ilit. U prijelaznom području dijageneza-metageneza nastaje klorit, a IM mus-kovit transformira se u stabilniji 2M muskovit. - Kisele arkoze (bogate K-feldspatima i kiselim plagio klas ima) u tijeku rane dijageneze dobivaju autigeni vcrmikulit, u tijeku kasne dijageneze u njima se stvaraju autigeni kvare i albit, a minerali glina prelaze u IM ilit. U tijeku metageneze u njima, kao i svim tipovima pješčenjaka, osim kvarcnih pješčenjaka, nastaju epidot, muskovit, klorit, stiplomelan. - Kod neutralnih arkoza (bogate neutralnim plagioklasima) u ranoj dija-genezi nastaje vermikulit, a kod vulkanskih grauvaka heulandit i analcim. U tijeku kasne dijageneze kod oba tipa nastaju autigeni heulandit i plagioklasi, a odlomci se vulkanskog stakla transformiraju u laumontit. U prijelaznome području dijageneza-metagene/a nastaju laumontit, prehnit i klorit, a ilit prela/.i u muskovit. U metagenezi, kako je već spomenuto, nastaju epidot, muskovit, klorit i stiplomelan.
6.4.2.3. Cementacija pješčenjaka Cementacija je najvažniji dijagenetski proces kojim se nevezani, rasuti pijesak pretvara u čvrsto vezanu stijenu - pješčenjak. Taj se proces može zbivati u tijeku rane ali i kasne dijageneze u uvjetima veće dubine zalijeganja. Cementacija je uvijek i proces autigeneze, tj. izlučivanja autigenih minerala u pješčenjaku ili u pijesku. Kao cement može se smatrati onaj autigeni mineral koji je uzrokovao smanjenje intergranularne poniznosti. Kao cement u pješčenjacima se, redom prema učestalosti, pojavljuju sljedeći minerali: kakit, kvare, dolomit, si-derit, anhidrir, sericit (muskovit), kaolinit, klorit, Kfeldspat, albit, hematit, psi-lomelan, halil, barit i celestin. Pijesci mogu biti cementirani i tako pretvoreni u Čvrstu stijenu - pješčenjak na dva, u biti znatno različita načina (BJ0r!ykke, 1983): 1. samo izlučivanjem cementa u intergranulamim porama, koje se zbiva uz dovođenje kationa i aniona u pijesak u otopljenu stanju posredovanjem cirkulacije pornih voda ili difuzijom iona (si. 6-12A) i 2. tlačnim otapanjem mineralnih /ma na točkama prijenosa efektivnog stresa i ponovnim izlučivanjem mineralne tvari, obično kvarca, u obliku cementa, kako je to objašnjeno pri opisu procesa tlačnog otapanja i na si. 6-12B.
146
Pješčenjaci ili sirdiijtrfiruh (arenllnt) klasličm sedimenti
U prvom slučaju, tj. pri Čistom izlučivanju mineralnog cementa u intergra-nularnim porama pijesaka iz otopina, topljivost minerala u susjednim slojevima pijesaka bila je veća od topljivosti u samome pijesku koji se cementira. Pri tome su potrebni velika količina i protok porne vode koji omogućuje izlučivanje dovoljne količine mineralnog cementa potrebnog za ispunjavanje pornih prostora i/.među /.ma u pijesku. Za taj proces cementacije nije dovoljna samo difuzija iona jer se ona uglavnom obavlja na malim relacijama u pomoj vodi, tj. na malim prostorima. Značajna je, međutim, kod procesa tlačnog otapanja i pri ponovnom izlučivanju otopljenoga silicijskog dioksida. U prvom slučaju volumen pijeska prije i nakon cementacije ostaje konstantan, a u drugom slučaju, tj. kod cementacije s kompakcijom i otapanjem pod tlakom, dolazi do bitnog smanjenja ukupnog volumena, naravno i debljine, pješčenjaka (vidi: si. 6-12B i 7-6).
6.4.2.4. Autigencza feldspata U tijeku dijagene/e u pješčenjacima često nastaju autigeni feldspali, uglavnom Kfeldspati ili čisti albit koji ne sadrži više od 3% An komponente. Najčešći K-feldspali jesu ortoklas, mikroklin i adular. Autigeni se feldspati u pješčenjacima, u pravilu, nalaze ili u obliku priraslih regeneracijskih rubova oko detri-tiČnih zrna feldspata ili kao cement u intergranularnim porama. Kegeneracijski rubovi uvijek imaju istu optičku orijentaciju kao i detritično zrno oko kojega su rasli (= sintaksijalni obrubni cement). Autigeni albit izlueen u intergranularnim porama najčešće je zastupljen polisintetskim sraslacima. Za razliku od detritičnih zrna feldspata, autigeni feldspati uvijek imaju idiomorfne konture. Uglavnom su to kristali pločasti smjerom (011) i (010). Autigonoza feldspata zbiva se na većoj dubini zalijeganja pješčenjaka kod povišene temperature uz prisutnost slabo alkalnih pornih otopina, uglavnom u pješčenjacima koji sadrže delritična zrna feldspata, tj. u feldspatskim arenitima. U lagunarnim marinskim pješčenjacima koji sadrže morsku pornu vodu izlučuje se autigeni albit, a u fluvijalnim pješčenjacima, koji sadrže meteorsku pornu vodu, autigeni K-feld-spati (Ftichtbauer, 1967). To je posljedica kemijskog sastava primarnih pornih voda, jer morske su porne vode bogate Na, a meteorske porne vode K.
6.4.2.5. Potiskivanje kvarca i feldspata karbonatima i karbonata kvarcom U pješčenjacima vrlo često nalazimo detritična zrna kvarca ili feldspata koja su po rubovima potisnuta kalcitom ili dolomitom. Ti antigeni karbonati poput korozije napadaju kvarena ili feldspatska detritična zrna od njihova ruba prema unutrašnjosti, tj. centripetalno kalcit ili dolomit potiskuju kvare ili feldspat. Ako proces napreduje dalje, tada od kvarenog ili feldspatskoga detritičnog zrna može preostati samo skelet ili sitni agregati unutar karbonatnih kristala koji uvijek imaju isto potamnjenje jer su pripadali istoj kristalnoj jedinki. Dakle, imaju optičko jedinstvo, premda izgledaju kao uklopci u autigenome kalcilu ili dolomitu. Kalcit potiskuje kvarr uz sudjelovanje alkalnih pornih otopina koje otapaju kvare, a istodobno omogućavaju izlučivanje kalcita. To su, dakle, otopine prezasićenc'Ca-hidmgenkarbonatom, a nezasićene silikatnom kiselinom. S ol>
Diiageneza pjeaćuni^kg
147
/Arom na to da topljivost kvarca raste porastom temperature i porastom pH koncentracije (povišenjem alkalnosti), a u takvim su uvjetima povećani izlučivanje- i stabilnost kalcita, zbiva se gotovo istodobno otapanje kvarcnih zrna i na istome tom mjestu izlučivanje kalcita. Prema tome, pojave potiskivanja kvarca kalcitom u pješčenjacima upućuju na povišenu temperaturu i sudjelovanje alkalnih pornih otopina u dijagenetskim procesima, dakle, na aikalnu sredinu. Uz kvare, u pješčenjacima su kalcitom često potisnuti i detritični feldspati. Potiskivanje se najčešće zapaža duž pukotina kalavosti fcldspata ili duž sra-slačkih lamela i pertitskih rubova u feldspatskim zrnima. K-feldspati lakše i brže podliježu procesima potiskivanja kalcitom nego plagioklasi. Proces potiskivanja fcldspata kalcitom zbiva se također uz sudjelovanje pornih otopina povišenog pH. Naime, topljivost je fcldspata najmanja u neutralnoj otopini, a naglo se povećava porastom alkalnosti otopine. Nasuprot tome, izlučivanje i stabilnost kalcita rastu porastom alkalnosti otopine, što uzrokuje i otapanje feld-spata i izlučivanje kalcita. Procesi potiskivanja kvarca i feldspata kalcitom ili dolomitom u pravilu su kasnodijagentski i događaju se nakon cementacije i li-tifikacije pijesaka na većim dubinama zalijeganja. U tijeku dijageneze pješčenjaka moguć je i proces suprotan procesu potiskivanja kvarca kalcitom, tj. potiskivanje kalcita kvarcom. Takav je proces vrlo čest u vapnencima i dolomitima (v. odjeljak 9.1.5.5}. Zbiva se pod djelovanjem pornih otopina uz postupno snižavanje temperature i padanje pH, tj. povišenje kiselosti, uz povišenje parcijalnoga tlaka C02. Pri tome nastaju idiomorfni kris-talići kvarca s lijepo razvijenim terminalnim plohama koji potiskuju kalcit obično izlučen u intergranularnim porama pješčenjaka u obliku kalcitnog cementa.
7. Sitnozrnati klastični sedimenti ____________(pelitni sedimenti)
7.1-
Definicija i podjela pelitnih sedimenata
U sitnozrnate - pelitne - klastične sedimente ubrajamo stijene koje se pretežno (> 50%) sastoje od zrnaca i čestica dimenzija praha (silta) i gline, dakle, manjih od 0,063 mm. U francuskoj i ruskoj literaturi ta je granica obično postavljena na 0,05 mm. Podjela pelitnih sedimenata osniva se na međusobnim odnosima udjela glinovite i siltozne komponente, stupnju litifikacije i unutrašnjim ili internim tekstumim značajkama tih sedimenata (tabl. 7-1. i 7-2). 'l'ablicri 7 !. I'odjela i nomenklatura pelitnih sedimenata (dopunjeno i modificirano prema: Pottcr et. al., 1980) ______ 1/3 100% 2/3 — udio
0%
praha
100%
udio gline
2/3
-1/3 NEVEZANO
PRAH (silt, alevrit)
MULJ (mud)
GLINA (clay)
j homoV ;geno E 1ZANO
PRAHOVNJAK (siltit* ili alevrolit)
MULJNJAK (mudstone)* [madston]
GIJNJAK (cl ay stone)
lisnato
LISNATI PRAHOVNJAK (siltv shale ?) laminira/ii siltit* kvareni areilit kvarcni slejt [quartz slate]
LISNATI MULJNJAK i LISNATI GLINJAK (mud shale) ; (clay shale) muljeviti SejP ; glinoviti šejl*
granita dijagene/,a - metamorfi^am areilit slejt |slate]
i-ngU-ski lormmi us\«]Fru u i\ašo\ lUer.ituri naziv mailiton {jnuilstone) no \tKynnuiu\c si' upuln:bl},w^ii /a pditnr scdimenie sastavine od 1/3 do 2^ j'liru-- i praha da hi sij i/b|i'£l,i zbrka biuHiCi d,i \c mH-iJsion i lip vapneiua (v udjeljak 9.S.4.1)
150
Siliiozrnali klasi ični sedimenli (peh lm seđipnenlij
lz tabl. 7-1. očito je da se pudjela pelitnih sedimenata osniva na trima bitnim kriterijima: na odnosu udjela zrnaca praha i čestica gline, stupnju l i t i f i k a c i j e i unutrašnjoj strukturnoj značajci samog pelitnog sedimenta. Pelitni sedimenti koji sadrže više od 2/3 sillozne komponente s obzirom na stupanj litifikacije podijeljeni su na PRAH ili SIIT kao nevezani i PRAHOVNJAK ili SII.TIT kao vozani sediment, a ako vezani sedimenati imaju lisnatu ili iaminiranu, a ne homogenu teksturu, stijena je LAMINIRANI S I K I I T ili PR Af IOVKJAK, a kod nekih autora siltozni seji ( s i l t i f sltuli:). Jednako tako, pelitni sedimenti koji sadrže više od 2/3 glinovite komponente, s obzirom na stupanj l it if ik ac ij e, po/nati su pod imenom GI IN'A, kao nevezana, i G1.1NJAK kao vezana stijena. Ako n j i h o \ a liti fidrana inačica ima l i s n a t u ili Iaminiranu teksturu naziva se C l . l N O V I l ' l Št-|l. (dm/ skale). Pelitni sedimenti koji pak sadrže i/medu "I /3 i 2/3 siitoz.ne i glinovite komponente dijele se na: kao nevezani talog M L I . J i l i ve/.am MLI.JMJAK, tj. nuiljasta stijena (inudatone) koja, u slučaju lisnate ili laminirane teksture, ima naziv MU-i.JFVITl ŠFJ1 (mud shale). Osim pelilnih sedimenata iz tablice 7-1. u pelitne se dimente se kao posebni genetski tipovi ubrajaju još i LKS ll.l PRAPOR i LAPORI. Dok su les ili prapor posebna vrsta silta i l i sil ti ta eolskog porijekla, dotle su lapori miješane ili hibridne stijene sastavljene od glinovite i karbonatne, uglavnom kalcitne, komponente s varijabilnim udjelom praha (si. 7-2).
7.1.1. Siltiti ili prahovnjaci Siltit ili prahovnjak, kao vezane, i silt ili prah kao nevezane pelitne stijene i pelitni sedimenti pretežno se sastoje od zrnaca dimenzija praha ili silta, tj. od zrnaca promjera od 0,004 do 0,063 mm (si. 4-1). U ruskoj i francuskoj terminologiji ti se sedimenti razumijevaju pod nazivom »alevroliti«, odnosno, ako su nevezani, kao »alevriti«. Pri tome se, u pravilu, terminom alevrolit obuhvaćaju svi pelitni sedimenti iz tablice 7-1, tj. uglavnom se ne razlikuju prahovnjak u\ siltit, Trm\\r\ysk \ ši^L U i\yin\ačk.o^ terminolozi uobičajeni naziv /a prahovnjak jest »Staubsteine« ili »Siltgcsteine«, a za šejlove je p r i j e korišten termin »Tonschiefor« (-»glineni škriljavac«), koji je danas napuštan jer je riječ »Schi-efer« (škriljavac) oznaka teksture metamorfnih, a ne sedimentnih stijena. Prema granulometrijskom, mineralnom i kemijskom sastavu i strukturnim (tekstur-i\\m) mača^Vama pTaViCNT^ao su
92
151
Slika 7-2. Mikroskopski izbrusci pehlnih sedimenata homogene teksture. A -■ Homogeni siltit ili prahovnjak {Staubsteine) sastavljen od sitnih, uglatih zrnaca kvarca, listića tmjaca i sporadično teldspata te kloritno-ghnovitokalcitnog matnksa i cementa. Ofiolitni kompleks. Borovica kod Vareša, dužina linije - 0,5 mm, B - Homogeni rnuljn|ak sastavljen od sitnih, uglatih zrnaca kvarca, rjeđe i teldspata, ghnovitog detritusa te razmjerno velikog udjela kriptokrislalastog kalcita koji dijelom potječe od karbonatnog detritusa, a dijelom je to autigeni kalcitni cement Stijena tog sastava i strukture obično se naziva KALCITIČNI MULJNJAK, tj. »calcareous mudstone-. Ofiolitni kompleks. Borovica kod Vareša, dužina linija = 0,5 mm, C Horizontalno laminirani bitumtnozni muljeviti seji (mud shale) sastavljen od tankih gimovitih lamina koje sadrže kerogen glinovito siltoznih i siltoznih lamina u kojima se glina i kvarcna zrnca dimenzija silta pojavljuju s podjednakim ud|elom. Miocen bušotina Štv-11, 2552,4 m, Štekovica, dužina linije = 0.5 mm
152
Sitnozrnati KlasdGm sedimenti (peirtnl aedimenln
Osim kalcitnim cementom, siltiti mogu biti cementirani i autigenim kvar-com, opalom ili kalcedonom ili pak mineralnim vezivom koje je nastalo dija-genelskim procesima iz minerala glina, tj. sericilom, hiđrotinjcima i kloritom (v. pogl. 6.4. i 7.2). iJrahovnjaei (siltiti) koji sadrže i zrna dimenzija sitnog pijeska i koji čine prijelaz prema litičnim arenitima ili litičnim grauvakama, u/ kvare, feldspate i tinjce, mogu sadržavati i sitne odlomke metamorfnih, vulkanskih ili sedimentnih stijena, a u prahovnjacima koji stoje na prijelazu u ar-kozne pješčenjake nalazimo obilje feldspata (si. 7-2A). Prahovnjaci ili siltiti u pravilu su masivne, debeloslojevite, čvrsto litifici-rane, homogene, rjeđe i horizontalno ili koso laminirane, stijene. Premda ih vrlo često nalazimo u gotovo svim geološkim formacijama, to su najmanje istražene sedimcntne stijene. Razlog je tome, s jedne strane, ta; što one nemaju nikakvo praktično značenje ni kao kolektorske ni kao izolator stijene za naftu, plin i vodu, a nisu važne ni kao mineralna sirovina. S druge pak strane, one se obično poistovjećuju s laporima ili jednostavno definiraju kao pelitni sedimenti. Osim toga, zbog svojega mineralnog i granulo me trijskog sastava i strukture one su vrlo nepogodne za petrološka mikroskopska istraživanja. Siltiti ili prahovnjaci su, kao i recentni muljevi, taloženi pretežno u jezerskim i marinskim bazenima kao prijelazni litološki član i/među taloženja pijesaka i sitnozrnatih glinovitih sedimenata, općenito u mirnoj, slabo pokretljivoj vodenoj sredini iz turbidimih struja u sitno/inatim turbiditnim ili submarm-skim lepezama, kao i iz riječnih tokova u donjim dijelovima delti, tj. u l/.v. prn-dclti te na poplavnim ravnicama. Prevladavajući su tip stijena u silnozmatim konfuritima i u bazenskim ravnicama (odjeljak "12.10.2.4. i 12.10.3.3).
7.1.2. Šejlovi i muljnjaci Sejlovi su tanko laminirane ili lisnate sitnozrnate pelitno-klastične stijene pretežno sastavljene od siliciklastičnog materijala koji je po granulometrijskom sastavu smjesa čestica dimenzija glina i zrnaca dimenzija praha ili silta (SI. 7-2C. i prilog si. 12). S obzirom na međusobne udjele čestica dimenzija glina u odnosu na zrnca dimenzija praha razlikujemo MUI.JEVHF I GLINOVITE ŠEJLOVk (tabl. 7-1). Neki autori spominju i siltozni šejl kao stijenu koja je po granulo-metrijskome sastavu i teksturi laminirani prahovnjak ili siltit (tabl. 7-1). Budući da kod šejlova prevladava lisnatost, a ne laminacija, a siltiti sadrže premalo gline za lisnatu tekstum i sastav šejlova, to je bolje laminiranu stijenu koja sadrži > 2/3 zrnca praha svrstati kao LAMINIRANI PRAHOVNJAK ILI SILI 11 nego kao siltozni šejl. Laminirana i lisnata tekstura šejlova nije uvijek samo posljedica načina taloženja čestica i zrnaca, tj. nije isključivo vezana uz sinsedimentacijske procese. Kod većine šejlova, osobito onih iz starijih geoloških razdoblja, tanka laminacija, a posebice lisnatost, posljedica je mehaničkih dijagenetskih kompakcijskih procesa koji se zbivaju zbog pritiska nadslojeva i rušenja rahlo pakirane strukture čestica »kuće od karata« u pianparalelni poredak (v, si. 7-4. i si. 7-5. i pogl. 7.2). Ta strukturna preorijentacija rahlo pakiranih čestica iz oblika »kuće od karata« u planparaielni raspored događa se već kod dubine zalijeganja trtuljeva i glinovitih sedimenata na dubinama od 150 do 300 m (si. 7-5). Rezultat je tih
Definicija i podala pelitnih sedimenata
153
procesa lisnata i tankolaminirana tekstura šejlova koji dijagenetskim procesima litifikacije nastaju iz muljeva i siltoznih glina (si. 7-2C. i prilog si. 11). S druge pak strane, pri procesima kemijske dijageneze, zbog postupne transformacije minerala glina iz skupine kaolinita, montmorilonita i miješano-slojnih minerala glina u na većim dubinama zalijeganja stabilnije minerale klorit i sericit (si. 7-7. i pogl. 7.2), u šejlovima se pri dijagene/.i donekle mijenja i granulometrijski sastav u odnosu na granulometrijski sastav sedimenata kakav je bio neposredno nakon taloženja. Naime, prelaskom tipičnih minerala glina u klorit i sericit u pravilu se /biva i stanovito povećanje dimenzija čestica. To moramo imati na umu kada istražujemo granulometrijski i mineralni sastav šejlova. Šejlovi su najzastupljenije sedimentne stijene u Zemljinoj kamenoj kori. Nastali su litifikacijom i kompleksnom dijagenezom vodom bogatih muljeva i sillozno-glinovitih taloga (si. 7-7). Kako to proizlazi iz tabl. 7-1, za razliku od Šejlova koji se odlikuju tankom laminacijom i lisnatom teksturom, čvrsto litificirana stijena koja je smjesa Čestica glina i praha naziva se MULJNJAK ako ima homogenu teksturu, premda joj je granulometrijski i mineralni sastav gotovo istovjetan s geološki mladim muljevitim šejlovima. Mineralni je sastav šejlova, slično kao i kod drugih kla-stičnih sedimenata, vrlo varijabilan, i zbog sastava detritusa i zbog kemijskih dijagenetskih procesa (v. pogl. 7.2. i si. 7-7). Kao srednji mineralni sastav svih šejlova Pettijohn (1975) navodi oko trećinu kvarca, trećinu minerala glina i trećinu autigenih minerala (kalcit, klorit, sericit, pirit, opal, kalcedon, glaukonit, muskovit). Šejlovi mezozojske starosti sadrže oko 20 do 30% kvarca, 5 do 30% de-tritičnih feldspata, 15 do 35% minerala kompleksne skupine ilit-smektit-mus-kovit, rjeđe kaolinit, a zatim slijede kloriti, karbonati, oksidi i hidroksidi željeza, organska materija i sulfidi. Udio minerala glina, kvarca, feldspata, klorita, mus-kovita i karbonata vrlo je važan faktor stupnja litifikacije, laminacije i lisnatosti Šejlova. U šejlovima paleozojske i pretpaleozojske starosti ili u onima koji su bili na dubinama zalijeganja većim od 3 do 4 km, udio tipičnih minerala glina (kaolinit, montmo rilo nit) neznatan je zbog njihova prijelaza u tijeku dijagenetskih procesa u klorite, hiđrotinjce i sericit ili muskovit. Kod mladih šejlova prevladavaju ilit, kaolinit i miješano-slojni minerali (si. 7-7. i pogl. 7.2). S obzirom na sadržaj organske tvari i oksida nekih metala Šejlovi mogu imati različitu boju. Šejlovi crne boje obično sadrže organsku tvar i/ili pirit i nastali su u reduktivnim uvjetima. Crvena boja šejlova posljedica je povišenog sadržaja feri-oksida, uglavnom hematita, i upućuje na oksidativne uvjete sedimentacije kakvi prevladavaju u kontinentalnim okolišima sed imentacije. Šejlovi zelene boje sadrže glaukonite i klorite i potječu iz. okoliša s umjereno reduktivnim uvjetima. Posebna su vrsta šejlova NAFTNi ŠnjLOVI (oil shales), odnosno »uljni škriIjavci« (Olschiefer) koji sadrže visoki udio bitumena, kerogena i drugih naftena pa su to nosioci potencijalnih ležišta energijskib sirovina. Naziv »naftni Šejlovi« primjenjuje se za sve lisnate i/ ili laminiTane pelirne sedimente, ali obično i za laminiranc lapore i dolomitične vapnence, iz kojih se zagrijavanjem može ek-strahirati nafta. Stari je naziv za te stijene, prema njemačkoj terminologiji, bio »uljni škriljavci«, koji je danas napušten, kan i naziv »glineni škriljavac« (Ton-schicfer), jer je »škriljavac« (Schieter) oznaka za metamorfne, a ne sedimentne stijene. Naftni šejlovi uglavnom pripadaju jezerskim, a rjeđe i marinskim sedimentima, a najpoznatiji su donjokarbonski naftni šejlovi u Škotskoj i eocenski naftni šejlovi Green River formacije u Litahu i Coloradu. Kerogen je naftnih
154
Silnn:mati klaaličnr sedimenti (pehlnl sedimenti}
šejlova kompleksnoga organskog sastava i smatra se da uglavnom potječe od vjetrom nanesenih spora i peluda (polena) biljaka te vrlo sitnih vodenih biljaka (algi) koje su se taložile zajedno s vjetrom donesenim siltom, a za njihovu fo-silizaciju u kerogen bili su nužni anaerobni uvjeti i okoliši (Hughes, 1978). Praktično sve vrste pelitnih sedimenata prikazanih u tabl. 7-1. mogu sadržavati i manji ili veći udio karbonatne komponente u obliku karbonatnog detritusa mulja dimenzija gline i / i l i praha (< 0,063 mm) ili autigenog kaleita. Na si. 7-3. prikazana je kvantitativna podjela i nomenklalura stijena koje su smjesa triju komponenata: gline, kaleita i praha (Konta, 1973). Ako takvu podjelu primijenimo za litificirane stijene s laminiranom i lisnatom teksturom, tj. umjesto gline = glinoviti šejl, prah - laminirani prahovnjak ili siltit i kalcit -vapnenac, tada dobivamo sljedeću nomenklaturu za pelitne sedimente: - Gl.fNOVHI šFJL ako sadrži < 20% kaleita (polje 4 na si. 7-3) - KAI.CITIĆN1 GI.INOVITI ŠHJL (cakareous đay slmle) ako sadrži od 10 do 33% kaleita (polje 5 na si. 7-3) - S1LTOZN1 Šl£jL (si/ti/ shale) ako sadrži < 10% kaleita (polje 6} - LAMINIRANI KALCIT1ČNO-GLINOV1T1 PRAHOVNJAK ILI SILTIT (laminar cakareous đaijeij siltstone) ako sadrži 10 do 33% kaleita (polje 7 - si. 7-3) - LAM1N1KANI GLINOVIIO-KALCITIČNI PRAHOVNJAK ILI SILITI (laminar clayc\j cakareous siltstone) ako sadrži 10 do 45% kaleita (polje 8 - si. 7-3) - LAMINIRANI GLINOVITI PRAHOVNJAK ILI SILTIT (laminar cia\je\j siltstone) ako sadrži < 10% kaleita (polje 9 na si. 7-3), Kalcitični su šejlovi vrlo česti tipovi pelitnih sedimenata u mezozojskim i paleozojskim klastitima, a kalcitični prahovnjaci ili siititi u tercijarnim i me-zozojskim klastitima u zajednici s marlitima ili lapornjacima. Šejlovi su, općenito gledano, kao i muljnjaci sedimenti vrlo različitih okoliša taloženja. Vrlo su česti i široko rasprostranjeni u geosinklinalama i u bazenima uz rubove kontinenata. Cesti su litološki članovi turbidita u intervalima Td i Te. Nalazimo ih i u dugačkim dubokim kanalima na padinama i donjim dijelovima delrnih lepeza, u prodelti, ali i na muljevitim niskim obalama s kias-tičnom sedimentacijom (plimna ravnica, potopljeni žal) te u facijesu kontu rita i bazenskim ravnicama.
7.1.3. Les ili prapor Les je homogeni, neslojeviti, slabo litificirani, dobro sortirani i izrazito poro/ni pelitnoklastiČni sediment koji se po granulometrijskome sastavu odlikuje visokim sadržajem zrna dimenzija srednjeg i krupnog praha ili silta, tj. zrncima promjera pretežno do 0,015 do 0,05 mm. Osim tih zrnaca, obično sadrži i zrnca dimenzija sitnog praha (0,04 - 0,015 mm) i od 10 do 20%> čestica dimenzija gline, a ponegdje i mali udio zrna dimenzija sitnog pijeska (0,063 - 1 mm). Mineralni je sastav lesa sljedeći: izrazito prevladavaju detritična zrna kvar-ca, dok su detritični feldspati važan sastojak. Uobičajeni je odnos kvarca prema feldspatima u lesnim sedimentima 4:1. Udio kaleita, uglavnom autigenog, a rjeđe i detrit.ičnog porijekla, varira općenito u granicama od 10 do 30%, a tinjaca i minerala glina između 10 i 20%.
UeFiničija i podala peh im h sedimenata
155
Lesa u velikim količinama ima u sjevernom dijelu Hrvatske i u Vojvodini (Bilogora, Đakovo, Vukovar, Ilok, Srijem, Pruska gora, Titel, Subotica) te u Donjoj Austriji, Njemačkoj i Poljskoj, srednjoj Aziji, Kini i Sjevernoj Americi. Mineralni sastav lesa tih nalazišta nije jednak već varira u širokim granicama. U srednjoevropskim praporima, dakle, i u našim krajevima, krupnije frakcije lesa sadrže kvare, feldspate (uglavnom ortoklas), karbonate, tinjce, a ponegdje i vulkanski pepeo. Sitna frakcija lesa sastavljena je od kaolinita, ilita, montmorilu-nita, vermikulita i miješano-slojnih minerala glina. Ostali, manje obilni sastojci jesu: muskovit, klorit, limonit, hornblenda, cirkon, turmalin i apatit. Mineralni je sastav krupne frakcije lesa (0,045 - 0,15 mm) sjeveroistočne Hrvatske (dravska depresija između Drave i Vuke, đakovaĆko-vinkovački i vu-kovarski lesni ravnjak) ovakav; kvare 42 - 57%, feldspati 23 - 34%, muskovit 7 - 1X%, odlomci stijena i vulkanskoga stakla 0,5 - "1,5%, a u teškoj frakciji prevladavaju opaki minerali, epidot, granati i amfiboli, dok su znatno manje česti kloriti, apatit, turmalin, rutil, disten, staurolit i biotit (Mutić, 1989). Važna značajka lesa jest njegova visoka poroznost, obično 40 - 60%. U porama se lesa zbog kapilarnih sila zadržava voda obogaćena Cahidrokarbonatom i/, koje se u sušnim razdobljima izlučuje kalcit koji cementira zrnca praha i čestice gline. Budući da takve otopine obično cirkuliraju samo duž lakše propusnih dijelova lesa pa se kalcit izlučuje iz kapilarnim silama nejednolično dignute pome i kapilarne vode, ili se pak izlučivanje kaleita zbiva oko neke karbonatne klice ili zrnca, les će na takvim mjestima biti jače cementiran. Zbog toga u njemu nastaju nepravilne konkrecije, a zbog neravnomjerne cementacije i jačeg trošenja i erozije necementiranih dijelova nastaju različite morfološke tvorevine poznate pod nazivom »lesni patuljci". Mikroskopski izbruse! lesa pokazuju homogenu pelitno-klastičnu strukturu koja se odlikuje potpuno neorijentiranim sastojcima. Cak i listići tinjaca mogu biti potpuno nepravilno orijentirani. Les ili prapor nastaje taloženjem eolskog materijala - praha donesenog vjetrom iz velikih udaljenosti. Općenito se smatara da takav prah potječe od flu-vioglacijalnih taloga, odnosno muljeva koji su zaostali nakon poplavljivanja prostranih riječnih dolina i sušenja tih muljeva nakon povlačenja voda u riječna korita. Vjetar i zračne struje dižu i prenose suhi prah na velike udaljenosti da bi ga istaložile na kopnu ili u vodi nakon padanja snage vjetra i zračnih struja. Najveće količine lesa taložene su u kvartaru, posebno u pleistocenu, u ledenim dobima kad je klima bila suha i vjetrovita. Prethodno je u meduledenom dobu pri poplavfjivanju riječnih dolina istaložena golema količina mulja koja povlačenjem rijeka u korita i nastupanjem sušnog i vjetrovitog ledenog doba daje goleme količine praha koji su vjetrovi prenosili na velike udaljenosti.
7.1.4. Lapori i marliti ili lapornjaci Lapori su miješane karbonatno-glinovite stijene sastavljene od varijabilnih odnosa kriptokristalastog ili mikrokristalastog kalcita i od siliciklastičnog de-tritusa pelitnih dimenzija, prije svega gline. Dio kalcita može biti kemogena porijekla, tj. nastati izlučivanjem iz morske ili jezerske vode, a dio može biti
156
Sitnozmati klastični sedimsnli (pelilni sedimenti)
najsitniji karbonatni detrilus. Običnim mikroskopsko-petroln.škim istraživanjima, bez elektronskog mikroskopa, u pravilu nije moguće ustanoviti porijeklo takva kalcita pa se uglavnom smatralo da su lapori, s obzirom na genezu, mješoviti kemogeno-klastični sedimenti, pri čemu je kakit kcmogenog, a siliciklas-tični detritus (glina i silt) klastičnog porijekla. Danas je, međutim, jasno da dio kalcita pripada karbonalnom detritusu nastalom fizikalnim i biogenim usitnjavanjem (organizmi koji buše podlogu) starijih karbonatnih stijena. laporom obično smatramo stijenu kuja sadrži između 20 i 807u gline i 20 i 80% kalcita. Neke klasifikacije tu granicu stavljaju na 33 i 66% (Fettijohn, 1975). Lapori koji sadrže manje gline, kao KANTOM IJOGATI LAPORI (65 - 80% kalcita), postupno prelaze u glinovitc vapnence (80 - 90% kalcita), a lapori s manje karbonata (10 - 20%) u KA1.CITIČNE GLINE ili tzv. KAI.CITIČNE MULJ-NJAKE (calcareous mudstone) ako uz čestice dimenzija glina i minerale glina sadrže još i znatniji udio siliciklastičnog detritusa dimenzija sitnog do srednjeg praha. Po istom principu primijenjenom kod kalcitom bogatog lapora, lapor koji sadrži 65 do 80% gline naziva se GLINOM BOGATI LAPOR ili GLINOVII'J LAPOR. Stijenu koja je prije dijagenetskih procesa na većim dubinama zalije-ganja bila sastavljena od kalcita i gline s međusobnim odnosom koji odgovara sastavu lapora, a nakon dijagenetskih procesa u većim dubinama zalijeganja tipični minerali glina transformirani su u hidr.itinjce, klorit, sericit ili muskovit (pogl. 6.4.2. i 7.2.2) ne treba više smatrati laporom, već je to LIT1F1CIKANI LAPOR, ODNOSNO LAPORNJAK ILI MARLIT (murlstone - Petlijohn, 1975), ili pak KALCITIČNI GLINENI Slijl. (cakartvus clay shate) ako pokazuje lisnatosl. CaCO, g Lm ov it *
w
vapntnac
*Y—
x VA
/ *
®v
\ \i0
/ a'/ "• ^
M\ ©
GLINA
*>
© 50
/©\
x
PRAH isi lt)
1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 0
u
vapnenac glinovito-siltozni vapnenac prašasli (siltozni) vapnenac glina/glinjak kalcitifina siltozna glina/glinjak siltozna glina/glinjak kalciticni glinoviti prahovnjak ghnoviti kalciticni prahovnjak glinoviti (siltit) pranovnjak kalciticni (siltit) prahovnjak siltit ili pranovnjak
Slika 7-3. Klasifikacija i nomenklatura vapnenačko-. -glinovito-siltoznih sedimenata na osnovi međusobnih udjela kalcita, gline i silta (dijelom dopunjeno prema Konta, 1973)
Iako su lapori detinirani kao smjesa gline i kalcita, u njima redovito nalazimo i siliciklastični materijal dimenzija sitnog, srednjeg pa i krupnog silta do sitnog pijeska. Pravi "čisti« lapori, sastavljeni samo od gline i kalcita, u prirodi su rijetkost. Kvantitativna klasifikacija i nomenklatura stijena koje su pri-
Delimc^a i podjela peliimh sedimenata
157
rodna smjesa kalcita, gline i detritusa dimenzija silta prikazana je na si. 7-3. Prema tome, lapori su stijene koje sadrže od 20 do 80% gline, 80 do 20% kalcita i manje od 10% siliciklastičnog materijala dimenzija silta (kvare, fcldspati, tinjci). Sedimenti koji sadrže između 10 i 337o siliciklastičnog detritusa, uz 20 do 80% kalcita i gline, nazivaju se PRAŠAST1 ILI SILTOZNI LAPORI (si. 7-3). Dakle, pri istraživanju lapora nije dovoljna samo terenska, makroskopska odredba već je prijeko potrebno laboratorijsko određivanje udjela CaCOj (katcimetrija, kom-pleksometrija) i granulometrijska analiza, tj. određivanje količine čestica dimenzija gline i zrnca dimenzija silta, netopljivog ostatka lapora nakon otapanja kalcita te kvantitativna klasifikacija na osnovi međusobnih udjela tih triju komponenata prema dijagramu iz si. 7-3. Petrološka istraživanja lapora često su skopčana sa znatnim poteškoćama zbog toga što lapori starijih geoloških razdoblja, kao i tercijarni lapori koji su pretrpjeli jače dijagenetske promjene na većim dubinama zalijeganja, imaju bitno promijenjeni mineralni sastav prvobitne glinovite komponente i zbog toga drugačija fizikalna svojstva. Oni, naime, umjesto minerala glina sadrže produkte njihovih dijagenetskih izmjena: hidrotinjce, klorite, sericit i muskovit, jače su litificirani, u dodiru s vodom ne ponašaju se kao lapori. Prema tome to više nisu smjese gline i kalcita, čime su lapori zapravo definirani. U tabl. 7-2. prikazan je prijedlog nomenklature i klasifikacije lapora s obzirom na stupanj dijagenetskih promjena primarnih minerala glina koje su uzrokovane povećanjem dubine zalijeganja, tj. povišenjem temperature i tlaka. Glinoviti je mikrit ili madston i kloritno-seridmi mikrit ili madston (tabl. 7-2) srednje čvrsto, odnosno jako litificirani i dijagenetski izmijenjeni lapor koji sadrži > 50% kalcita, što u skladu s klasifikacijom Leightona i Pendextera (1962), kako to prikazuje si. 9-1, vise ne pripada sitnozrnatim klastičnim - pe-litnim sedimentima, nego u »nečiste« vapnence. S obzirom na to da je struktura (tekstura) takvih stijena krip tok ris ta lasta ili mikritna (madston tipa), ti vapnen-ci u skladu s Folkovom (1959) ili Dunhamovom (1962) klasifikacijom pripadaju mikritima ili madstonima (v. odjeljak 9.1.4.1. i 9.1.4.2). Tablica 7-1. Nomenklatura i klasifikacija lapor? S obzirom na udio siliciklastičnog materijala dimenzija praha i stupnja dijagenetskih promjena Stupanj lilifika% praha % kalcita Naziv stijene cije i dijageneze % gline slabi-srednji < 10 20-80 lapor 20-80 hidro tinjci, kl marlit ili laporvisoki < 10 20-80 ori t, sericit njak (marlston) slabi-srednji
20-80
10-33
20-80
siltozni lapor
visoki
hidro tinjci, klorit, sericit
10-30
20-80
siltozni marlit ili laporniak, (,silt. marlston)
srednji
< 50%
< 10%
> 50%
glinoviti mikrit fli madston
visoki
hidrotinjri, klorit, sericit
< 10%
> 50%
4 kloritno-sericitni mikrit ili madston
158
Silnazmati klaslični sedimenti (pelilm sedimenti]
LI mikroskopskim i/.bruscima lapori pokazuju pelitno-klastičnu strukturu s pahuljastim nakupljanjem gline u kriptokristalastoj ili mi krokris tala stoj kal-citnoj osnovnoj masi. Samo sporadično u takvoj se smjesi gline i kalcita nalaze pojedinačna zrnca kvarca, feldspat i tinjci dimenzija sitnog do srednjeg silta (0,004 - 0,030 mm). Za razliku od lapora, siltozni lapori mikroskopski poka/uju viši udio takvih zrnaca, obično potpuno nepravilno raspoređenih po glinovi-to-kaicirnoj masi, a ponegdje i unutar tankih proslojaka i lamma. Kod marlita ili đijagenetski izmijenjenih lapora - lapornjaka u mikrokristalastoj ili kriptokristalastoj osnovnoj masi, umjesto pahuljastih nakupina ili homogene smjese kalcita i minerala glina, nalaze se sitnolistićave nakupine hidrotinjaca, sericita i klorita, a kod siltoznih marlita još i sitna zrnca kvarca, feldspata i sitnih odlomaka stijena.
7.2. Dijageneza glinovitih i pelitnih sedimenata 7.2.1. Mehanička dijageneza; zbijanje ili kompakcija Svježe istaloženi glinoviti sedimenti i muljevi imaju vrlo visoku poroznost, obično od 70 do 85%, zbog rahlog pakiranja lističavih sastojaka u obliku saća ili »kuče od karata« (si. 7-4). Pri tome su pore između čestica glina potpuno ispunjene vodom. Kako se na takav sediment postupno taloži sve vise novog sedimenta, povećanje dubine zalijeganja zbog tlaka nadslojeva počinje zbijanje ili kompakcija. Rahlo pakovanje Čestica u obliku saća ili »kuće od karata« nije stabilno i započinje prestrukturiranje čestica u međusobno planparalelni ras-
Slika 7-4. Načini pakiranja minerala glina j glinovitim talozima: a) saćasto pakiranje ilita; b| pakiranje kaolinita poput »kuće od karala" i ej agregatna struktura glinovitih muljeva (iz: Fuchtbauer & Muller, 1970)
D[|agt:n££3 gliiwvititi i pe-htnih sedimenata
159
pored. Mehanički d i ja genetski procesi, tj. zbijanje ili kompakcija, imaju zbog toga kod glinovitih sedimenata kudikamo veću ulogu nego što je to slučaj kod pješčanih sedimenata. Prije svega zato Što je primarna poroznost glinovitih taloga i muljeva znatno veća od poniznosti netom istaloženog pijeska, kao i zbog načina pakiranja čestica glina pri taloženju (si. 7-4] koje se već kod manjih dubina zalijeganja prestrukturiraju u više-manje planparalelni položaj s najvećom plohom položeno okomito na smjer tlaka. Istodobno s ovim pre struk haranjem Čestica zbiva se i drugi važni dijagenetski proces, tj. istiskivanje pome vode ili nekog drugog fluida, kojim su bile ispunjene pore u mulju. Dok prvi proce.s u/rokuje zbijanje taloga i smanjenje poro/.nosti, drugi proces, odnosno istiskivanje vode ili drugog fluida, uzrokuje snažna kompakcijska strujanja porne vode ili fluida koja imaju važnu ulogu pri dijagenetskim procesima sedimenata u krovini. Eksperimentalna istraživanja kompakcijskih procesa glina u laboratorijskim uvjetima pokazuju da se gline izrazito zbijaju već kod tlaka od 50 kg/cm:, OPADANJE
1
1
M
1
10 1 '
u
-----1
«1
TO
POROZNO ST I
■
11
*»
n
K
1
100
. I.
0
1000
1100
1
1000
1M0 DOC"
Slika 7-5. Ovisnosl promjene poroznosti gtina o porastu dubine zalijeganja (dijelom prerađeno prema: Engelhardt, 1973)
PRIJE KOMPAKCUE
£33*31 Podlogo vv„vvvv"y
Slika 7-6. Shematski prikaz promjena debljina i oblika pješčanog tijela unutar glinovitih taloga i promjena debljina glinovitih taloga zbog kompakcije pri porastu dubine zalijeganja
što u prirodi odgovara dubini zalijeganja od oko 250 m. Na osnovi istraživanja promjena poroznosti, zapremninske mase i volumena glinovitih sedimenata Kngelhardt je (1973) konstruirao krivulju opće ovisnosti smanjenja poroznosti glinovitih sedimenata s porastom dubine zalijeganja. Ta je krivulja, uz neke izmjene, prikazana na si. 7-5. Iz krivulje je vidljivo da se u početku prekrivanja glinovitih sedimenata novim talozima do dubine od oko 250 300 m poroznost smanjuje vrlo naglo za male poraste dubine zalijeganja, što je posljedica rušenja strukture saća ili »kuće od karata«. Od oko 300 pa do 3 000 m poroznost se smanjuje linearno S porastom dubine zalijeganja. Na taj način prvobitna poroznost tek istaloženog mulja od oko 80 - 85% na dubini zalijeganja od 100 m smanji se na oko 43%, na 300 m na 30%, na 1 600 m na 13%, a na dubini zalijeganja od oko 3 000 m na samo 3 - 4%. Dakle, pri kompakciji glinovitih sedimenata snažno se smanjuje poroznost, javljaju se izrazita kompakcijska strujanja istisnute pome vode i bitno se smanjuje debljina tih sedimenata. Na dubini zalijeganja od oko 3 000 m primarna debl j i na istaloženog mulja reducirana je za oko 3/4. Od 100 m debljine mulja nastaje na 3 000 m dubine zalijeganja samo oko 25 - 30 m debeo sloj glinovitog šejla. To moramo imati na umu pri istraživanju geometrije i oblika pješčanih sedi-mentnih tijela unutar glinovitih, pelitnih ili laporovitih sedimenata. Naime, ako se unutar takvih sedimenata istaloži neko pješčano tijelo kanalnog ili lepeznog tipa (turbiditna ili submarinska pješčana lepeza), što je npr. vrlo čest slučaj u Panonskom bazenu, koje nakon taloženja ima istu ili nešto veću debljinu iid bočno istaloženih glinovitih sedimenata zbog bitno manjeg efekta zbijanja pn-jesaka do dubina zalijeganja do oko 3 000 m od efekata zbijanja glina, pješčanp će tijelo poprimiti konveksni ili lećasti oblik. Bočno od njega i oko njega gll-noviti se sediment snažnije zbija, smanjuje mu se debljina znatno više od debljine pješčanog tijela pa se glina povija oko pješčanog tijela tako da ono i okolni glinpviti sedimenti poprime »antiklinalni« oblik (si. 7-6). To, naravno, nije nikakva antiklinala nastala tektonskim povijanjem slojeva, ali se, međutim, net rijetko tako interpretira kod interpretacije geofizičkih podataka, premda je oblik pješčanog tijela i glinovitog sedimenta posljedica primarnoga lepezastog oblika? pješčanog tijela i različitog iznosa kompaktiranja pijeska i okolnoga glinovitog taloga.
Oiiageneja gimovilili i pelilnih sedirsienata
161
Taloži se zbijaju toliko dugo dok čestice gline i s njima pomiješana zrnca kvarca, feldspata i drugih minerala ne dođu u tijesan kontakt, što, uz gubitak vode, dovodi do gubitka plastičnosti. Ako bi proces zbijanja /.bog velikog tlaka nadslojeva tekao i dalje, došlo bi do deformacija pojedinih sastojaka, tlačnog otapanja, a pri još većim tlakovima i do pucanja. Pri velikim nadslojnim tlakovima gline se utiskuju u međuprostore kvarcnih, feldspatskih i drugim mineralnih /.ma dimenzija silla i sitnog pijeska, ili se zrna utiskuju u gline, pa se tako sediment i mehanički očvršćava, odnosno litificira.
7.2.2. Kemijska dijageneza glinovitih sedimenata Kompakcija glinovitih sedimenata kao mehanički dijagenetski proces ima vrlo veliku ulogu pri dijagenezi tih sedimenata, no ipak, nije jedini važni dijagenetski proces jer je redovito praćen i kemijskim dijagenetskim procesima. Ti su procesi uzrokovani promjenama kemizma pume vode i voda koje u sediment dola/.e kompakcijskim strujanjima, kao i povišenjem temperature zbog povećanja dubine zalijeganja. Tu se zbivaju transformacije minerala glina u stabilne minerale na isti način kako je to obrazloženo kod dijageneze pješčenjaka (v. pogl. 6.4.2). Kod kemijskih dijagenetskih procesa glinovitih sedimenata obično razlikujemo rani i kasni stadij dijageneze. Pod ranim se stadijem razumijevaju svi kemijski procesi na maloj dubini zalijeganja (do 150 m dubine zalijeganja) dok je poroznost još vrlo visoka, a pod kasnim stadijem promjene pod većim nadslojnim tlakom i povišenim temperaturama, tj. na većim dubinama zalijeganja. U ranome stadiju dijageneze sedimenti još imaju visoku poroznost pa je omogućeno jako kompakcijsko strujanje pornih otopina, a time i omogućena intenzivna izmjena iona, tj. njihovo donošenje i odnošenje iz glinovitog sedimenta. Pri porastu dubine zalijeganja, zbog sve manjeg dopiranja kisika u sediment, u njemu sve više prevladavaju reduktivni uvjeti, odnosno negativni Eh-potencijal. Marinske gline u porama sadrže morsku, a slatkovodne gline slatku po mu vodu, pa je u ranome stadiju dijageneze elektrolitička koncentracija pornih voda vrlo slična vodama u kojima su one bile taložene. To znači da je elektrolitički potencijal u njima vrlo nizak pa se tu mogu samo fiksirati Mg i K ioni iz pornih voda na minerale glina, a zbiva se i redukcija sulfata. U kasnijemu stadiju dijageneze smanjuje se poroznost glinovitih sedimenata, smanjuje se intenzitet pornih strujanja, povisuje se elektrolitička koncentracija pornih voda, raste tlak i temperatura, a time i brzina kemijskih reakcija. Pri konačnoj redukciji poroznosti na samo 0,5% kod oko 6 000 - 9 000 m dubine i temperaturi od 220 CC postupno prestaju dijagenetski, a počinju metamorfni procesi, odnosno blaste/.a (si. 77). Kemijskim dijagenetskim procesima najintenzivnije se mijenjaju minerali glina. Nestabilni minerali postupno iščezavaju jer se transformiraju u nove, stabilne minerale. Te se promjene najbolje mogu ilustrirati usporedbom mineralnih sastava geološki mladih i starih glinovitih sedimenata, kao i njihovim pove-.ćanjem dubina zalijeganja. U geološki mladim glinovitim sedimentima (kvartar, miocen) prevladavajući su minerali kaolinit, montmorilonit zajedno s miješa-
162
Silnima)! klasličm sedimenti {pelilm setlmiiiiiii)
no-slojnim mineralima i ilit om. Geološki stari glinoviti sedimenti (paleozoik, mezozoik), dakle, oni koji su pretrpjeli intenzivnije dijagenetske promjene (gli-rijak, lapornjak, muljnjak, seji), imaju općenito jednostavniji mineralni sastav: prevladavaju ilit, muskovit i klorit, dok kaolinita, montmorilonita i miješano--slojnih minerala u pravilu više nema. Montmorilonit, kaolinit i miješano-slojni minerali dijagenelskim se procesima transformiraju u ilit, muskovit i klorit (v. pogl. 6.4.2. i si. 7-7). Vrlo su ilustrativne promjene mineralnog sastava glina s porastom dubine /slijeganja u tercijarnim glinama dubokih naftnih bušotina u Texasu (Engel-hardt, 1973). Do oko 1 000 m dubine gline sadrže montmorilonit, kaolinit, klorit i ilit uz miješanoslojne minerale, a u dubinama većim od 1 000 i više metara montmoriloniti postupno nestaju, smanjuje se udio miješano-slojnih minerala i kaolinita, a raste udio ilita. Kaolinit, koji u obilnim količinama nastaje kod procesa trošenja i neposredno nakon taloženja, nije na većim dubinama zalijeganja više stabilan, pa glinoviti sedimenti na većim dubinama zalijeganja općenito ne sadrže kaolinit ili ga sadrže u vrlo malim količinama. Smatra se da kaolinit potpuno nestaje i transformira se u klorit i ilit na dubinama većim od 3 000 m (si. 7-7. i pogl. 6.4.2). Premda klorit nastaje već prilikom submarinskog trošenja pri halmirolizi i ranome stadiju dijageneze, kloriti najintenzivnije nastaju u kasnome stadiju dijageneze na većim dubinama zalijeganja transformacijom iz kaolinita, montmorilonita i miješano-slojnih minerala glina. Ranodi-jagenetski kloriti obično su bogati magnezijem, a kasnodijagenefski kloriti bogati su željezom. 0/
DUBINA ZALIJE ■ GAMJA
PORO-
POVI 5 LN JE TEMP ,11 AKA °C 1 kg/cm
ZNOSI
prije pukrivanjo 0 Ti 500 m
PROMJENA PRIMARNOG SASTAVA
plitko zalijegonje
rrnilj
mekona glina zbijena glina
90-70
0
BO-40 40-25 30-
0
■ 15- --70- ■
,^5 l—I *E ■■ 1*1 U 1 ■ č H 1 cl o ■ 1=^1
»nulj ri|
^ ■ ■ ■■ 1 | 1
lOOOm
35
-ISO
100
-500
I5D 2
1200
20
2500
E
3000m duboko zahjegan|e 5000 m
7 argilit
L
■»soaoICOOOm
__. __—
meta morinom
Slika 7-7
5lej!
Pl
1 I II1H * •
li "
i
; i
'
<3
Shematski prikaz dijagenetskih promjena mineralnog sastava, poroznosti i tipa stijena u ovisnosti o porastu dubine zalijeganja glinovitih sedimenata (prerađeno prema: FCJchtbauer & Miiller, 1970)
Di)agene?a ghnouitili i pRlilmh sedimenata
153
Općenito, proces kemijske dijagene/e plinovitih sedimenata možemo svesti na .sljedeće: - Al .se iz oktaedrijskih pozicija kaolinita premješta u tetraedrijske pozicije klorita i tinjaea, pri čemu se oslobađa Si - Mg i otopljeni l< i/ parnih otopina ve/.u se / CI minerale kloritne grupe i na tinjce - iz međuslojeva minerala glina odstranjuje se kristalna voda - izmjenjuju se ioni iz porne vode i gline: K oslobođen pri trošenju rcld-spata (v. pogl. 2.1.2) iz. okolnih pješčenjaka migrira u gline i veže se za klorite i tinjce, a otopljeni Si odstranjuje se i/ glinovitih sedimenata u pješčenjake gdje se izlučuje oko delritičnih kvarcnih zrna u obliku sin-taksijalnoga obrubnog cementa (v. pogl. 6.4.2). Ove promjene dovode do toga da konačni mineralni sastav glinovitih sedimenata nakon dijagenelskih procesa na većim dubinama zalijeganja bude: Dl-OKTAFDKIJSK1 TINJAC (MUSKOV1T) -t KLORTT. Općeniti, grafički prikaz dijagenetskih promjena mineralnog sastava glinovitih sedimenata i njihove litifikacije vi odnosu na povećanje dubine zalijeganja, tlak i temperaturu dan je na si. 7-7. J
B. VULKANOKLASTIČNI SEDIMENTI
8i. Definicija, sastav i podjela vulkanoklastičnih sedimenata U vulkanoklastičnc ili piroklastićne sedimente ubrajamo stijene koje sadrže više od 25% sastojaka vulkanskog porijekla (odlomci vulkanskih stijena, vulkanskog stakla, vulkanski pepeo), dakle, materijala koji je izbačen erupcijom vulkana, i koji se nakon prijenosa zrakom, vodom ili piroklastičnim tokovima istaložio na kopnu ili moru zajedno s većom ili manjom količinom materijala sediment-nug detritičnog ili biokemijskog porijekla. Opći termin VULKANOKLASTIČNI SEDIMENTI uveo je Fisher (1961) za sav klastični vulkanski materijal nastao kod bilo kojeg procesa fragmentacije i disperzije toga materijala pri različitim načinima prijenosa i taloženja u bilo kojem oko ližu i odnosu miješanja s materijalom nevulkanskog porijekla. Pod nazivom PIROKLASTIĆNE STIJENE razumijevaju se stijene pretežno sastavljene od »piroklastićnih fragmenata« ili »piroklasta«, tj. proizvoda kompleksnih procesa povezanih s vulkanskim erupcijama - fragmenata i čestica izbačenih silinom vulkanske erupcije (Fisher i Schmincke, 1984). TEFRA {»Tephra« - Thorarinsson, 1954) sinonim je za piroklastični materijal koji se općenito primjenjuje za akumulacije p i ro klas ličnog materijala bez obzira na veličinu njegovih fragmenata i čestica. Vulkan oki astični sedimenti sadrže fragmente i čestice vulkanskog porijekla, tj. »vulkanoklaste«, koji se obzirom na mjesto i način postanka, dijele na »piroklaste« i »hidroklaste«. Dok su piroklasti produkti vulkanskih erupcija na kopnu, hidroklasti ili bidrokla.stični fragmenti i čestice su piroklasti koji nastaju silinom vulkanskih eksplozija na kontaktima lave i vode (submarinski) te pri naglom hlađenju i mehaničkoj granulaciji lave koja je došla u dodir s vodom ili talozima zasićenim vodom. Fragmenti vulkanskih stijena koje nalazimo kao sastojke sedimentnih stijena općenito'se prema svojem porijeklu dijele na epiklaste, autoklaste i alo-klaste. EPIKLASTI ili EPIKLAST1ČNI SASIOjCI potječu od trošenja i erozije starijih vulkanskih stijena i redoviti su sastojci litičnih arenita i litičnih grauvaka, odnosno vulkanskih arenita ili vulkanskih grauvaka, dakle, pješčenjaka. Zbog toga se epiklastični sastojci ne smiju zamijeniti s piroklastima jer bi to dovelo do zamjene klastičnih sedimenata - pješčenjaka s vulkanoklastičnim sedimentima. Za razliku od epiklasta, koji nastaju kao posljedica fizikalnog i kemijskog tro-
166
V ulk an e K laslični sed im enti
Senja starijih vulkanskih stijena, autoklasti i aloklasti piroklastičnog su porijekla, tj. nastali izravno vulkanskim procesima. Prema tome, bitni sastojci kojima je određen vulkanoklastični karakter stijena jesu piroklastični, a ne epiklastični sastojci, premda i oni mogu sudjelovati u sastavu vulkanoklastičnih sedimenata. AUTOKLASTI ili AUTOKI.ASTIČNI SASTOJCI piroklastiti su nastali fragmentacijom drobljenjem kod mehaničkog trenja i l i eksplozijama plinova u tijeku kretanja lave ili gravitacijskog mrvljenja vulkanskih doma i vulkanskih čunjeva. ALOKLASTI ili ALOKI.ASTIČNII SASTOJCI nastali su lomljenjem već postojećih vulkanskih stijena istog vulkana na površini Zemlje pri procesima utiskivanja lave iz nove erupcije, dakle, i/ravno su vc/ani /a vulkansku aktivnost i pripadaju pirokla štiti ma. S obzirom pak na postanak samih piroklasrita ili piroklastičnih fragmenata i čestica, tj. s obzirom na način njihova izbačaja pri erupciji vulkana razlikuju se tri glavne inačice pirokla štita: - Piroklastiti juvenilnog ili esencijalnog porijekla nastali izravno od erupcije lave pa se sastoje od gustih ili nabreklih i šupljikavih fragmenata i Čestica ohlađene taljevine ili kristala koji su već, zbog kristalizacije pri visokim temperaturama postojali u lavi prije erupcije (= fenokristali ili pirogeni kristali). - Piroklastiti kognatnog ili akcesornog porijekla (cognate - srodnost; aeces-sory = sporedan) potječu od drobljenja starijih lava istoga vulkana pri novoj erupciji. - Piroklastiti ascendentnog porijekla (ascendent = predak) potječu od razaranja vulkanskih stijena podloge po kojoj se kreće lava ili piroklastični tok pa mogu biti vrlo različitog sastava. Tablica 8-1. Granulometrijska klasifikacija piroklastičnog materijala (Schmid, 1981) Veličina
Tip piroklasta
Piroklastična stijena:
i čestica ___________________________^_____ blokovi, bombe 64 mm 2 mm 0,063 mm
nekonsolidirana________konsolidirana (tefra)__________________(pirokl. stijena) aglomerat aglomerat ili piroklastična breča ------------------------.........---.................----------------...........-----------iapili lapilna tefra lapil (lapilstonc) --------------------------------------------.........----------------------------------krupni krupnozrn ati krupnozrn a ti pepeo pepeo tuf -----...............................-------------.........--------- - -..........--------------sitni pepeo sitni pepeo sitnozrnati (prašastj) tuf, (pelitni tuf)
Kako je već spomenuto, vulkanoklastični sedimenti, osim od piroklasti-čnog materijala izravno povezanog s vulkanskim erupcijama, sastoje se i od znatnih udjela epiklastičnog i drugog ne vulkanskog materijala. Za mješavinu piroklastičnog i drugog nevulkanskog materijala s obzirom na njihove međusobne udjele, kao i veličine fragmenata i čestica piroklastičnog, a i epiklastičnog
[Mlinci] a, sastav i podjela vulkanoklashčniJi sedimenata
167
i drugog nevulkanskog materijala postoje brojne klasifikacije i definicije. Ovdje će biti prikazane samo dvije koje se ili najčešće primjenjuju u svjetskoj literaturi ili su najpogodnije za primjenu pri istraživanju vulkanoklastičnih sedimenata. Mješavina piroklastičnog i epiklastičnog i drugoga sedimentnog (biokemijskog, kemijskog) materijala naziva se TUFIT. Za mješavinu piroklastičnog i normalnoga sedimentnog (epiklastičnog) materijala uobičajene su podjele i terminologija kako je to prikazano u tabl. 8-2. i 8-3. Tablica 8-2. Podjela i terminologija sedimenata sastavljenih od smjese piroklastičnog i sedimentnog materijala klastičnog, kemijskog i biokemijskog porijekla (Konta, 1973) Udio piroklastičnog materijala
Tip stijene aglomerati, vulkanske breče, tufovi
> 90%
Udio sedimentnog materijala < 10%
tufiti
50-90%
10-50%
tufitični sedimenti (pješčenjaci, Šejlovi, lapori, vapnenci i si.)
10-50%
50-90%
slabo tufitični sedimenti
0 10%
90-100%
Kako se uočava iz tabl. 8-2. i 8-3, stijene koje sadrže smjesu piroklastičnog i epiklastičnog i drugog sedimentnog materijala nazivaju se TUFITI. Međutim, što se tiče definiranja kvantitativnih udjela ti h dvaju po porijeklu različitih vrsta materijala, tufiti su različito definirani. Dok je, prema Schidu (1981), tufit stijena koja sadrži između 25 i 75% sastojaka piroklastičnog porijekla, odnosno 75 do 25% sastojaka sedimentnog porijekla, dotle Konta (1973) rufite definira kao stijene Tablica 8-3. Podjela i terminologija miješanih piroklastično-epiklastičnih stijena _ (Schmid, 1981)__________________________________________
_
porast udjela epiklastičnih i drugih sedimentnih sastojaka--------------------------——• ■■—-— <--------------———-----------------■—--------— porast udjela piroklastičnih sastojaka Udio piroklastita: 100%
75%
25%
0%
- piroklastiti (podjela iz tabl. 8.1)
TUPITI ili mješavina piroklastičnog i sedimentnog materijala
epiklastični (vulkanski i nevulkanski) sedimenti
pretežna veličina zrna
aglomerati, piroklastične breče, iapili tufovi: krupnozrnati, sitnočrnati
tufitični konglomerati i breče tufitični pješčenjaci, tufitični siltiti, tufitični muljnjak ili seji ili lapor
konglomerati, breče
2-64 mm
pješčenjaci, Siltiti, muljnjaci, šejlovi i lapori
0,063-2 mm 0,004-0,063 < 0,063 mm
168
Vulkanokiastlćni sedimenti
koje sadrže između 50 i 90% materijala piroklastičnog i 10 do 50% sastojaka sedimenrnog porijekla, a /a sedimente koji sadrže od 10 do 50% materijala piroklastičnog porijekla uvodi pobližu oznaku ili pridjev TUFITIČNI. Kod obje klasifikacije zadržava se, međutim, isti sustav pobližih naziva tufita prema izvornome tipu materijala sedimentnog porijekla, odnosno prema postupnom prijelazu u sediment s kojim se miješa piroklasiični materijal (tufitieni pješčenjaci, lapori, šejlovi i si.). Važno je pri tome napomenuti, da stijena istog naziva nije kod oba autora definirana jednakim udjelima materijala piroklastičnog i sedimenrnog porijekla. Primjerice »tuiitiuii šej!-. kako ga definira prvi autor, sadrži između 10 i 50% materijala pirokla.sličiug porijekla, a »tufitični šcjl« po definiciji drugog autora sadrži između 25 i 75% takva materijala. Naime, kod Konte (1973), tabl. 8-2, pobližu oznaku ili pridjev »lufilični« dobiva sediment u kojemu je udio piroklastičnog materijala manji od 50%, a sedimenti s više od 50% sastojaka takva porijekla nazivaju se »hititi«, dok Schmid (1981), tabl. 8-3, svim sedimentima iz sastava tufita (= 25 - 75% piroklastičnog materijala) dodaje pobliži pridjev prema značajkama materijala sedimentnog porijekla. Pri petrološkim, a posebice sedimentološkim istraživanjima prijeko je potrebno utvrditi je li piroklastični materijal u vulkanokiastičnim sedimentima koje istražujemo taložen u subaerskim, subakvatskim (submarinskim ili sublakus-trinim) uvjetima ili je taložen iz piroklastičnih tokova, odnosno pripada li sub-aerskoj tefri, subakvatskoj tefri ili tefri iz piroklastičnih tokova. - Subacrska je tefra ona koja izbačena iz vulkana u atmosferu pada na kopno, a ona koja iz atmosfere pada u more ili jezera ili koja je iz vulkana i/bačena pri submarinskim ili općenito subakvatskim erupcijama naziva se sub-akvatska tefra (marinska ili jezerska tefra). - l'IROKLASTIČNI su TOKOVI vulkanima producirani vruci, plinovima bogati tokovi piroklastičnih fragmenata i pepela koji teku ili se kotrljaju i obru-šavaju niz padinu vulkanske kupe ili vulkana mehanizmima sličnim gravitacijskim masenim tokovima (mass floivs). Glavne su komponente tili tokova vulkanski plinovi i primami vulkanski materijal pretežno kiselog sastava čije dimenzije zrna variraju od sitnog praha do krupnih blokova. Takvi se tokovi pojavljuju ili u subaerskim ili u submarinskim okolišima. Naslage taložene mehanizmima jednog, nekoliko ili više piroklastičnih tokova ili tokova pepela obično se nazivaju lCNPvfBRlTT, Osnovne su karakteristike subarski taložene tefre velika varijabilnost uvjeta taloženja zbog različitih vrsta erupcija, promjena režima u tijeku same erupcije, promjena sastava materijala i njegova granulometrijskog sastava lu ovisnosti u udaljenosti između mjesta erupcije i mjesta taloženja te varijacijama energije i smjeru vjetrova. Subaerski taloženi piroklasti (tefra) odlikuju se lepezastim, rjeđe i kružnim oblicima seđimentnih tijela, kojima se debljina smi-njuje koso na jednu stranu, i to u pravilu okomito na os lepeze. Zbog toga slojevi tefre taložene u subaerskim uvjetima imaju u poprečnome presjeku oblik klina s kontinuiranim smanjivanjem debljine duž osi lepeze. Zbog načina taloženja, piroklastičnog materijala sediment ima oštar i neravan kontakt sa stijenama podine, ispunjava sve neravnine u terenu, a gornja mu je ploha običnt'f ravna. U njemu su izražene promjene granulometrijskog sastava i promjene tckJ štura, a s tim u svezi i boje, od dna prema vrhu naslaga. Česta su normalna i/ili obrnuta gradacija u različitim kombinacijama ovisno o varijacijama energije erupcije i/ili energije vjetra, Slojne plohe u naslagama subaerski taložene
Definicija, sastav i podjela vuftanoklasličnili sedimenata
169
tefre oštre su i jasne, a cesta je i horizontalna laminaeija zbog isprekidanih i promjenljivih uvjeta erupcije, energije ili smjera vjetra, kao i promjene sastava materijala piroklastičnog i sedimentnog porijekla. Vulkanoklastiti ovog načina postanka u granulometrijskome smislu odlikuju se dobrom sorti ranošću.s učestalim izmjenama krupnozrna toj; i simozrnatog piroklastičnog materijala. Tekst urne i strukturne značajke submarinski taložene tefre ili piroklastita ovisne su, kao i kod subaerske tefre o energiji i režimu erupcije, snazi i promjeni vjetra ako nije posrijedi submarinska erupcija, a uza sve fo još i o vodenim strujama, rasporedu, intenzitetu i brzini padanja i prijenosa u vodenoj sredini istaloženoga piroklastičnog materijala. Debljine su slojeva općenito male, uglavnom do 50 cm, a deblji se slojevi odlikuju tankom horizontalnom lami-nacijom. Slojevi su planparalelni i protežu su na više stotina četvornih kilometara. Česti su normalna gradacija, kosa slojevitost, teksture istiskivanja vode, tragovi utiskivanja i slamp-teksture. Kontakti su prema podinskim stijenama oštri, a prema krovinskim sedimentima nerijetko postupni, difuzni i često prerađeni bioturbacijom. Sortiranosl je piroklastičmh fragmenata i čestica dobra ili slaba. Ovaj tip piroklastita obično je uslojen s pelagičnim vapnenačkim i kre-mičnim muljevima ili s terigenim muljevima (muljnjacima) i siltovima ili pra-hovnjacima te turbiđitima taloženim u blizini kopra, odnosno na kontinentalnim padinama, Piroklaslili taloženi mehani/mom piroklastični i tokova nastali su tečenjem i spuštanjem još vrućeg, plinovima bogatog, piroklastičnog materijala niz padinu vulkanske kupe, ponegdje u obliku uskih tokova od središnjega vulkanskog otvora, odnosno t/v. nmrs ardente (L.acroix, 1904). Mnogi nuces ardenit-s nastaju kao posljedica eksplozivnog ili gravitacijskog spuštanja izrazito viskoznih tokova lave niz strme padine vulkana. Stvaraju debele nesortirane naslage s fragmentima veličine i do nekoliko desetaka metara. Kod takvih naslaga važan mehanizam prijenosa može biti /rnski tok (grain Jhw). S obzirom na razlike u veličini zrna i ukupnog volumena i rasprostranjenja, kao i eruptivnih i ia-loženih mehanizama, naslaga nttet's arđenles i ignimbrita, među njima ne postoji analogija. Naslage mtees ardente* odlikuju se izrazito gradiranim bazalnim dijelom, diskontinuiranim nizom velikih fragmenata, izmjenama krupnozmatih i simozrnatih slojeva, slabom orijentacijom izduženih ili pločastih fragmenata i čestica te učestalim promjenama boje, sastava i strukture. U istom toku gradacija može biti normalna, obrnuta, simetrična i l i umnožena. Normalno su gradirani obično fragmenti stijena ili litoklasti, a obrnuto gradirani fragmenti šupljikavog, izrazilo poroznog plovučca (pumicc), koji su plivali na površini toka dok su teži litoklasti u njemu tonuli. Zbog orijentacije paralelno sa smjerom toka izduženi i plosnati fragmenti i čestice u očvrsnutim su piroklastitima ovoga tipa orijentirani izrazito paralelno s površinom sedimenta ili imaju imbri-kaciju. U njima se redovito nalaze i strukture istiskivanja plinova (gusescapc stntcture*) kao posljedica nagla istiskivanja plinova, tj. fumarola. Strukturne odlike ovoga tipa piroklasličnih stijena iscrpnije su prikazane u pogl. 8.4. U piroklastičnim i vuikanoklastičnim stijenama sastojci su piroklastičnog porijekla ovi: - LITOKLASTI (litični fragmenti), tj. fragmenti vulkanskih stijena. KRISTALOKLASTI ili kri s t al i koji su kri s t al i zi ral i u lavi prije erupcije, a u piroklastični sediment dospjeli su u više-manje očuvanom ili skršenom stanju. Najčešće su to ostrobridni, uglati fragmenti kristala kvarea, feldspata, am-
170
VulkaiMklasllčm sedimenti
fibola, biotita, piroksena i olivina ili kristali tih minerala s nagrizenim ili re-sorbiranim konturama kao posljedicom korozije ili otapanja volatilima. - ViTROKLASTi ili odlomci vulkanskog stakla, koji su u pravilu manjih dimenzija od litoklasta i kristaloklasta, obično oko 0,1 do 0,4 mm. Zastupljeni su uglatim, klinastim ili nepravilnim uglato-pločastim odlomcima kiselih, neutralnih i bazičnih vulkanskih stakala. Svježe se vulkansko staklo u mikroskopskom izbrusku odlikuje visokom prozimošću, a starije vulkansko staklo tamnosmeđom bojom, slabom prozirnošću zbog alteracije i devitrifikacije, o čemu će više govora biti u poglavlju 8.5.
8.2. Vulkanoklastične breče i aglomerati VUf.KANOKLASTIČNE BREČE (piroklastiČne breče, tufne breče) uglavnom se sastoje od uglatih i poluuglatih fragmenata i blokova piroklastičnog porijekla promjera većeg od 64 mm (tabl. 8-1), a kod nekih autora (Carozzi, 1960) donja je granica veličine fragmenata spuštena na 32 mm. Fragmenti i blokovi su u vulkanoklastičnoj breci obično uloženi u matriks tufitičnog sastava, tj. u vulkanski pepeo s fragmentima sitnoga vulkanskog stakla pomiješan s materijalom nevulkanskog porijekla poput gline, silta, lapora i si., koji u pojedinim tipovima breča može imati vezikularnu strukturu ili strukturu plovučca. Kao i kod drugih vulkanoklastičnih sedimenata fragmenti i drugi sastojci mogu biti esencijalnog, akcesornog ili ascedentnog postanka, što pri istraživanjima nije uvijek jednostavno niti lako ustanoviti. - AGLOMERAT je konsolidirani vulkanoklastični sediment pretežno sastavljen od vulkanskih bombi uloženih u tufni matriks. Za razliku od vulkanskih konglomerata, odnosno od klastičnih sedimenata koji se sastoje od valutica vulkanskih stijena, oblik i dimenzije vulkanskih bombi nisu posljedica zaobljavanja i ha banja djelatnošću vode, već su rezultat procesa nagla hlađenja i rotacije lave u tijeku erupcije i leta od kratera vulkana do mjesta taloženja. Dakle, vulkanske bombe izravno potječu od lave, tj. esencijalnog su porijekla, ali aglomerati mogu sadržavati bombe i fragmente od starijih lava iz istoga kratera (akcesornog porijekla) i/ili fragmente iz stijena u bazi (ascedentnog porijekla). Vulkanska je bomba više-manje kuglasti ili elipsoidni fragment promjera većeg od 64 mm (ili kod nekih autora 32 mm) koji je pri erupciji bio u djelomično ili potpuno rastaljenom, a ne u sasvim krutom, stanju, kao što je to slučaj kod piroklastičnog fragmenta. 1/ ove je definicije jasna terminološka ra/lika između dvaju tipova piroklastičnog materijala koji se nazivaju fragmenti ili bombe. Ako aglomerati sadrže vulkanske bombe koje su na dodirnim točkama cementirane samo tankom ljuskom od vulkanskoga stakla, tada se takav strukturni varijetet aglomerata naziva AGI.UTINAT (Caroz/.i, 1960) i od aglomerata se razlikuje po staklastom cementu i po prisutnosti fragmenata vulkanske troske te po odsutnosti tufnog matriksa.
Lapilni tutor
171
8.3. Lapilni tufovi Iz vulkana i/bačeni piroklastični fragmenti promjera od 2 do 64 mm (kod nekih autora 432 mm) nazivaju se lapili, a njihovi u čvrstu stijenu sitnim tufnim matriksom litificirani ekvivalenti nazivaju se LAPILNI TUFOVI (»lapillistone« -Schmid, 1981). U lapilnim se tufovima uz uglate, klinaste i nepravilno oblikovane fragmente vulkanskoga stakla, litoklasta i kristaloklasta, često mogu naći i kuglasta zrna s koncentričnom građom ili bez nje koja se nazivaju AKRKC1JSKI LAPILI (accretionary lapilli). Carozzi (1960) smatra da su nastali nakupljanjem vulkanskog pepela u kuglaste grudice mehanizmom nagomilavanja i povećavanja zrna u zraku tamo gdje su kišne kapi padale kroz oblak vulkanskog pepela, ili na tlu pri kotrljanju lapilnih fragmenata po površini još svježega vulkanskog pepela ili pak djelatnošću kiše i vjetra na tek pali vulkanski pepeo. Ova tri načina postanka akrecijskih lapila u/rok su postojanja triju glavnih različitih strukturnih tipova akrecijskih lapila, kako ih je opisao i interpretirao Reimer (1983). Prvoj strukturnoj grupi akrecijskih lapila pripadaju kugle ili lopte ili nepravilno oblikovani agTegati muljevite strukture, bez koncentrične građe, promjera i đo 15 cm. Nastaju ili aglomeracijom vlažna pepela u erupcijom stvorenom oblaku vulkanskoga pepela ili pri padanju kišnih kapi kroz oblak pepela. Postanak drugoga strukturnog tipa akrecijskih lapila bio je izravno opažan godine 1924. kod erupcije vulkana Kilanea na Havajima. Tu je zapaženo »obilno padanje suhih, smeđih, kompaktnih pizolita promjera oko 1 mm još i oko đva .sata nakon erupcije« (Moore i Peack, 1962; iz Reimer, 1983). Odlika je toga tipa akrecijskih lapila koncentrično-laminirana građa pa su oni poznati pod nazivom obavijeni akrecijski lapili (coated aceretionanj lapilli). Nastali su nakupljanjem ili aglomeracijom vrućeg pepela u vulkanskom oblaku. Treći tip akrecijskih lapila nastaje na tlu kada zbog kiše vlažni lapili, kristaloklasti, li-toklasti i drugi vulkanski fragmenti padaju na sloj tek istaloženoga sitnozrna-toga vulkanskog pepela i kotrljaju se po njemu niz padinu. Pri tome se čestice sitnog i vlažnog pepela lijepe na zrna koja se kotrljaju tako da neprestano raste obujam zrna koje se kotrlja (mehanizam kotrljanja grude vlažnog snijega). Neki od takvih akrecijskih lapila imaju jasnu strukturu »kotrljajućeg tijela«, tj. sastavljeni su ođ jednog neprekinutog, oko jezgre namotanog ovoja (spiralno namatanje). Vrlo lijepi primjeri akrecijskih lapila prvog, a moguće i trećeg, tipa promjera od 1,5 do 12 mm sastavljenih od koncentričnih ovoja devitrificiranoga vulkanskoga stakla i pepela, kvarca, gline i kriptokristalastog kalcita nalaze se u tufovima, tufitičnim vapnencima i tufitičnim šejlovima Iadiničnih naslaga Donjeg Pazarišta u Lici.
8.4. Tufovi Tufovi su očvrsnute vulkanoklastične stijene pretežno (> 75%, kod nekih autora > 90%) sastavljene od čestica vulkanskog pepela promjera uglavnom manjeg
172
VuJIunoklastiflil sedimenti
od 2 mm koji je mješavina ili agregat različitih međusobnih udjela čestica vulkanskoga stakla, kristaloklasta ili litoklasta juvcnilnog (esencijalnog), kognat-nog (akcesomog) ili ascedentnog porijekla. Drugim riječima, tufovi su konsolidirani i litificirani ekvivalenti vulkanskog pepela u kojima se obično, s obzirom na veličinu zrna, razlikuju KRUPNOZRN ATI TUFOVI (course Utff) ako se sastoje od pepela promjera pretežno od 0,063 do 2 mm, odnosno SITNOZRNATI ili ['ELITNI TUFOVI (pelitic tttff, fine luff), ako pretežno sadrže čestice vulkanskog pepela < 0,063 mm (tablica 8-1. i 8-3). Osim ovakve podjele tufova na osnovi granulometrijskog sastava pepela, tufovi se obično klasificiraju na osnovi udjela vulkanskog stakla, kristaloklasta i litoklasta, a daljnja podjela tufova izvedena je prema pe tro kemijskom tipu lave od koje potječe vulkanski pepeo. Tufovi koji su pretežno sastavljeni od čestica vulkanskoga stakla nazivaju se STAKLASTI ili VITROKI.ASTIČNI OIFOV] (vitric tuf/s), oni koji pretežno sadrže kris-takiklaste (prilog si. 12) nazivaju se KR1STALOKLASTIČNI ili KRISTALNI TUFOVI {cnjstal tuffs), a oni koji pretežno sadrže litoklaste I.ITOKl.ASTIČNl ili LITIČNI TUFOVI (lithic tuffs). Između tih triju krajnjih članova postoje i međusobni prijelazi kao npr. kristalolitoklastični (prilog s\. 14) ili kristalovitrični tufovi. Prema petrokemijskom tipu lave od koje potječe vulkanski pepeo od kojeg se sastoje, tufovi se dijele na riolitne, trahitne, andezirne, đacitno ili bazaltne tufove, pri čemu se magmatsko porijeklo lave koja je dala pepeo za postanak tufa obično egzaktno može odrediti na osnovi kemijskih analiza tufa, tj. udjela SiO?, a rjeđe mikroskopski prema mineralnom sastavu tufa i indeksima loma vulkanskoga stakla, premda su u mikroskopskim izbruscima svježa kisela vulkanska stakla bistra i bezbojna, a bazična obično smeđasta. Andczirno-dacitni tufovi Hrvatskog zagorja (Donje jesenje) koji se pojavljuju udruženi s tufitičnim pješčenjacima poznatim pod nazivom »glaukonitni pješčenjaci« ili »maceljski pješčenjaci« (v. pogl. 6.3.5) nastali na prijelazu egera u egenburg pokazuju iste teksturne odlike kao i »maceljski pješčenjaci«. To su planama i koritasta kosa slojevitost, tanka horizontalna slojevitost i horizontalna i kosa laminacija, što upućuje na to da su i tufovi, odnosno vulkanoklas-tični detritus, bili taloženi u sličnim okolišima kao i »maceljski pješčenjaci«, tj. u morskim priobalnim plićacima koji su od otvorenog mora bili odvojeni nizom pješčanih prudova i u kojima je uz akumulaciju detritus bio premještan plim-nim strujama (Simunić et al-, 1990).
8.4.1. Staklasti ili vitroklastični tufovi
Većina staklastih ili vitroklastičnih tufova, općenito gledano, potječe od erupcija riolitnih i daćitnih lava, manje često od erupcija trahitnih ili anđezirnih lava, a znatno" rjeđe od erupcija bazaltnih lava. S obzirom na sličnost mineralnog i kemijskog sastava, teksturnih i strukturnih karakteristika, kao i načina dijagenotskih promjena i izmjena tufova, staklasti se tufovi obično sistematiziraju u dvije glavne skupine: kisele i neutralne staklaste hirove i bazične staklaste tufove.
Ttflmp
173
8.4.1.1. Kiseli i neutralni staklasti tufovi Kako su kisele i neutralne lave uglavnom viskoznije i hladnije a sadrže i više volatila od bazičnih lava, pri njihovim erupcijama ekspanzije su plinova naglije i burnije, što uzrokuje kidanje staklastih lava u fragmente stakla, odnosno pepeo, ćelijaste ili celularnc građe. Od njega su sastavljeni staklasti tufovi čija je bitna strukturna odlika vitroklastična ili vitrofirska struktura. Tipični primjeri normalnih riolitskih staklastih tufova u mikroskopskim izbruscima u pravilu pokazuju vrlo jasnu vitroklastičnu strukturu, a ako su slabo izmijenjeni (altc-rirani), krhotine vulkanskoga stakla u supstanciji izgledaju nepromijenjeno i ne reagiraju u polariziranom svjetlu, a u staklastoj se masi sporadično pojavljuju sitni fragmenti - kristaloklasti kvarca, feldspata, augita i homblende. Osnovna se masa stijene sastoji od sićušnih čestica vulkanskoga stakla, od kojih mnoge u prirodnome svjetlu izgledaju pretjerano sitne granulacije, a one većih dimenzija zamućeno i prljavosmeđe. Većina sastojaka takve sitnozrnate mase mikroskopski je neodrediva; sastoji se od Čestica izmijenjenog vrlo sitnoga vulkanskog praha, premda pretežni dio njih pokazuje tipičnu radijalno-vlaknastu kal-eedonsku strukturu. Taj kalcedon ima u prolaznome svjetlu mikroskopa tam-nosmeđu boju, iako je uzorak toga staklastoga tuf-, makroskopski svijetle boje i naizgled proziran, osim pojedinačnih sitnih limon.tnih pigmenata. To je uglavnom posljedica nejednoličnoga loma i interne refleksije svjetla u prolazu kroz agregat sitnih čestica i vlakanaca. Masivni riolitni staklasti tufovi, ili tzv. 1GN1MBRITI, koji su taloženi piroklastičnim tokovima, dijele se u dva osnovna tipa između kojih svakako postoje međusobni postupni prijelazi. Prvom tipu pripadaju tzv. siJfar-tufovi, a drugom stopljeni ili zucldeđ-tuhivi. - S1LLAR-TUFOVI jesu takvi staklasti tufovi u kojima je litifikacija prije svega rezultat kristalizacije pneumatolitne djelatnosti, a stopljeni ili weWed-tufovi u kojima je užarenost akumulirane mase pepela nakon taloženja još toliko visoka da čestice plovučca, kao i mali fragmenti ili krhotine stakla zbog svoje težine u mekanom matriksu propadaju dolje, a matriks se istiskuje iznad njih. Mikroskopski izbrusci siltar-tufova pokazuju da se sastoje od agregata uglatih, klinastih, često izduženih i svinutih krhotina vulkanskoga stakla, koje obiluje fragmentima plovučca u svim stadijima lomljenja. Nalaze se i brojni sitni fragmenti oligoklasa i male količine biotitnih Ijuskica. Fragmenti i čestice stakla uglavnom su bistri s jedva zamjetljivim nijansama crvenkastosive boje, zbog silnih hematitnih pigmenata, uz indekse loma od oko 1,495, što odgovara kiselim lavama sastava 68 - 75% SiO> U nekim inačicama sr7/
174
Vulkanoklasličm sedimenti
- RIOLITNl STOPIJl-NI ili lVEI.DE'f-TUFOVl poka/uju u mikroskopskim izbruscima tipičnu strukturu i gradu fragmenata porhritnog plovučca, koji obilato sadrže f eno kristale kvarca i sanidina, nešto plagioklasa i bio ti ta nasumce raštrkanih po matriksu od sitnoga staklastog tufa u koji su, osim toga, ponegdje uloženi i sitni, pojedinačni kristali iste vrste kao i u plovučcu. Udio je kristala oko 10% od ukupne mase, u/ i/.razitu prevlast kvarca i sanidina. Sporedni su sastojci fragmenti stijena ascedentnog porijekla iz podinskih stijena. Boja riolit-nih weided-tufova varira od bijele preko svijetložute i ružičaste do crvenkas-tosmeđe. Sortiranost vulkanoklastićnog materijala u riolitnim stopljenim tuto-vima u pravilu je loša. Matriks može biti konsolidirana mješavina praha i pepela te raštrkanih fragmenata plovučca dimenzija od sitnih lapila do vulkanskih bombi promjera i do 60 cm. No, vulkanske su bombe obično rijetkost, a u tufu prevladavaju krhotine plovučca do 50 mm s udjelom od 10 do 20% od ukupnog sastava tufa. Ta se vrsta tufova odlikuje jasno zamjetljivim teksturnim i strukturnim promjenama idući od donjeg prema gornjem dijelu sloja, kao posljedice načina njihova postanka tokovima pepela niz neku padinu. U vršnim dijelovima sloja stopljenoga tufa nalaze se izrazito porozni, neorijentiTani fragmenti plovučca, a pri dnu sloja oni su dobro orijentirani i poredani u vodoravne proslojke usporedne s osnovicom sloja. Na poprečnome presjeku debljeg sloja pri dnu se nalaze fragmenti lečasta oblika; neki su staklaste građe, slični lećama porfiritnoga pertitnog obsidijana, a drugi su sferuidalni i litoklastični. Matriks je tufa pri vrhu sloja porozan i lako drobiv, a pri dnu sve manje porozan i sve tvrđi. Najobilniji i najvažniji sastojci stopljenih tufova fragmenti su vulkanskoga stakla, a potom slijede kristaloklasti kvarca, sanidina, oligo-klasa i biotita. Biotit se nalazi i u fragmentima plovučca i nepravilno raspršen po matriksu. Kristali kvarca i sanidina obično sadrže sitne uklopke cirkona, augita i apatita. Po matriksu mogu biti nepravilno raštrkana anhedralna ili alo-triomorfna sitna zrnca hematita i magnetita, a rjeđe i suphedralnih (hipidi-omorfnih) sićušnih zrnaca brucita. Svi kristali obično pokazuju resorbirane rubove, ali još uvijek mogu zadržati i dio svojih kristalnih kontuTa, a dio kris-taloklasta zastupljen je samo krhotinama kristala, posebice to vrijedi /.a feldspate.
8.4.1.2. Bazični staklasti tufovi Bazična su vulkanska stakla uglavnom poznata pod nazivom SIDKROMfiLANI, a njihove očvTsnute inačice kao SIDEROMKI .ANSKI TUFOVI, no /bog toga .što su takva stakla i tufovi vrlo nestabilni i što lako alteracijom gube svoju primarnu strukturu i sastav, mnogo se češće nalaze I'ALACONITNI TUFOVI (Ca-rozzi, 1960). O palagonitnim turovima više će govora biti u posebnom odjeljku o izmjenama tufova, a ovdje samo toliko da su to izmijenjena, uglavnom još vruća, sidcromelanska stakla pod djelovanjem vode i/ili vodenih para na njih (v. pogl. 8.5). Iz toga je jasno da su palagonitni tufovi dominantni produkti sub-marinskoga bazičnog vulkanizma i kontinentalnih erupcija bazaltne lave u područjima koja sadrže mnogo temeljne vode.
Tufdvi
175
Ima vise različitih tipova sideromelanskih tufova, od kojih su najčešći: - sideromelanski tuf ovi sa svije tlosmeđastim glinovitim ili argilitnim ma-triksom u koji su uloženi fragmenti mutnog, čvrstog bazaltnog stakla kockastoga oblika - sitno/mati masivni, crvenosmeđi sideromelanski tuf ovi koji u željezo-vitom hematitnom, limonitnom ili getitnom matriksu sadrže litoklaste vezikulamog bazalta i -- rahli, drobivi sideromelanski tnfovi — agregati sićušnih, crnih čestica vulkanskog stakla i male količine blijedosivoga zeolitnog cementa.
8.4.2. Kristalni ili kristaloklastični tufovi Kristalni ili kristaloklastični tufovi sastoje se od razmjerno malog udjela kristaloklasta i staklaste osnovne mase. Kristaloklasti imaju idealne, euhedralne ili idiomorfne kristalne konture, premda su često zastupljeni većim ili manjim krhotinama kristala {prilog si. 7). Kod erupcija kiselih lava su česti, a kod bazičnih lava znatno rjeđi. Kristaloklasti kristaloklastičnih tufova potječu ili izravno i/ lave kao produkti njezine parcijalne kristalizacije ili mogu potjecati iz starijih lava koje su u istome vulkanskom grotlu bile ohlađene i tako stvarale čep i, napokon, oni kao fenokristali mogu biti rezultat razaranja vulkanskih stijena podloge. Matriks u kristaloklastičnim tufovima izravnog magmatskog, tj. esencijalnog postanka, u kojemu se nalaze kristaloklasti sastoji se od krhotinica vulkanskog stakla i od vrlo sitnog praha koji je djelomice bio izbačen erupcijom vulkana, a djelomično je nastao pri trenju velikih fragmenata jednog u drugi. Zbog toga on pokazuje vitroklastičnu strukturu koja je najbolji dokaz da se ovdje radi o tufu, a ne o efuzivnoj magmatskoj stijeni u kojoj fenokristali, za razliku od kristaloklasta u kristaloklastičnim tufovima, nisu pretežno skršeni, nego imaju odlično očuvane idiomorfne ili hipidiomorfne kristalne konture. Osim toga, u efuzivnoj magmatskoj stijeni istoga sastava kao kristaloklastični tuf staklasta osnovna masa ima felzitnu ili hijalopilitnu strukturu, po čemu se razlikuje od tufa.
8.4.3. Litoklastični ili litični tufovi Bitna značajka litoklastičnih tufova jest dominacija litoklastičnih fragmenata u sastavu tufa, i to litoklasta vulkanita istog sastava i vrste kakve su bile izljevne lave pri erupciji vulkana. Najčešće su to fragmenti riolita, trahita, fonolita ili andezita. I.itoklasti su okruženi matriksom koji se sastoji od sićušnih krhotinica vulkanskoga stakla, komadića plovučaca, sitnoga mineralnog praha i više ili manje različitih kristaloklasta. Matriks je bistar, pokazuje vitroklastičnu strukturu. Povećanjem dimenzija litoklasta ova inačica tufova čini postupan prijelaz prema aglome-ratima i vulkanoklastičnim brečama.
176
Vulkanoklaslični sedimenti
8.5. Izmjene ili alteracije tufova Od svih vulkanoklastićnih stijena tufovi i tutiti najmanje su otporni na kemijsko trošenje. Procesi kemijskih izmjena tufova funkcija .su njihova sastava, strukture i fizikalno-kemijskih uvjeta i okoliša njihova postanka te njihove geološke starosti. Najčešći produkti izmjene tufova jesu minerali /eolitne i smektilne skupine, a ovi opet s porastom stupnja dijagenetskih procesa, tj. povećanjem dubine zalijeganja, prelaze u kloritc, kvare i albit. Izmjene ili alteracije tufova, posebice vulkanskoga stakla u njima, koje se obično nazivaju devitrifikacijom, rezultat su kemijskih reakcija stakala s vodom tako da se smjenjuju procesi otapanja vulkanskoga stakla s procesima izlučivanja autigenih minerala na mjestima na kojima je staklo bilo otopljeno. Kisela i neutralna vulkanska stakla, općenito, daju različite produkte izmjena od bazičnih vulkanskih stakala. Te se razlike zapažaju već u ranim fazama izmjena.
8.5.1. Izmjene kiselih i neutralnih staklastih tufova Alteracija kiselog, riolitnoga vulkanskog stakla ili riolitnih staklastih tufova prije svega ovisi od pH koncentracije pomih voda, morske ili slatke vode. U bazičnim pomim otopinama ili vodama s pH koncentracijom većom od 9,5, kao što je to slučaj u mnogim jezerima aridnoga klimatskog područja, kiseli se staklasti tufovi za ca 10 000 godina alteriraju u nakupinu alkalijama bogatih ze~ olita (filipsit, klinoptilolit), koji pri autigenezi mogu prelaziti vise gelskih me-đufaza. Ako je slanost visoka, prvobitno autigeno nastali zeoliti transformiraju se u analcim s kvarcom ili bez njega, ili u Kfeldspate s kvarcom ili bez njega. U uvjetima niske pH koncentracije, koja je karakteristična za slatke vode i mora, kisela vulkanska se stakla prije svega alteriraju u filosilikate, uglavnom montmorilonitne skupine, tj. u SMF.KTIT, knji može biti udružen s opalom, kris-tobalitom i zeolitima. Produkti alteracije kiselih staklastih tufova u filosilikate montmorilonitne skupine smektite - nazivaju se bentoniti. Termin HENTOMT prvi je put u geološkoj literaturi primijenjen za glinovite stijene kod Fort Ben-i tona u Wyomingu (Knight, 1898, iz Fisher i Sehmincke, 1984), za koje je kasnije ustanovljeno da su nastale alteracijom vulkanskog pepela (Hcwit, 1917, iz Fisher i Sehmincke, 1984). U njemačkoj literaturi za takve se stijene cesto upotrebljava naziv »Tonsteine«. Bentonit iz Sase kraj Lepoglave, primjerice, sadrži od 55 do 60% diokta- \ edrijskog.Ca-monlmorilonita, 5 - 107c ilita i 20 - 25% plagiokasa te kris roba lit I (Levačić i Slovenec, 1987). ' S obzirom na to da kiseli i neutralni staklasti tufovi sadrže visok udio kiselog do.neutralnoga vulkanskoga stakla raširena je i česta njihova alteracija u nakupinu 5iO:mmerala, zeolita i minerala glina. Prva i karakteristična in- ■, dikacija alteracije takvih tufova jest pojava kalcedona ili opala, i to u svim stup- | njevima postupnog prijelaza u gustu nakupinu tih minerala koja makroskopski \ izgleda poput gustih riolita, rožnjaka ili novakulita. U mikroskopskim izbrus-cima, međutim, Često su vidljivi ostaci vitroklastične strukture, skršeni i resor-
I?m|enn ili alteocije Tufova
177
birani kristaloklasti koji nedvosmisleno upućuju na primarno tuf no porijeklo tih stijena. Alteracijom kiselih i neutralnih tufova u drugim uvjetima mogu, uz kalcedon ili opal, nastati još i drugi produkti izmjena: saponit, seladonit, klorit, epidot, laumontit i kvare. Kako je već spomenuto, kiseli i neutralni staklasti tufovi često se mogu izmijeniti u nakupinu minerala glina montmorilonitne skupine, tj. u nakupinu smektita, ilita i/ili kaolinita te vrlo sitnih kristalića (< 1 mikrometar) kristo-balita i kvarea, tj. u bentonit. Kristnbalit, kao i smektit, pojavljuje se kao produkt razgradnje vulkanskoga stakla ili staklastog pepela i pri tome je samo mc-đufaza u procesu razgradnje vulkanskoga stakla, a konačni je produkt kvare. Prema tome, odnos kristobalita i kvarea u bentonitu indikacija je starosti tufa i intenziteta alteracije. Što je tuf stariji, a alteracija jača, to će bentonit sadržavati manje kristobalita a više kvarea. Proces je alteracije kiseloga staklastog tufa u bentonit dugotrajan. Smatra se da kod pH 7 - 8 taj proces traje najmanje nekoliko milijuna godina.
fi.5.2. Izmjene ili alteracije bazičnih staklastih tufova Bazična vulkanska stakla i bazični staklasti tufovi alteracijom prelaze u smolastu supstanciju smeđaste, žućkaste ili narančastosive boje koja se naziva PALAGONIT. Naziv palagonit primijenio je Walterhausen 1845. (Fisher i Schmin-cke, 1984) za žućkastosmeđu, vosku sličnu supstanciju u marinskim bazaltnim turovima u Palagoniji na Siciliji, l a j se naziv danas upotrebljava za smjesu različitih minerala nastalih alteracijom sideromalanskih bazičnih vulkanskih stakala ili bazičnih staklastih tufova, posebice onih subakvatskog postanka, koji se sastoje od velikog udjela bazaltnog stakla i sideromelana. Paiagonitni su tufovi masivne stijene kojih se gustoća povećava sa starošću njihove transformacije u smektit. Palagonitizacija ili proces alteriranja bazaltnih stakala i staklastih tufova u palagonit proces je hidralaeije koji se zbiva uz dovođenje vode i odnošenje alkalijskih i zemljoalkalijskih iona, silicija i ponegdje aluminija te oksidaciju željeza uz izlučivanje zeolita, kalcita i minerala montmorilonitne skupine. Palagonitna je masa u pravilu rent gen amorfna sa samo slabim refleksima kod 3,0, 3,21 i 3,9 A zbog toga šio pretežno sadrži loše kristalizirani monrmo-rilonil i rjeđe miješano-slojne tinjčasto-montmorilonitne minerale. Dijagenet-skim promjenama iz palagunitne mase mogu nastati sekundarni minerali ze-olitnc skupine: filipsit u obliku suphedralnih prizmatičnih kristala promjera do 0,25 mm, klinoptilolit i heulandit u obliku sitnih euhedralnih pločastih kristalića dužine do 4,5 mikrometara te analcim u izometričnim kristalićima promjera t od m mikrometara. U palagonitnim se tufovima ponegdje mogu naći još i šaba/it i članovi natrolit-gonardit-tompsonitne grupe z«ohta (Fisher i Schmincke 1984). Najvažniji čimbenici mlen/iteta paiagonitizacijc jesu alteracni i/ložena površina ^ideromelanskog stakla, poroznost i propusnost tufa, temperatura i kemizam pornih otopina. U daljnjem tijeku dijageneze palagomma masa obično prelazi u smektit, koji se porastom dubine zalijegama transformira u klorit. Proces palagonita/.acije u uvjetima kakvi vladaju na povrsun Zeml|e traju nekoliko stotina godina.
C. KEMIJSKE I BIOKEMIJSKE SEDIMENTNE STIJENE
Kemijski i biokemijski sedimenti i stijene pripadaju endogenim sedimentima (tabl. 11). To su sedimenti pretežno nastali anorganskim kemijskim ili biokemijskim procesima. S obzirom na kemizam bitnih petrogenih minerala i orga-nogenih sastojaka te način njihova i/lučivanja ili percipitaeije, obično su podijeljeni na karbonarne, silicijske i evaporitne sedimente i sedimentne stijene.
9. Karbonatne sedimentne stijene
U karbonatne sedimentne stijene ubrajaju se vapnenci, doiomiticni vapnenci i dolomiti. Postoje svi međusobni postupni prijelazi od vapnenaca u dolomite. Vapnenci se sastoje od kalcita, Mg-kalcita, rjeđe i od aragonita, doiomiticni vapnenci od kalcita i dolomita, a dolomiti od dolomita. Osim tih karbonatnih minerala koji su u njima prevladavajući sastojci, karbonatni sedimenti mogu sadržavati i varijabilni udio siliciklastičnog materijala dimenzija silta, pijeska i gline te autigene nckarbonatne minerale (kvare, opal, kalcedon, albit, anhidrit, gips i druge). Podjela i terminologija karbonatnih stijena na osnovi međusobnih udjela kalcita, dolomita i siliciklastičnog materijala prikazana je na si. 9-1.
1 - nekarbonatne stijene (gline, šejlovi, siltiti, pješčenjaci) 2 - nečisti (glinoviti, siltozni, pjeskoviti] dolomit 3 - nečisti (glinoviti, siltozni. pjeskoviti] kalcitični dolomit 4 - nečisti (glinoviti, siltozni, pjeskoviti) doiomiticni vapnenac 5 - nečisti (glinoviti, siltozni, pjeskoviti) vapnenac 6 - dolomit 7 - kalcitični dolomit 8 - doiomiticni vapnenac 9 - vapnenac
terigerte p ri mje se Iglmo, silt, p i j e sa k)
3
/V / 6/ dolorni t
7
------v\
8
\g\ "kalcit
Slika 9-1. Podjela i nazivi karbonatnih stijena ptema sadržaju kalcita, dolomita i siliciklastičnog materijala (Leighton 8 Pendexter, 1962)
Karbonatna je stijena, kako to izlazi iz podjele na si. 9-1, .stijena koja sadrži više od 50"/,, karbonatnih minerala. Ako stijena sadrži između 50 i 90% karbonatnih minerala i 10 do 50% terigenog detritusa, to je »nečista« karbonatna
180
KarbDiialne SBdim&nliie slijer?
stijena koja, ovisno o prevladavajućoj vrsti siliciklastićnog materijala, dobiva pridjev »glinoviti«, »siltozni« ili »pjeskoviti« dolomit ili kalorični dolomit, do-lomiticni vapnenac ili vapnenac (polja 2, 3, 4 i 5 na si. 9-1). Stijene koje sadrže manje od 10% siliciklastićnog materijala i različite omjere kaicita i dolomita, "čiste« su karbonatne stijene (polja 6, 7, 8 i 9 na si. 9-1): DOLOMIT ako je udio minerala dolomita veći od 90%, KALCITICNI DOl-OMIT ako sadrži manje od 90 i više od 50% dolomita te 10 do 50% kaicita, DOLOMITICNI VAPNENAC ako sadrži manje od 90% i vize od 50% kaicita i 10 do 50% minerala dolomita i VAPNENAC ako sadrži više od 90% kaicita. Za stijenu sastava kalcitičnog dolomita u našoj geološkoj literaturi i u terminologiji može se naći pogrešan naziv »vapneni dolomit«. Naime, »vapneni« je pridjev od imenice »vapno«, tj. CaO, a pridjev od imenice vapnenac glasi »vapnenački«. Međutim, petrologija ne poznaje stijenu kao smjesu dviju stijena nego samo stijenu kao mineralni ili skeletni agregat pa, prema tome, stijenu koja po sastavu, na primjer, odgovara polju 3, a među siliciklastićnim đetritusom prevladava glina, nazivamo GLINO-VITI KALCITICNI DOLOMIT. Klasifikaciju i terminologiju vapnenaca koji sadrže manje od 90 i više od 50% kaicita te varijabilne međusobne udjele detritusa dimenzija glina i silta prikazuje si. 73. Potpuno je istovjetna klasifikacija i terminologija dolomita, uz uvjet da na trokomponentnom dijagramu sa si. 7-3. umjesto kaicita stavimo mineral dolomit pa tada umjesto vapnenca imamo dolomit. Cesto se za vapnenac koji uz kalcit sadrži i 10 do 30% gline upotrebljava naziv »laporoviti vapnenac« (marhf limestone), što je neprihvatljivo jer je lapor smjesa određenih omjera kaicita i gline, pa bi »laporoviti vapnenac« onda bio smjesa određenih omjera kaicita te gline i kaicita, što nema smisla. Termin laporoviti vapnenac upotrebljavao se za terensko označavanje i opisivanje obično geološki mladih glinovitih vapnenaca po stupnju litifikacije i habitusu sličnih laporima. S druge pak strane, zbog nepotpune litifikacije imamo primjere da se mekani vapnenački sedimenti s vrlo malim udjelom gline (5 - 10%) nazivaju laporima, kao što je to primjerice slučaj s Lcv. bijelim laporima Croatka naslaga. U oba slučaja, tj. kod »laporovitih vapnenaca« i »bijelih lapora«, stupanj litifikacije stijeno primijenjen je kao kriterij za sastav stijene, i to zato što se vapnencem smatra samo čvrsta stijena, a zanemaruje se da između vapnenačkog taloga i čvrste stijene postoje svi postupni prijelazi: vapnenački talog - slabo do polulitificirani vapnenački talog - slabo litificirani vapnenac - vapnenac. »Bijeli lapori« zapravo su slabo litificirani vapnenci. S druge pak strane, čvrsto litificirani lapori - mar-liti ili lapornjaci u kojima su dijagenetskim procesima minerali glina transformirani u hidrotinjce, sericit i klorite, imaju mnogo vise odlika vapnenaca nego lapora, o čemu iscrpnije vidi u odjeljku 7.1.4.
9i. Vapnenci Vapnenci (u starijoj literaturi »vapnenjaci«) su karbonatne stijene anorganskog i/ili organskog porijekla pretežno (> 50%) sastavljene od kaicita. Ako sadrže više od 90% kaicita to su »čisti« vapnenci za koje se upotrebljava samo naziv
Vapnenci
181
VAPNENAC, ako sadrže od 50 do 90% kaleita, manje od 10% siliciklastičnog materijala i od 10 do 50% dolomita, to su IX)] OMITICNI VAPNENCI. Ako sadrže od 50 do 90% kaleita, a od 10 do 50% siliciklastičnog materijala i dolomita, od Čega više od 10% dolomita, to su nečisti, odnosno Cl.SNOVITl UOI.OMITICNI VAPNENCI, S1LTOZN1 DOl .OMITICNI VAPNENCI i PJESKOVTT1 DOLOMITIČNI VA-:'\ENCI {si. 9-1) te, ako sadrže od 50 do 90% kakila i 10 do 50% siliciklastićnog materijala, a manje od 10% dolomita, to su CLINOVIT1 VAPNENCI, SILIOZNI VAPNENCI ili PjESKOVITI VAl'Nl.NCI (vidi: odnos vapnenac/lapor, odjeljak 7.1.4).
9.1.1. Mineralni sastav, fizikalni, kemijski i biološki uvjeti postanka vapnenaca Kao primarni mineralni sastojci vapnenačkih taloga od kojih dijagenetskim procesima nastaju čvrste stijene - vapnenci - s velikim udjelima pojavljuju se ara-gonit, kalcit i Mg-kalcit. Dok se vapnenački taloži sastoje od svih tih triju, dvaju ili samo jednog od tih karbonatnih minerala, litifi:irani vapnenački sedimenti - vapnenci - sastoje se uglavnom samo od kalcit 'i jer su aragonit i Mg-kalcit zbog svoje male postojanosti u tijeku dijagenetskih procesa prešli u stabilni kalcit, o čemu će se detaljnije govoriti u odjeljku o dijagenezi vapnenaca (odjeljak 9.1.5.2). - ARAGONLT je rompska modifikacija CaCO, koja se obično pojavljuje u vlaknastim ili fibroznim (acikularnim) kristalićima ili mikritnoj masi. Izlučuje se u toplom moru plitkomor.skih okoliša. Ne sadrži izomoTfno primiješanog MgC03 kao kalcit, a u rešetku mu se mogu ugraditi kationi Sr, Ba, Pb i K. - KALCIT 1 NISKOMAGNEZ1JSK1 KALCIT (< 4 mol. % MgCO^) kristalizira u trigonskomc kristalnom sustavu (romboedrijska hemiedrija), najčešće u izo-metriČnim ili mikritnim, a rjeđe u acikularnim kristalićima. Izlučuje se u dubljem i/ili hladnijem moru i u slatkoj vodi. U kristalnu mu se rešetku u pravilu ugrađuju kationi ionskog radijusa sličnog radijusu kalcija, rj. Mg, Pe, Mn, Zn, Cu. - V1SOKOMAGNEZIJSK1 KALCIT {%/J-M^ calcite) kalcit je koji sadrži od 4 do 28 molarnih postotaka MgCCC kristalizira se u istome kristalnom sustavu kao i kalcit, uglavnom u obliku mikritnih i vlaknastih kristala, u plitkomorskim okolišima. U kristalnu rešetku ugrađuje iste katione kao i kalcit. Hoće li se iz neke otopine koja sadrži otopljeni Ca-hidrogenkarbonat izlučiti kalcit ili aragonit, prije svega ovisi o molarnom odnosu Mg/Ca u toj otopini. Na temperaturi od 20 "C pri molarnom odnosu Mg/Ca < 1, što je obično slučaj u slatkovodnim jezerima i rijekama, izlučuju se kalcit i niskomagnezijski kalcit. Ako je molarni odnos Mg/Ca ^ 1, odnosno iz morske vode {svjetska mora Mg/Ca = 5,26) taloži se aragonit ako je prekoračena njegova konstanta produkta topljivosti, koja je uvijek viša od one za kalcit. Prekoračenje produkta topljivosti aragonita moguće je u svim p l i t k i m i toplim, ali ne i hladnim morima, "lo, drugim riječima, znači da se u toplim i plitkim morima izlučuje aragonit, a u hladnom ili dubokom moru, gdje su temperature niže, kalcit i niskomagnezijski kalcit. Osim molarnog odnosa Mg/Ca i temperature kojom je
10 -
15 20 25 Temperatura vode I °C )
Slika 9-2 Odnos udjela MgCOa n Mgkalciiu skeleta u ovisnosti o temperaturi vode Ca -vapnenačke alge, F = (oraminifere, S = vapnenačke spužve, E = eliinoidi i Os = ostrakodi (Chave. 1954, iz: Fuchtbauer. 1974)
regulirana konstanta produkta topljivosti kalcita i aragonita, na izlučivanje ara-gonita i kalcita bitnu ulogu imaju i neki kationi i anioni koje sadrži morska voda, a oni ili pospješuju ili sprečavaju izlučivanje jednog ili drugog minerala, izlučivanje kalcita
mogu spriječiti ioni Mg, Cu, Zn, Ni i Mu. l/i.LČIVN|l;. IK ARAGONITA 1'OSPJEŠRNO: visokim molamim odnosom Mg/Ca, višom temperaturom vode (između 20 i 30 CC), povišenom pH koncentracijom ili alkalnoscu, prisu tnošcu iona Sr, Mg, Ba i Pb u vođi te prisut-nošču određenih organskih komponenata u vodi. IZI.UČIVAN'Jli J1-: KALCITA I'OSPJFŠI-'NO: malom koncentracijom ili odsutnos'-ču Mg u vodi, odnosno vrlo niskim Mg/Ca molamim odnosom, niskom temperaturom vode (oko 10 °C), nižom pH koncentracijom (ali ne < 7,8), prisu t-nosću SCVaniona, prisutnošču N'aCO, i (NH(), CO, i organskih spojeva kao sto su Na-citrati i Na-malonati. Izlučivanje visokomagne/ijskog kalcita iz morske je vode uglavnom regulirano posredovanjem organizama ili sklonošću organizama da svoje skelete izgrađuju od Mg-kalcita, aragonita i l i kalcita. Kod toga pri korištenju Mg-kal-cita udio izomorfno primiješanog MgCO, i kod iste vrste organizama izravno ovisi o temperaturi vode kako lo prikazuje si. 9-2. Međutim, Mg-kalcit može se izlučivati i iz slatke, uglavnom jezerske vode uz vrlo visoki mola mi odnos Mg/Ca. Pri molarnom odnosu Mg/Ca < 2 iz slatke se vode izlučuje kalcit i niskomagnezijski kaleit, između 2 i 12 visokoma-gne/ijski kalcit, a iznad "12 aragonit (Mtiller et al., 1972). Ditnu ulogu pri stvaranju primarnoga mineralnog sastava vapnenačkih taloga, posebice onih pretežno sastavljenih od skeleta ili sitnorazdrobljenih skeleta, imaju organizmi i njihova sklonost da za gradnju skeleta ili ljuštura preferiraju jedan, drugi ili treći karbonatni mineral. Od kojeg će od tih triju minerala biti izgrađen skelet ili ljuštura, izravno ovisi o načinu života i sklonosti organizma prema određenom mineralu u određenim ekološkim uvjetima. U prvome redu pod lim se uvjetima razumijevaju temperatura i koncentracija vođe s obzirom na Ca, Mg, hidro gen karbona te, CO; i druge ione. Samo dasikla-đaceje i kodiaccjc (zelene alge), oktakoralji i pteropodi svoje skelete uvijek grade od aragonita, a haroficeje i kalciđinoflagelati (zelene alge), bodljikaši, bra-
Vapnenei
183
hiopodi i artropodi skelete ili ljušture grade samo od kalcita. Nema ni jednog biljnog ili životinjskog roda s karbonatnim skeletima čije bi sve vrste uvijek i potpuno svoje skelete ili ljušture gradile od aragonita. Mnogi rodovi .upotrebljavaju ili kalcit ili aragonit, a neki rodovi i mješavinu tih dvaju minerala, tj. i aragonit i kalcit. U tabl. 9-1. prikazana je mineralogija skeleta i ljuštura. Mineralni sastav1 i mikroslrukturna grada skeleta i ljuštura petrogeno najvažnijih organizama iscrpnije su prikazani u odjeljku 9.1.2.7. Optimalni uvjeti za postanak vapnenaca jesu plitka mora s visokom temperaturom vode, malim donosom terigenog materijala i povoljnim ekološkim uvjetima za život organizama koji svoje skelete i ljušture izgrađuju od karbonatnih minerala. U dubljem je moru produkcija karbonata mnogo slabija jer i/ravno ovisi o stupnju zasićenosti vode Ca-hidrogenkarbonatom, koja se porastom dubine smanjuje. Slaba sedimenta čija karbonalnog materijala u dubljem moru može biti maskirana većim donosom i intenzivnijim taloženjem siliciklastićnog materijala koji potječe s kopna ili od planktona koji svoje skelete izgrađuje od opala (radi-olarijski i đijatomejski muljevi - v. pogl. 11). Samo su plitka i topla mora prezasićena, a dublji dijelovi svjetskih mora i oceana slabo su zasićeni ili pođza-sićeni Cahidrogenkarbonaiom pa su u njima otežani, odnosno onemogućeni izlučivanje i stabilnost Cakarbonata. Dubina vode na kojoj je topljivost karbonata jednaka njihovu izlučivanju, što je u vezi s prije spomenutim padom koncentracije Ca--hiđrogenkarbonata s porastom dubine vode, naziva se »kaićima kompen/acijska dubina« ili »CCF>< (Calcite Comptmsatiati Depth). Iznad te dubine voda sadrži višak otopljenog Ca-hidrogenkarbonata pa je moguće izlučivanje Ca-karbonata i oni su tu stabilni, a ispod te dubine Ca-karbonati su nestabilni, otapaju se jer je voda polzasićena Cahidrogenkarbonatom pa se tu oni ne mogu izlučivati. U današnjim svjetskim morima CCDgranica varira u ovisnosti o geografskoj širini, temperaturi i salinitetu oceana i mora (si. 13-11): Između 40° sjeverne i 40'" ju/ne zemljopisne širine ona se u Atlantskom oceanu nalazi između 4 4011 i 4 900 m, pri čemu je na većoj dubini u ekvatorijalnome pojasu, a na manjoj dubini na sve većim zemljopisnim širinama. Na većim zemljopisnim širinama, [j. od 40 do 50°, ona se diže na oko 1 000 do 2 000 m dubine, a na širinama iznad 60!' i znatno ispod 1 000 m (Jenkvns, 1986). U morima u geološkoj prošlosti ona je varirala i/među 3 000 i 5 000 m, ovisno 0 temperaturi, klimatskim i drugim fizikalno-kemijskim uvjetima te o geograf skoj širini. Iz toga jasno izlazi da na velikim morskim dubinama nema karbonatne sedimentacije (pogl. 13.9). Kompenzaeijska dubina aragonita ili ACU-granica (Aragonite Compensalioii 0,-pth) bitno je plića od CCD-granice: u Atlantskom oceanu u umjerenim zemljopisnim širinama na dubinama od 1 700 do I H00 m (Scholle et al., 1983). Povećanje topljivosti karbonata porastom dubine vode izravno je povezano s padom temperature i povišenjem hidrostatskog tlaka, a s tim u vezi i topljivosti C'O-, u njoj. Povišenje hidrostatstoga tlaka i snižavanje temperature sprečava izlučivanje, a povećava topljivosl karbonata. Aragonit je, primjerice, više od triput ropljiviji kod hidmstarskoga [laka od 1 000 bara, tj. na oko 10 000 m dubine, nego kod normalnoga atmosferskoga tlaka. S druge pak strane, stupanj zasićenosti aragonita u vodama Atlantskog oceana opada od 4 na površini na 1 na ACD-granici (oko I 800 m dubine), a kalcita od 5,5 na površini na 1 na CCD-granici, tj. na oko 5 000 m.
184
karbon at ne sedimenlne slične
Tablični 9-1. Mineralni sastav skeleta i ljuštura [ir^činbama oprema: Scholie, 1978) ARACONIT 1 TAKSON AKACON1T KALCITS % Mn
<
Zelene alge
o
Kokoliti
o-------------- - - o o
EORAMINirERE: Bentosne
*
Planktonske
0---------------------O....0
o-o
VA?. SPUŽVE
4
O-----------LI
O
o?
COEI.ENTKKATAE: Stro ma topo ro i d i Rugoza-koralji
o?
Mileporoidi
a
Tabulati
0?
Scleractiniae
a
ISRIOZOl
*
O---------LI
*
O-O
BRAHIOPODI MOLUSKE: C hi tona e
0
LJivavline
0
o-o
a
Gastropodi
0
o-o
o
Pteropodi
o
Cefalopodi
o 0
Bclemniti i ap tihi SERPUI.1T1
o
o--------o
o
ARTRTOPODAE: O-Cl
Uekapodi Oštra kod i
o-o
Trilobiti.
o
o = često
HHINODERMATAE
o--------o
* = rjeđe
Izlučivanje Ca-karbonata iz otopine prezasićene Ca-hidrogenkarbonatom zbiva SC prema sljedećoj kemijskoj reakciji: CafHCO,)^ -
> CaCO^ + CO: + HjO.
VapniTi':!
185
1/ o\e je reakcije očito da če do izlučivanja kalcita ili aragonita iz vode koja sadrži otopljeni Ca-hidrogenkarhonal doći ako se iz hidrogenkarbonata na neki način odstranjuju ili CO- il i voda. Do odstranjivanja CO-. iz morske ili .slatke vode dolazi pri njezinu zagrijavanju, njenom raspršivanju u kapljice pri valovima ili vodopadima, pri smanjenju atmosferskoga tlaka iznad vodene površine i kod fotosintetskih procesa vodenih b i l j a k a . S druge pak strane, do ods t r a n j i v a n j a vode dolazi isparavanjem koje ujedno bitno povećava koncentra lim Cahidrogenkarbonata i time pospješuje izlučivanje kalcita ili aragonita. Za i z l u č i v a n j e tih karbonata važna je i p l i koncentracija vode, koja mora bili blago aikaina, tj. iznad pH 7,8 jer ispod te vrijednosti Ca-karbonati nisu stabilni. Zbog ioga bakterije koje reduciraju sulfate i nitrate svojim biološkim procesima pospješuju izlučivanje Ca-karbonata jer sulfatne bakterije otpuštaju HjS, a nitrat ne bakterije amonijski karbonat (Nil,), CO, koji povećavaju alka most, lj. pH koncentraciju vode. Zagrijavanje, uzburkivanje, isparavanje vode i fotosinteza najintenzivniji su u plitkim, toplim morima i lagunama tropskih i suptropskih klimatskih područja. Zagrijavanje je vode Sunčevom energijom najjače u gornjem dijelu vodenog sloja, i to tamo gdje je vodeni sloj najtanji, tj. tamo gdje je voda najplića jer tu nema miješanja zagrijane vode s hladnijom vodom iz dubine. Zbog istih će ra/Ioga zagrijavanje vode b i t i veće u zaštićenim plićacima, lagunama, zaljevima, /agrebenskim plićacima i salinama na piimnim prudovima nego u otvorenim plićacima u kojima je omogućeno miješanje vode s vodom otvorenog mora. Biljke, koje pri fotosintetskim procesima iz vode uzimaju C£X, mogu živjeti samo do dubina do kojih prodire Sunčeva svjetlost, tj. u tzv. fotičkoj zoni, a najbujniji im je ra/vnj vezan za topla i p l i t k a mora. Uloga morskih biljaka, osobito trava i algi, u izlučivanju Ca-karbonata lotosintetskim je procesima u pe-trogenetskom pogledu izuzetno velika. S obzirom na to da u morskoj vodi nema dovoljno slobodno otopljenog CO: potrebnog za fotosintezu, morske trave i alge uzimaju CO, iz Ca-hidrogenkarbonata, i time izravno uzrokuju izlučivanje CaCOi, kako to proizlazi iz gore navedene kemijske reakcije. Istraživanja u današnjim toplim i plitkim morima, primjerice na Jamajci, pokazuju da morske trave s površine od 1 m~ fotosintetskim procesima izazivaju izlučivanje oko 2 800 g karbonata u tijeku jedne godine. Kad taj podatak svedemo na ukupnu površinu morskih plićaka u kojima rastu morske trave i alge te tome još dodamo i geološko vrijeme, tada je očito zašto su totosintetski proeesi izuzetno važni pri izlučivanju karbonata, odnosno u stvaranju vapnenaca. Na taloženje karbonatnoga materijala, odnosno vapnenaca, izuzetno veliki utjecaj imaju i organi/mi koji svoje skelete i ljušturiee izgrađuju od kalcita, aragonita ili Mg--kalcita jer akumuliranjem tih skeleta i ljuštura nakon uginuća organizama nastaju goleme mase skeletnih vapnenaca. Najpovoljniji ekološki uvjeti za bujan razvoj takvih organizama opet su plitka i topia mora. Kad sumiramo, dakle, sve nabrojene fizikalne, kemijske i biološke uvjete koji reguliraju izlučivanje i taloženje Ca-karbonata, tada je očito zašto su plitka i topla mora optimalni okoliši za taloženje Ca-karbonata i postanak vapnenaca.
186
Ka^onatne sedimerUne stijenR
9.1.2. Primarni karbonatni strukturni sastojci vapnenaca Vapnenci se sastoje od primarnih karbonatnih strukturnih sastojaka i od naknadno, nakon taloženja u ti j eku dijageueze izhičenih auligenih karbonatnih minerala. Primarnim strukturnim sastojcima pripadaju karbona Ina /.rna ili čestice (particks) i vrlo sitni karbonatni mulj, općenito u vapnencima poznat pod nazivom »mikrit«. To su, dakle, sastojci koji su nastali prije samog taloženja i koji su mehanički taloženi kao karbonatni talog nakon dužeg ili kraćeg prijenosa vodom. Naknadno, nakon taloženja, u tijeku dijageneze izlučeni autigeni karbonatni sastojci vapnenaca jesu kalcitni i aragonitni cementi, kao i neomorf-ni kalciti nastali rekrislalizacijskim procesima, za koje se obično upotrebljava naziv »sparit« ili »sparitni kakit«. O tim sastojcima iscrpnije će bili govora kod dijageueze vapnenaca (odjeljak 9.1,5.1. i 9.1.5.4). Primarni karbonatni strukturni sastojci vapnenaca po svojem postanku mogu biti organskog, odnosno biogenog, anorganskog i mješovito anorgan.sko--organskog porijekla. Striktna podjela na organske i anorganske sastojke nije moguća jer postoji vrlo intimna isprepletenost i međusobna ovisnost organskog i anorganskog načina postanka primarnih strukturnih sastojaka vapnenaca, koju nije uvijek moguće egzaktno razgraničiti. Karbonatni mulj, koji je primjerice, nastao izlučivanjem karbonata anorganskim procesima i karbonatni mulj nastao izlučivanjem zbog asimilacijskih procesa algi i morskih trava međusobno se uopće ne mogu razlikovati, a petrografskim se mikroskopom od tih dvaju tipova mulja ne može razlikovati ni mulj nastao procesima bioerozije. Zbog toga se primarni karbonatni strukturni sastojci vapnenaca obično dijele na skeletne i neskeletne sastojke. SKi-T.HTNI su SASTOJCI vapnenaca oni koji se sastoje od jednog ili više karbonatnih skeleta ili sitnog kršja skeleta ili ljuštura. Za njih je uobičajeni naziv fosil, fosilni detritus, biodetritus ili bioklast, tj. fragment skeleta. NFSKFT TTNI SASTOJCI vapnenaca one su komponente vapnenaca koje ne sadrže skelete ili sitno krŠje skeleta ili ljuštura ili one koje očito ne potječu od skeletnog materijala mikroorganizama, invertebrata ili vapnenackih skeleta biljaka. U ovoj knjizi, bez obzira na organsko ili anorgansko porijeklo, primame karbonatne strukturne sastojke navodimo prema njihovim strukturnim značajkama, načinu i uvjetima postanka uz objašnjenje udjela sudjelovanja anorganskih i/ili organskih procesa u njihovu postanku. Osnovne vrste primarnih karbonatnih strukturnih sastojaka iz grupe zrna ili partikula jesu klasti, peloidi, agregirana ili grejpston zrna (gmpestone), obavljena zrna, tj. ooidi i onkoidi, kor-toidi i bioklasti ih skeletna zrna, tj. fosili. U skupinu primarnih karbonatnih strukturnih sastojaka ubraja se i karbonatni mulj, odnosno mikrit.
9.1.2.1. -Karbonatni mulj - mikrit Za karbonatni mulj, primarni sitnozrnali sastojak vapnenackih taloga koji u litificiranom vapnencu nazivamo mikrit, općenito je primijenjeno nekoliko termina: mikrit (Tolk, 1959), kalcilutit (Grabau, T913J, karbonatni mulj (Dunham,
Vapnerci
187
1962), osnovna masa (Hugel, 1982) ili matriks (Tucker i VVright, 1990). No, be/ obzira na takvu terminološku šarolikost, općeprihvaćeni je termin mikrit, a ostali su termini njegovi sinonimi. Mikrit je danas općenitu shvaćen kao vrlo sitan matriks vapnenaca koji se sastoji od karbonatnih ćestiea ili kristalića promjera < 30 mikrometara, odnosno cestica i kristalića manjih od debljine mikroskopskog izbruska, Termin »micritv uveo je Folk ("1959) i definirao ga kao orloke-mijski sastojak promjera < 4 mikrometara. U tijeku kasnijih istraživanja ustanovljeno je da mikriti mogu sadržavati i čestici? većih dimenzija od 4 mikrometara te da one uglavnom nisu samo ortokemijskog već i drukčijeg, vrlo različitog porijekla. Danas se pod općeprihvaćenim Folkovim terminom ••mikrit" kod mikroskopskih istraživanja vapnenaca razumijeva sav sitnozrnati mehanički i biokemijski taloženi karbonatni materijal s česticama promjera do 30 mikrometara. Neki autori tu granicu spuštaju na 20 mikrometara (Dunham, 1962). 13rojna elektronskomikroskopska istraživanja mikritnih vapnenaca talože-nih u različitim uvjetima i okolišima pokazala su da je većina tih vapnenaca pretežno sastavljena od čestica i kristalića promjera između "1 i 2 mikrometra te da sadrže i veće čestice Zbog toga se, uz opći termin mikrit, još upotrebljavaju i drugi nazivi za njegovu podjelu prema veličini Čestica; - MINIMIKKIT, ako su čestice < od 1 mikrometra (Folk, 1974); - MIKRIT, ako su čestice promjera od 2 do 4 mikrometara i - MIKROSPAR1T, ako su Čestice i kristalići promjera od 5 do 15 mikrometara (Folk, 1959). Termin mikrosparit danas je uglavnom dobio drukčije značenje od prvobitnoga. Naziv mikrosparit najčešće se primjenjuje za označavanje i opis mi-krokristalastih kalcitnih agregata unutar mikrita koji su nastali procesima re-kristalizacije (odjeljak 9.1.5.4) U mikroskopskim izbruscima vapnenaca promatranim običnim polariza-cijskim petrografskim mikroskopom mikrit izgleda kao gusta, u prolaznome svjetlu slabo prozirna kalcitna masa sastavljena od altriomorfnih do hipidio-morfnih kalcitnih kristalića s međusobno ravnim ili svinutim kontaktima (si. 3-22, 9-6F i 9-16). Recentni karbonatni muljevi, kako je to iscrpnije objašnjeno u pogl. 9.1, sas-ioje se od aragonita, Mg-kalcita i l i kalcita, a u vapnencima mikriti su sastavljeni samo od kalcita jer su nestabilni aragonit i Mg-kalcif u tijeku dijageneze transformirati u stabilni kalcit (odjeljak 9.1.5.2). Postanak karbonatnoga mulja, odnosno mikrita u čvrstoj stijeni - vapnencu, predmet je mnogih znanstvenih rasprava zbog različitih tumačenja njegova nastanka. Bez svake je sumnje, međutim, da on može nastati na različite načine od kojih su najvažniji: - kemijsko izlučivanje aragonita u toplim morima (»oblaci aragonitnog mul]a« ili »aragonitne bjeline« - »whitin$s«) - izravna biogena akumulacija sitnih fragmenata skeleta vapnenačkih algi i kokolita (eoceolith) - izlučivanje Ca-karbonata djelatnošću bakterija, posebice bakterija koje reduciraju sulfate, te aktivnošću bakterija koje razgrađuju organske supstancije - izlučivanje sitnih kristalića Ca-karbonala zbog asimilacijskih procesa biljaka
188
Kaikirjlne sedimeJitnt- -iH.:;ene
—mehaničko usitnjavanje skeleta invertebrata —djelatnost endolitnih algi koje buše i razaraju podlogu na kojoj rastu (bioerozija) —akumulacija vrlo sitnog delritusa nastalog proeesima bioerozije vapne-naea koju uzrokuju gljivice, modro zelene alge, zelene alge, spužve, bn-ozoe, moluske, crvi, bođljikaši i artropodi —abrazija i mehaničko usitnjavanje vapnenaca. U svim tim slučajevima mikrit je pravi matriks koji se u obliku sitnoga karbonatnog mulja taložio ili kao čisti sitni karbonatni detritus ili zajedno s krupni j im karbonatnim zrnima, tj. skeletnim i neskeletnim primarnim strukturnim sastojcima, na čemu se i temelje klasifikacije vapnenaca (odjeljak ^.1.4.1. i 9.1.4.2). U vapnencima, međutim, možemo naći i mikrokristalasli kalcil nastao naknadnim rekristalizacijskim procesima ili izlučivanjem mikrokristalastog, mi-kritnog, cementa, koje ne smijemo shvatiti kao matriks, odnosno mikrit (odjeljak 9.1.5.4). Istraživanja recentnih karbonatnih muljeva elektronskim mikroskopom primjerice u Rorida Bayu pokazuju da se 70 - 80% frakcije < 125 mikrometara sastoji od sitnog kršja molusaka, a da u sitnijim frakcijama prevladavaju sitno razdrobljeni, zapravo u sitno karbonatno brašno samljeveni skeleti zelenih algi, gastropoda i pelecipoda. S druge pak sirane, sitni aragonitni muljevi s povećanim sadržajem stroncija uglavnom potječu od usitnjavanja skeleta zelenih algi, a dominantan dio karbonatnih muljeva u Crnom moru sastoji se od vrlo sibiih kokolita i nisu anorganski precipitati (aragonitne bjeline), kako se prije smatralo. Dapače, i poznate »aragonitne bjeline" na Bahamima, koje se sastoje od aragonita i 10 - 20% Mg-kalcita, nisu čisti anorganski precipitati, već su to smjese sitno razdrobljenih skeleta i oko njih kao jezgara izlučenog aragonita (Fu-chtbauer, 1974). Uz mikrit, u vapnencima se često javlja i mikrit s mrvičastom strukturom ili tzv, MRVIČASTI MIKRIT (cloiU'd micrile), odnosno vapnenci »grumulozne strukture« {»slructure grumeieubt'« - Caycux, 1935), koji se sastoji od sitnih, u grudice ili poluzaobljene mrvice promjera od 30 do 150 mikrometara nakupljenih kriptokristalastih čestica i između njih sparitnog kalcita (si. 3-24). Mrvičasti mikrit nastaje kao posljedica sinsedimentaeijskog prerađivanja i pretaložavanja mekanog, rahlog, ali već kohe/ijski povezanog karbonatnog mulja koji je zbog kohezivnih sila nakon pretaložavanja ostao koaguliran u sitne mrvice i nije se dispergirao u pojedinačne sastavne dijelove (Illing, 1954). Ovaj tip mikrita karakterističan je za mirne zaštićene plićake i lagune bez utjecaja jače energije vode. Sparitni kalcit između mrvica u tom je slučaju cement kojim su te mrvice vezane u čvrsti vapnenac. »Grumulozna struktura" vapnenaca može nastati di-jagenetskim procesima pri djelomičnoj rekTistalizaciji mikrita, o čemu se iscrpnije govori u odjeljku 9.1.5.4.
9.1.2.2. Intraklasti i plastiklasti Intraklasti su karbonatna zrna, odnosno fragmenti, nastali unutar sedimenla-eijskog prostora, pretaložavanjem slabije ili jače očvrsnutih karbonatnih taloga neposredno nakon njihova taloženja, a ekstraklasti (ili litoklasti) karbonatna
Uapnenu
189
zrna nastala erozijom i abrazijom starijih vapnenaca, tj. vapnenaca koji su nastali izvan sedimenlacijskog bazena u kojemu se sada talože njihovi ekstraklasti. Stijene koje se pretežno sastoje od ekstraklasta dimenzija pijeska pripadaju klas-tićnim sedimentima, tj. kalklititnim pješčenjacima (odjeljak 6.3.2. i si. 6-6B), a stijene pretežno sastavljene od ekstraklasta ili litoklasta dimenzija > 2 mm bre-čama (pogl. 5.4). Razlikovanje intraklasta od ekstraklasta ili litoklasta u vapnencima vrlo je teško i problematično ako ekstraklasti ne sadrže provodne mikro-fosile. Osnovno pravilo razlikovanja intraklasta od ekstraklasta jest sljedeće: dok intraklasti svojom unutrašnjom gradom, sastavom i strukturom uvijek odgovaraju, s obzirom na uvjete i okoliš taloženja, litofacijes i biofacijes, vapnencima u kojima se pojavljuju jer svi nastali u istome sedimentacijskom prostoru u istoj kronostratigrafskoj jedinici kao i vapnenci u kojima se nalaze dotle kod ekstraklasta ili litoklasta to nije slučaj. Naime, intraklasti nastaju unutar sedimentacijskog okoliša razaranjem i pretaložavanjem tek istaloženih karbonatnih sedimenata pa se ne mogu hitnije razlikovati od sedimenta u podini. Po sastavu, strukturi i biofacijesu i litofacijesu oni obično odgovaraju podinskom sloju ili istodobnome bočnom sloju jer su od njega i nastali. Ekstraklasti koji nastaju trošenjem i erozijom starijih vapnenaca na obalama ili dalje na kopnenome području izvan sedimentacijskog prostora u koji su doneseni vodenim ili gravitacijskim tokovima u pravilu pokazuju bitne razlike u sastavu, flori, fauni i u litofacijesnim značajkama ud vapnenaca U koje su uloženi. Oni, primjerice, mogu nastati pri eroziji jurskih grebenskih vapnenaca na obali ili zaleđu bazena, a taložiti se tijekom tercijara u lagunarnim okolišima. Danas se općenito smatra da intraklasti mogu nastati na različite načine, premda im je zajednička značajka da nastaju unutar sedimentacijskog prostora pretaložavanjem još poluočvrsnutih, tek nešto prije istaloženih karbonatnih sedimenata. Najvažniji svi načini njihova postanka ovi: - Uznemiravanje i pretaložavanje mekanih sedimenata na dnn zbog dje latnosti valova i morskih slruja ili životnom djelatnošću organizama, pri čemu nastaju mekani, plastični intraklasti koji se obično nazivaju PI.AST1KI.ASTI ili, ako su većih dimenzija od dimenzija pijeska, VALUTICF MULJA (-mud pebbles). Za njih su karakteristične plastične deformacije i utiskivanja tvrdih zrna u mek ša zrna koja su zbog toga plastično deformirana. Vapnenci pretežno sastavljeni od krupnijih plastiklasta ili valutica mulja nazivaju se »mud pebble« — konglo merati. To su tipični primjeri intraformacijskih konglomerata u plitkomorskim vapnencima (pogl. 5.3). Životnom djelatnošću organizama koji ruju i prekopavaju mulj, tj. biotur-bacijom sedimenata (tzv. psendointraklasti). - Isušivanjem i pucanjem mulja u plimnom (intertidal) i natplimnom (si/-pratidal) okolišu, tj. nastajanjem desikacijskih pukotinama /bog kojih se pri ponovnim preplavljivanjima kidaju površinski raspucani dijelovi sedimenta i nastali komadi prenose strujama plime i oseke ili valova. Na taj način nastaju i de-sikacijske breče i breče s klinastim fragmentima = »ed$e-wise breccias« (v. pogl. 3.2). - Resedimenlacijom nepotpuno očvrsnutih taloga koji su lokalnim klizanjima i slampovima više ili manje raskinuti i razlomljeni. Intraklasti mogu imati vrlo različite dimenzije, oblik i unutrašnje strukture, što ovisi o sastavu, strukturi i teksturi karbonatnog sedimenta koji je bio razaran i pretaložavan, načinu postanka, energiji vode i dužini trajanja prijenosa zrna prije nego šio su konačno bila istaložena. U nekome intraklastičnom vap-
190
Karbonntne r.ei!imentne slične
nenru intraklasti SLI obično slabo sortirani, slabo du dobro zaobljeni (si. 9-3A, B i C), prom|era od nekoliko desetinki milimetara pa do nekoliko centimetara. Vrlo često imaju mikrilnu, fenestralno-mikritnu, pelmikritnu, biomikritnu, stro-matolitnu, rjeđe i pel.sparitnu, oosparitnu i l i biosparitnu strukturu, a u isto7n uzorku vapnenca obično se pojavljuju s drugim strukturnim tipovima karbo-natnih zrna (si. 9-3C, 9-10B). Ako su dobro sortirani i dobro zaobljeni, vrlo ih je teško, ponegdje i nemoguće, r a z l i k o i a l i od peloida i peleta. 1'oseban tip intraklasta ili ekstra klasta jesu »crne valu tiče« ili »bku k pcbbks« (si. 9-3D) koje su nastale erozijom i pretaložavanjem natplimnih brakičnih ili močvarnih taloga čija je crna boja posljedica povišenog sadržaja organske tvan i pinta nastala djelatnošću bakterija koje reduciraju sulfate. Naime, ako u nekom karbonalnom talogu, koji je izronio u natplimnu zonu (siipnititial), u manjim udubljenjima i depresijama zaostane morska voda, ona će se postupno oslađivati /bog oborinske vode, i l i se u uloknućima nakupi oborinska \oda, stvorit će se okoliš sa značajkama braktične i l i slatkovodne močvare. Karbo-natni taloži u takvu okolišu primaju sve više organske tvari preostale od truljenja močvarnog bilja, ali i sitnih zrnaca pinta kao produkata Životne djelatnosti bakterija koje reduciraju sulfate. Boja taloga postaje sve tamnija, a na kraju i posve crna. Pri postupnu preplavljivanju natplimne zone s takvim močvarnim okolišima, a posebice pri povremenim jačim plimnim strujama i olujnim valovima, natplimni sedimenti, pa i crni močvarni taloži, erodirani su, a odlomljeni komadi i valutice povratnim se strujama prenose i talo/e u udubljenjima ili u plimnim kanalima u natplimnom, plimnom i/ili potplimnom okolišu (si. 13-8). Zbog istodobnog taloženja karbonatnog mulja i manjih količina glinovitog detritusa, koji je donesen sa siipratidala, crni fragmenti i crne valutice dobro su izolirani od oksidacijskih procesa. \:jjhovo je izbljectivanje onemogućene pa se oni fosilno mogu očuvati kao »blnck pebble« ■■ breče (si. 9-3D i 3-3C). Crne valutice i »black pfbble« - breče vrlo su važni indikatori za interpretaciju uvjeta i okoliša taloženja plilkomorskih, osobito penplimnih (=pcritidaJ-nih) vapnenaca jer su dokaz povremenih izronjavanja taloga i/nad srednje razine plime. U vapnencima jadranske i dinarske karbonatne platforme (Adrialik i Dinarik - Herak, 1986) često se pojavljuju u ra z l i č i t i m stratigrafskim jedinicama unutar različitih vapnenaca peritidalnih okoliša koji se odlikuju ritmičnom sedimentacijom i ciklusima oplićavanja naviše (si. 3-3; Tišljar, 1986).
9.1.2.3. Peleti i peJoiđi FeJeti i peloidi kuglasta su, elipsoidna, valjkasta ili vrelenasta karbonatna zrna promjera pretežno od 0,1 do (1,5, rjeđe i do 2 mm, koja se odlikuju mikritnom unutrašnjom strukturom, obično bez bilo kakvih drugih strukturnih karakteristika unutrašnje građe. Sastavljeni su od gusto pakiranog kriptokristalastng do mikrokristalastog karbonata koji sadrži povećan udio organske tvari pa u mikroskopskom izbrusku pokazuju žućkastosineđastu do svijetlosmeđastu boju. Peleti su vrlo važni i česti primarni karbonatni strukturni sastojci plitko-morskih vapnenaca i ranodijagenetskih dolomita, kao i recentnih karbonatnih taloga. Što se tiče načina postanka, postoji više različitih vrsta tih karbonatnih zrnaca: fekalni peleti, algalni peloidi, pseudopeloidi, bahamiti i peletoidi.
y.iynerci
191
Slika 9-3 Iritraklastični vapnenci. A - Intraklastični grejnston (intrasparit) sastavljen od dobro zaobljenih intraklasta mikntne strukture cementiranih mozaičnim druzmm kaicitnim cementom Alb, Peroj južna Istra. Dužina linije - 0.5 mm: B - Intraklastični gicjnston (intrasparit) s dobro zaobljenim mikritnim intraklastima na čijim se površinama izlučio ranodijagenetski vlaknasti kalcitni cement, a u preoslalom dijelu intergranularnih pora nakroknstalasti kalcitni cement (tamno) Titon, Poreo - Istra, nikoli ukrižcni. Dužina linije = 05 mm, C - Skeletno-intraklastični grejnston (biointrasparil) sastavljen od dobro sortiranih i dobro zaobljenih intraklasta i Ijuštunca bentoskih toraminifera. Mozaični druzni kalcitni cement. Koniak, Ližnjan -- Istra Dužina ,inije = C,5 mm; D
Breča s crnun tragmentima {»black pebble breceia«) krupni, loše sortirani i loše zaobl|eni crni in.traklasti ili tzv blsck pebbtes uloženi u mikritni matriks Titon, kamenolom Kirmenjak - Ist'a Dužina linije = 1 cm
192
Karbonat n£ sedimentne sli^rsft
Slika 9-4. PELETNI VAPNE-NCI: A - Peletni grejnston (pe Ispari t) sastavljen od, po obliku, dimenzijama i unutrašnjoj strukturi, jednoličnih fekalnih peleta, koji u uzdužnome presjeku pokazuju elipsoidalni, a u poprečnomu presjeku kružni oblik. Mozaični druzni kalcitni cemenl u intergranularnim porama, a po površini peleta mjestimice i vlaknasti kalcitni cement. Valendis, kamenolom Šošići - Istra. Dužina linije = 0.5 mm; B - Favreina peletni grejnston (pelsparit): Favreina peleti (- fekalni peleti Crustacea) s karakterističnim sitastim rasporedom bijelih kalcitnib točkica u poprečnom ili cjevčica u uzdužnom presjeku. Uz favreine. vapnenac sadrži fragmente skeleta (u središtu) i peloide (desno dolje). Intergranularne pore ispunjene su mozaičnim druznim kalcitnim cementom (bijelo). Neokom, Dinara. Dužina linije = 0,5 mm.
- FEKALNI PELhTI (McKcc & Gutschick, 1969) odlikuju se kuglastim elipsoidnim ili vretenastim do štapićastim i dobro zaobljenim oblicima, obično s tankim, zbog organske tvari tamnim, vanjskim rubom s međusobnim odnosima dužine prema širini 2 ; 1 te u istoj stijeni, dakle, jednom mikroskopskom izbrus-ku, jednoličnim oblikom, dimenzijama (»odlična sortiranost«) i unutrašnjom gradom (si. 9-4). To su zapravo inkrustirani i okamenjeni izmeti, fekalije organizama koji su se branili muljevima, tj. neprobavljeni ostaci karbonatnih mu-Ijeva iz kojih su organizmi u svojem probavnom traktu apsorbirali hranjive sastojke. Najvažniji organizmi koji izlučuju fekalne pelete jesu krustaceje, holoture, gastropođi, crvi, ostrakodi, tunika ti i ribe. Neki od tili organizama mogu u jednome danu izlučiti vrlo veliku količinu fekalnih peleta, kao npr. morski račić Callitmasa major koji na dan izlučuje oko 450 peleta (Tucker i VVright, 1990). Neke vrste fekalnih peleta imaju stalnu, u poprečnome presjeku situ sličnu unutrašnju strukturu koja se u uzdužnome presjeku odlikuje izbrazdanim površinama i sustavom stalnih cjevastih ili poput niti tankih šupljinica ispunjenih kal-citom (si. 9-40). Ta vrsta je fekalnih peleta dugo bila smatrana fosilima pa su dobivali i posebna imena vrsta kao fosili, kao npr. Favreina salevnsis. Favreina-
Vapnunrji
193
-peleti vrlo su česti i obilati sastojci plitkomorskih vapnenaca donje krede u našim Vanjskim Dinariđima (si. 9-415). Fekalni peleti valjkasta oblika s dužom osi više od 2 mm poznati su pod nazivom KOPKOLITI (Folk, 1965), a fekalni peleti koji u poprečnome presjeku imaju rešetu sličnu građu nazivaju se »anomuran coprolitcs« (Flugel, 1982). Fekalni su peleti producirani u svim okolišima taloženja, i u plitkom i u dubljem moru, gdje god su u v e l i k i m množinama živjeli organizmi koji ih izlučuju. No, fosilno se mogu očuvati samo u određenim uvjetima. Zbog toga je njihovo pojavljivanje u vapnencima uvijek važan indikator okoliša i uvjeta taloženja. Premda su bili producirani, često i u velikim količinama, u različitim okolišima, njihovo fosilno očuvanje moguće je uglavnom samo u donjem dijelu plimne zone (ioiv inlertidal) i u najplićem dijelu potplimne zone (shatloiv subtidal) s niskom energijom vode, kao i u natplimnom okolišu (supratidal). U dubljem moru i u plićacima s povišenom energijom vode oni se teško mogu fosilno očuvati, jer se već pri malo jačoj energiji vode prije litifikacije Taspadnu u nevezani karbonatni mulj ili se pak u dubljoj vodi, zbog spore litifikacije i cementaeije, pri prekrivanju novim sedimentima zbijaju i gnječe u karbonatni mulj - mikrit - bez očuvanja svojih kontura i pojedinačnih oblika. Da bi se fekalni peleti fosilno očuvali svaki pojedinačni pelet mora vrlo brzo nakon što je izbačen iz organizma biti intergranularno litificiran ili brzo cementiran, a za to optimalni uvjeti postoje u plitkom moru s niskom energijom vode prezasićene Ca-hidrogenkarbonatom. Jo znači da mora brzo iz mekanog prijeći u kruto zrno, a onda takvo kruto zrno može strujama plime i valova biti preneseno i dalje od samog mjesta postanka. U plitkoj potplimnoj i plimnoj zoni ili u plimnim ravnicma i s niskom energijom vode, kao i u natplimnoj zoni, pojačana je i ubrzana intragranularna litifikacija poleta i njihova intergra-nularna cementacija uzrokovana povećanjem koncentracije C a-hi dro gen karbonata zbog isparavanja vode, a u plimnoj i natplimnoj zoni i zbog isušivanja taloga u tijeku oseke. Pri litifikaciji fekalnih peleta važnu ulogu imaju sastav i količina organske sluzi kojom je karbonatni materijal bio slijepljen u probav-nome traktu organizama koji produciraju pelete, a koja je omogućila da se pelet odmah nakon dodira s vodom ne raspadne u karbonatni mulj. To je ujedno odgovoT na pitanje zašto se fosilno mogu očuvati samo fekalni peleti određenih vrsta organizama, Uobičajeno je da se pod nazivom pelet u svjetskoj literaturi danas uglavnom razumijevaju samo fekalni peleti, a pod nazivom PFLOID sva ostala takva zrnca nastala na neki drugi način.
- ALCALNI PFI.OIDI (Fridman et al., 1973; Wolf, 1965) kuglasta su i po lukuglasta mikritna karbonatna /ma promjera uglavnom od 0,05 do 2 mm, koja sporadično sadrže nejasne algalne strukture, osobito vlakanca algi, a nastala su inkrustaeijama mođrozelenih algi ili razgradnjom produkata različitih cijano-bakterijskih algi. N'ala/e se zajedno s drugim algalnim tvorevina, posebice on-koidima i stromatolitnim korama, pa često i nema jasnih razlika između algalnih peleta i onkoida (»til^nl bali«) koji nemaju jasnu koncentričnu građu (si. ^-7D). Algalni peloidi nastaju različitim inkrustacijskim procesima od kojih su najvažniji: - sferuiitične karbonalne inkrustacije oko kokolifnih mođrozelenih algi, djelomično unutar aigalnih livada, kao što je to slučaj kod recentnih sedimenata
194
Karto n nLn p sertifiier^ne sti|enc
Bahama (Monty, "1967; Gebelein, 1969) ili hiperslanih obalnih hara (Fridman ct al., 1973); - dekom po/, ičijom i đijagenetskim promjenama bioklasta zelenih, crvenih i modro zelenih algi, osobito zbog potpune mikrilizacije (Wolf, 1965), Ij. djelat nosti bakterija koje buše supstrat, o čemu će vise biti govora u odjeljku 9.1.5.3. Za razliku od fekalnih peleta algalni se peloidi odlikuju nepravilnim oblicima i različitim dimenzijama u istom mikroskopskom izbrusku, dakle, nisu unitormnih dimenzija, oblika i unutrašnje strukture. Istraživanja elektronskim mikroskopom pokazuju da se aigalni peloidi, jednako kao i fekalni peleti, sastoje od ckvidimenzionalnih mikritnih čestica promjera od 0,1 do 2 mikrometrn (Flugel, 1982). - PSEUDOPE1 ,OIDl (Fahraeus et al., 1974) poluzaobljena su mikrifna zrna izrazito sitne mikritne unutrašnje strukture promjera od 0,01 do 0,07 mm nastala prerađivanjem i zaobljavanjem već gotovo potpuno litifieiranih karbona-tnih muljeva ili kalcitnih i aragonitnih agregata. Po postanku oni više odgovaraju intraklastima i obično se uvrštavaju u sitne intraklaste (VVilson, 1967). - BAHAMITI IM »BAHAMITNI PF.T-OIDI« (Beales, "1958; Purdy, 1963) poluzaobljena su i uglata zrna mikritne grade, koja u središtu mogu katkad sadržavati manjeviše jasne ostatke centripetalno mi kritiziranih bioklasta i ooida i po tome čine prijelaz prema kortoidima. Nastala su potpunom mikritizacijom cijelih skeleta ili njihovih fragmenata, odnosno bioklasta, ooida ili onkoida djelatnošću cijanobakterija koje buše i razgrađuju svoj supstrat, Osobito su česti u periplimnim vapnencima donje krede jadranske karbonatne platforme (Ti-šljar, 1979a). - PF.IJrTOlDI (Blat et al., 1972) poluzaobljeni su peloidi mikritne unutrašnje građe nastali rekristalizacijskim procesima iz bioklasta i ooida pa se naziv pe-letoid djelomično podudara s terminom pscuđouid i nije našao veću primjenu u sedimentološkoj literaturi. U vapnencima sva je ta zrnca najbolje, za razliku od fekalnih poleta, a zajedno s algalnim peloidima, jednostavno nazvati samo »peloidi« da bi se istaknulo da su nastala na neki drugi način od fekalnih peleta jer je egzaktno utvrđivanje njihova postanka u mikroskopskim i/bruscima vrlo teško. Dakle, pri mikroskopskim istraživanjima vapnenaca polarizacijskim pe-trografskim mikroskopom u najvećem broju slučajeva potrebno je prepoznavanje dvaju osnovnih tipova tih zrna: fekalnih pelela (ili peleta) i peloida. Peleti i peloidi, odnosno peletni i peloidni vapnenci, obilato su rašireni i vrlo česti u mezozojskim plitkomorskim karbonatnim stijenama u našem dinarskom i jadranskom području, tj. u plitkomorskim sedimentima karbonatne platforme (si. 9-4).
9.1.2.4. Obaviijena zrna Pod nazivom »obavijena zrna« (»aiateđ grams«- VVolf, 1960) razumijevaju se karbonatna zrna različitog načina postanka koja se sastoje od vi.še-manje jasnih ovoja oko neke jezgre. Taj se naziv primjenjuje kao dopuna za karbonatna zrna koncentrične građe koja je Folk (1959) nazvao »oolites« jer, osim ooida, uključuje i druga koncentrično građena zrna različita postanka. LI obavijena se zrna ubrajaju OOIIM,.PIZIOIDI, ONKOIDI I KORTOIDI ili »obavljeni bioklasti«. Uz ta četiri glavna genetska tipa obavljenih zrna, u sedimentološkoj se literaturi mogu naći
Vapnenci
195
još i obavijena /ma kojima su dana vrlo različita imena, ali ona uglavnom nisu općeprihvaćena u svjetskoj literaturi jer po postanku pripadaju jednom od četiriju glavnih tipova takvih zrna. Uz ooide, pizoiđc, onkoide i kortoide ili »obavljeno bioklaste«, lako se još spominju: VADOIDI (Peryt, 1983), tj. ooidi nastali u vado/noj zoni; CIJANOIDI (Puding, 1979) kao posebni tip onkoida nastao kal-cifikacijom eijanoficeja; RODOIDI (Peryt, 1983) gomolji su izgrađeni od skeleta crvenili algi (Rhodopln/ta); TUBKROIDI (Fritz, 1958) ili I'UTROIDI (Matyja, 1978) onkoidi su nastali kao rezultat truljenja organske supstancije, a »špiljski biseri« (aivc /AT/S) pizoidi su nastali u špiljama. Dok pojedine tipove obavljenih zrna nazivamo ooidi, onkoidi, pizoidi, va-doidi, cijanoidi i rodoiđi stijene koje se pretežno sastoje od nekih od tih zrna nazivaju se ooliti, onkoliti, pizoliti, vadoliti, cijanoliti ili rudnliti. Dakle, samo stijena, a ne pojedinačna zrna, imaju nastavak »-lit« od »lithos« = kamen.
9.1.2.4.1. Ooidi Ooidi (od grčkog »oon« = jaje, ikra) pravilno su oblikovana, općenito kuglasta do jajolika zrna sastavljena od jezgre i oko nje jednog ili više koncentričnih ovo-ja ili lamina jednolične, ali od lamine do lamine različite, debljine (Kalkowsky, 1908; liling, 1954). Pojedinačne lamine mogu biti tanje na mjestima gdje je jezgra nepravilno ispupčena. Stupanj sferičnosti ooida povećava se od središta prema ruhu zrna, tj. ovčji koji se nalaze neposredno oko jezgre još ocrtavaju konture i oblik jezgre, a oni sve dalje od jezgre imaju tendenciju oblikovanja zrna što bliže obliku kugle. Jezgra ooida obično je pelet, intraklast, odiomak nkflt'ta, Iju.šturica foraminifere i zelene alge i li neki drugi skelet, a kod nekih ooida i detritično zrnce pijeska (kvare, odlomak stijene, fcldspat). S obzirom na strukturnu građu ovo ja ili lamina, kao i dijagenetskih promjena primarne strukture ovoja, razlikujemo sljedeće tipove ooida (si. 9-5): A- OOIDI S NKORIjLNTIRANIM ILI NASUMCH ORIJENTIRANIM KRISTALIMA (ranđamh/-uvidu) odlikuju se ovojima kriptokristalaste strukture koji su sastavljeni od sitnih neorijentiranih i li nasumce raspoređenih kristalića aragonita ili kalcita. Takva struktura ovoja javlja se kod marinskih aragonitnih ooida i može biti primarnog, ali i sekundarnog porijekla. Uglavnom je »nastala procesima mikriti/acije s biogenim utjecajem« (Habrtehis, 1977). Ooida s nasumce orijen-i i r a n i m kristalićima aragonita ima i u slanim jezerima, a onih s kaldtnim kristalićima u slatkovodnim jezerima (Richler, 1983). B - OOIDI S RADIJALNOM ORIJENTACIJOM KRISTALIĆA u ovojima ili la-minama iii tzv. RADIJALNI OOIDI imaju ovojnice ili lamine građene od igličastih, štapićastih ili prizmatičnih kristalića aragonita, Mg-kalcita ili kalcita orijentiranih okomito na ovoj i zrakasto od središta ooida (si. 9-5B. i 9-6A, B). Radijalni su aragonitni ooidi najčešći strukturni t i p recentnih i kvartarnih marinskih ooida nastalih u morskim plićacima sa slabo pokretljivom vodom u doba njihova nastajanja. Radijalni Mg-kaleitni ooidi rijedak su tip ooida. Dosad su pronađeni samo u plei.stocenskim šeltnim sedimentima u Brazilskoj Gvajani i u holocenskim ooidima na Velikom barijernom grebenu Australije, te u slanim je/erima. Primarni radijalni kalcitni ooidi nalaze se u nekim slatkovodnim i bra-kičnim jezerskim okolišima, a sekundarni .su radijalni kalcitni ooidi najčešći strukturni tip ooida u vapnencima gdje su nastali transformacijom iz arago-
196
Karbon atne sedimenlne stijene
Slika 9-5 STHUKUJRN! TIPOVI OOIDA: A - Ooid s neorijentiramm ili nasumce orijentiranim kristalićima u ovojima ili koncentričnim laminama {randomly ooid), B - Radijalni ooid sastavljen od koncentričnih lamina ili ovoja, koje su građene od radijalno orijentiranih štapićastih ili igličastih kristalića {radial ooid); C - Tangencijalni ooid sastavljen od koncentričnih ovoja s tangencijalno orijentiranim igličastim kristalićima [langential ooid); D - Ooid mikrilne građe: koncentrični ovoji ili lamine imaju mikritnij strukturu {micritic ooid); E - Kalcitizirani aragonitni ooid s reliklnom gradom koncentričnih ovoja ili lamina: primarni je aragonit ovo|a transformiran u kalcit uz djelomično zadržavanje primarne strukture; F - in situ kalcitizirani aragonitni ooid, odnosno kalupna šupljina ooida ostala nakon otapanja aragonita u kojoj se sukcesivno s otapanjem aragonita iz ovoia izlučivao mozaični kalcitni cement {oomoidic ooid), G - Kalupni ili oomoldički ooid sa spuštenom jezgrom pri otapanju aragonitnih ovoja. Nakon potpuna otapanja aragonitnin ovoia i spuštanja jezgre iz središta na rub ooida u kalupnoj šupljiru izlučio se druzni kalcitni cement.
nitnili ili Mg-kalcitnih ooida u tijeku dijagenetskih procesa. Ooidi s radijalnom strukturom češće se nalaze u vapnencima taloženim u okolišima u kojima je salinitet bio viši ili niži od normalnih vrijednosti (Fliigel, T9R2). Istraživanja radijalnih ooida u vapnencima elektronskim mikroskopom pokazuju da je kaićima radijalna struktura ooida u vapnencima posljedica primarnoga kalcitnog sastava i primarne radijalne strnkture, tj. da su radijalni kalcitni ooidi i u vapnencima zadržali primarnu strukturu i mineralni sastav (Purser, J969). C - OOIDI S TANCEN'CIJAI.NO ORIJENTIRANIM KRISTALIĆIMA ILI TANCLNCIJALNI OOIDI imaju ovo.je ili lamine izgrađene od štapićastih kristalića aragonita orijentiranih paralelno s površinom ovoja i ovoje ili lamine kriptokris-talaste strukture tako da pokazuju jasnu koncentričnu orijentaciju (si. 9-5C). Tangencijalni aragonitni ooidi karakteristični su za morske plićake s visokom energijom vode, te hiperslana jezera i vruče izvore. D - MIKRITNi se OOIDI odlikuju gustim, kriptokristalastim ovojima ili laminama (si. 95D). To je vrlo čest tip ooida u vapnencima i smatra se da je pretežno sekundarnog podrijetla, tj. nastao dija genetskim procesima u tijeku rane dijageneze, potpunom mikritizacijom tangencijalnih ooida posredovanjem algi i gljivica koje buše podlogu (odjeljak 9.1.5.3) i rekristalizacijom ili kalci-tizaeijom aragonirnih marinskih ooida (Richter, 1983). Mikrimi ooidi mogu nastati i mehaničkim nakupljanjem mulja ili hvatanjem i nakupljanjem sitnih plank-tonskih čestica na sluzave cjevčice cijanoticeja koje su rasle po površini jezgre
337
U B ^n e n c I
i bušile podlogu [»pdagic ooids« - Tenkvns, 1972Jr Obilno se pojavljuju zajedno ?>a sekundarnim ooidima strukturnoga tipa navedenog pod V, T i C E KALCITIZIRANI ARACONlT\"T OOLDL koji poka'/uju reHktnn primarnu strukturu ovoja sastoie se od je/.j^e i mikrnkristalastog kalcJLa u kojemu se mjestimice; još zapada primarna struk l ura i orijentacija aragonitnih knstahca kali su potpuno /.amijenjeni s kalnfom procesima homoak šija Ine transfornim-i JL1 nestabilnog iLiagonila u sLabilni ktde.it (odjeljak 9.1.5.2). Taj strukturni |ip ooida cesto se nala/i u vapnencima i ubraja se u skupinu ooida sa -.ekundarnim strukturama. \ - -\N Lil IL..-. KAl.CITIZIkANI t KM 1)1 sasloji* se nti tanki- vanjske konLLue ooiaa markirane mikritnom ovojnicom i jezgre te miki oki išla Jastog kilcitno£ i'fTnf'nl'rf koji se l^.liiiin na mjestu otopljenih aragonitnih larrina radijalne ili tangencijalne sLruktme {si- 9 5Fk pii Će inu kolci Lili kristali nisu /.adr/.ali orijentaciju i nbhke aragonitnih knstalica jer se je transformacija aragunita u kakit zbivala heterc saksija Ino preko topljhc inedLifa/e, tj. ara^ouit se najprije otopio, a /atitu ,se goto\o odmah na njegovu mjestu izlučio kakit (odjeljak 9.1.5.2). Ovaj stiuk-himi tip ooida fešto se nala/i u vapnencima i mo£c te smatrati posebnim varijetetom oornoldiekih ooida s kojima se redovito pojavljuje u istom uzorku vajincnćioi C OOMOLDICKI OOfDI ili kalupne šupljine ooida ispii njene mozaienim kakitnun cementom posljedica su otapanja primarnoj* aragnnila Eangennjalne ili radijalne orijentacije iz o\oja ili Jamma i na njegovu mjestu izlučivanja kal rilnog remen ta u tijeku d i ja genetskih procesa pod utjecajem meteorskih voda, tj nakon što su ooidi ili vapnenci došli iz morske pod utjecaj slatke vode. Od primarnoj; ontda ostala je samo vanjska kontura markirana tankom mikritnom ovolikom i je/.gra koja je /.bog gravitacije sjjuštena i/, središta ooida na njegov donji rub, a na mjestu otopljenih ovoja ili Jami na. nalazi se mikrokristalasti kal-citni cement (si 9-^C*) skupim oomolrličkih ooida pripadaju i ouidi kod kojih je utopljena samo je/gra, a ILL i ovoji, l.iko da su ooidi sastoje od V.cilu_ilr"iili ovoja radijalne strukture i Lid krupnoga kalo i inog cementa lzJucenog u šupljini nas-taloj otapanjem je/gre ooida (si '.'-^A). - Osim tih, glavnih strukturnih tipova ooida, JOK postoje ■■skršeni i regenerirani ooidi". »povišinski ili jednoovojni ooidi« {sitperhctfll 0"iđa)r •►ooidi obli ka polumjera« {hulf-'V'K'ii oouis) i kompleksni ooidi. L
Postanak uiarinskih iviida Mnogd istra/.i va TI ja nseritnili mar niskih ooida Dahama. i'londe, Perzijskog zalje\ a. Kariba, lamajke i Yucatana po ka/uju da su optimalni uvjeri va. postanak mannskih ooida toj^la, plitka mora sa srednjom godišnjom temperaturom iznad 20 "C i dubinom manjom od 2 ni uza slabu prezasićenost t'a-hidrogorikarbo-natom. ali no i bitno povišenim ^alinttetom K takvim marinskim okolišima nn-/.uo je, osim toga, i j'okrctanje vode u/, povremene promjene intenziteta energije vode. kao i postojanje zrnaca (pelela. inlraklasta, skeleta, fragtiicnatd skeleta, kviirrnih /rnaraj k.>ja služe kan je/^re ooida te pnsutnOSt organizama (bak leiije. alge! koji uklanfaJL, karbonat iz ,\oda. Za na sijanje veeili koliLina t>u]Jj poliebmh da nastane sediment debljine od nekoliko centimetar,' pa do nekoliko decimelara moraju duže postojati ova-ksri uvjeti, t|. j.otrehu.i ie konst.intnost navedenili uvjeta i nkolišd, fii je /.a rast rei_enn-iih maTinških otuda pohebno i/među HHt i I 000 godina (rlu£el. 1962>.
198
Kaibonalne sediinenlne slične
Slika 9-6. OOIDNI I PIZOIDNI VAPNENCU A - Ooidni grejnston (oosparii) sadrži radijalno građene ooide u kojima je unutrašnji ovoj kalcitiziran nakon otapanja aragonita iz ovoja, a ponegdje i jezgre. Mikritni ooid (m) i u peloide potpuno mikritizirani ooidi (p). U inlergranularnim porama izlučen je druzni kalcitni cement. Donji lijas, Mali Halan - Velebit Dužina linije = 1 mm; B - Ooidini grejnston [oosparii) sastavljen od skršenih i regeneriranih ooida s radijalnom građom ovoja. Krhotina ooida poslužila je kao jezgra za stvaranje novog ooida. Uz druzni kalcitni cement mjestimice se nalazi i mikritni matnks. Visokoenergijski plimni prud potopljeni žal - prednji žal - u gornjomalmskim vapnencima otoka Lastovo (Skrivena Luka) Dužina linije = I mm, C - Pizoidni vapnenac (pizoidni grejnston/pekston) sadrži vadozne ooide - pizoide - koji se sastoje od Iragmenata mikrita kao jezgre (mikritni intraklast) i jednog ili više koncentričnih pizoidnih ovoja. Oblik pizoida izravno je uvjetovan oblikom jezgre. Osim druznoga kalcitnog cementa (bijelo), u međuprostorima pizoida nalazi se i mehanički istaloženi vadozni kristalni sitt (donja polovica slike]. Vadozni facijes titon-berijasa okolice Dubrovnika (Hum) Dužina linije = 1 mm; U - Pizoidni grejnston/radston (pizoidni vapnenac) sastavljen od krupnih vadoznih ooida ili pizoida koji kao jezgru sadrže fragment (intraklast) mikrita i oko jezgre dva do tri ovoia. Osim pizoida, vapnenac sadrži i mehanički istaloženi vadozni peletni i knstalni silt kao interni sediment koji se usipavao između pizoida, pri čemu se mjestimično nakupljao i zadržao samo iznad pizoida. Vadozni facijes s vadoznim ritmovima u gornjem malmu Lastova (Skrivena Luka). Dužina linije = 1 mm;
Vap n P n ci
199
Slika 9-b OOIDNI i FizciONi VAPNFNCT (nastavak) E - Vadozni ooidi ili pizoidi sastavljeni od intraklasta kao jezgre i od dva do pet kalcitnih ovoja radijalne strukture. U intergranulamim prostorima izlucen je mozaični kalcitni cement (bijelo) ili vadozni kristalni silt (tamno), a pojedine veće pore samo u donjem dijelu sadrže vadozni kristalni silt u obliku internog sedimenta s geopetalnom građom (VS) U gornjem pak dijelu izlucen je mozaični kalcitni cement, a po svodovima mjestimice i mikrostalaktitni ili gravitacijski (viseći) kalcitni cement (strelice). Vadozni tactjes gornjeg malma Lastova (Skrivena Luka). Dužina linije = imm; F - Šupljine otapanja u peletnom vekstonu ispunjene u donjem dijelu usipavanjem vadoznoga kristalnog silta u obliku laminiranog (gore) i homogenog (dolje) geopetafnoga internog sedimenta. U gornjem dijelu šupljine izlucen je druzni kalcitni cement. Facijes vadoznih vapnenaca, liton berijas. Hum u zaleđu Dubrovnika. Dužina linije = 0,5 mm.
Kod recentnih ooida zapaženo je da se debljina ovoja ili lamina u ooidima povećava porastom dubine vode. Istraživanja fosilnih marinskih ooida pokazuju da više od 70 vol. % ooida ooiitičnih vapnenaca nastaje u morskim plićacima s dubinom vode < 7 m, 40 - 70% na dubini 2-7 mm, a 20 ■■ 40°/. na dubini od 2 do 15 m (Fliigel, 1982). Frcma tome, ooidi su važni indikatori dubine i energije vode, no kod njih moramo paziti jesu li posrijedi autohtoni ili alohtoni, tj. naplavljeni ili doneseni ooidi. U pojedinim tipovima vapnenca zajedno se mogu naći ooidi i mikrit ili ooidi i drugi sastojci koji nisu kao ooidi karakteristični za plićake s pokretljivom vodom. To su alohtoni ooidi naplavljeni i/ susjednih plićaka s pokretljivom vodom. Autohtoni se ooidi odlikuju: većim odstupanjima od kuglastog ili elipsoidnog oblika, debljine su ini lamina manje od promjera jezgre, česta je radijalna struktura lamina, lamine su često nejasno oblikovane, ooidi sadrže mali broj lamina (1-5), jezgre nisu uvijek prisutne ili se ne mogu raspoznati, ooidi su malili dimenzija (0,05 - 0,15 mm) i loše sortirani. Postoje tri teorije kojima se objašnjava postanak ooida, odnosno postanak koncentričnih ovoja ili lamina ooida: mehanički postanak, kemijski postanak i biološ'ki postanak.
200
Karbanalnc sedimentue suiene
1. Teorija mehaničkog postanka ooida svodi se na nastajanje ooida nakupljanjem karboname tvari po modelu »rasta grude snijega« pri neprestanu kotrljanju zrna po dnu morskog plićaka {»snoio-ball mode!« - Sorby, 1879). Ta se teorija nije mogla održati zbog toga što recentni ooidi u mnogim marinskim plićacima imaju intenzivno polirane i habane površine, što je očit dokaz da nisu imali nikakvu mogućnost nakupljanja sitnih čestica po svojim površinama. Osim toga, ovim se modelom ne mnfe objasniti nastajanje ooida s radijalnom građom lamina, tj. lamina koje se sastoje od radijalno orijentiranih kristalića aragonita ili kalcita. 2. Teorija kemijskog postanka ooida nastajanje ooida objašnjava samo kemijskim procesima preko anorganskog izlučivanja aragonita ili kalcita u vodenoj otopini zasićenoj Ca-hi dro gen karbonatom uz stalno kotrljanje zrna po dnu. Tako vjerojatno nastaju mnogi ooidi. Po površini njihovih jezgara, a zatim i ovoja jednostavno su si? izlučivali aragonitni ili kalcitni kristaliči. To je najvjerojatniji način postanka ooida, ali ne i jedini, jer poslije pri sudaranju zrna i njihovoj abraziji on može biti spriječen ili izmijenjen kako to pokazuju rezultati eksperimentalnog dobivanja ooida kemijskim procesom (Deelman, 1978). 3. Teorija biološkog postanka ooida tumači postanak ooida biokemijskim procesima cijanoficejskih bakterija i algi, tj. da ovoji ooida nastaju izlučivanjem aragonita ili kalcita posredovanjem životnih procesa mikroorganizama, kao što su izlučivanje karbonata asimilacijskim procesima, djelatnost bakterija i kata-lizacijsko djelovanje organske supstancije, trna čvrstih dokaza da biološki procesi i prisutnost organske supstancije imaju važnu ulogu pri postanku ooida. Iscrpna istaživanja recentnih marinskih tangencijalno građenih ooida pokazala su da su aragonitni štapićasti kristalići i sitne nano-čestice od kojih su sastavljeni ovoji jednaki onima koji se nalaze zajedno s cijanobakterijskim ili s alganim sluzavim filmovima po površinama ooida ili ooidima (Pabricius, "1977; Gaifev, 1983). To upućuje na to da je postanak ooida povezan s djelatnošću mikroorganizama ili utjecajem bioloških procesa u vezi s organskom supstancijom. U prilog tome govore i rezultati pokusa kojima su u laboratoriju si-rnulacijom uvjeta sličnih marinskom plićaku sa slabom pokretljivošću vode dobiveni iz morske vode prezasićene Ca-hi dro gen karbona tom, koja je sadržavala humusne kiseline uspjfšno dobiveni ooidi s radijalnim i tangencijalnim arago-nitnim i visokomagnezijskokalcitnim ovojima. Kada voda nije sadržavala humusne kiseline, u istim uvjetima takvi se ooidi nisu stvarali, ali su dobiveni ooidi s tangencijalnom građom ovoja kad su simulirani uvjeti »vrlo pokretljive vode« (Davies at al., 1978). Do danas nije jednoznačno potvrđeno mogu li ooidi nastati samo anorganskim kemijskim procesima ili samo biološkim procesima, ili pak njihovom kombinacijom i međudjelovanjem. Bez obzira na to da li pri tvorbi ooida prevladavaju, anorganski kemijski ili biološki čimbenici, točno definirani uvjeti i okoliši u kojima nastaju recentni marinski ooidi, koji su ovdje detaljno opisani nesto prije, jasno upućuju na to da su i ooidi u geološkoj prošlosti, tj. ooidi vapnenaca, nastajali u sličnim ili istim uvjetima i okolišima. Prema tome, pojava ooidnih vapnenaca, odnosno oolita, ima vrlo važnu ulogu za rekonstrukciju uvjeta i okoliša taloženja, osobito s obzirom na dubinu, salinitet i energiju vode, paleoklimu i paleomorfologiju seđimentacijskog bazena. Pri sedimentološkim istraživanjima vapnenaca stoga moramo uvijek biti sigurni jesu li ooidi autohtonog ili alohtonog porijekla. U našim plitkomorskim karbonatnim plat-
Vapnenci
201
f omiškim sedimentima ooidi su vapnenci posebno česti u li jašu, donjem dogeru i u gornjem malmu (Tiši jar i Volić, 1991). Slatkovodni i terestiČki ooidi Ooidi mogu nastati i u slatkim vodama, špiljama, na izvorima termalnih voda, u kalkretnim korama, u vadoznoj zoni i hiperslanim jezerima. Ooidi nastali u kalkretnim korama ili u tzv. calichr sedimentima, u vadoznoj zoni i špiljama (»špiljski biseri«, »caiv pcrls«) u ovoj su knjizi svrstani u podtip ooida pod nazivom pizoidi (v. odjeljak 9.1.2.4.2). Slatkovodni ooidi, tj. ooidi nastali u rijekama, jezerima i u vrućim izvorima nemaju neko šire sedimentoluško i petrogenetsko značenju, premda se lokalno mogu pojaviti u znatnim količinama. Poznati su riječni ooidi iz krede Texasa (Me Gannon, 1975), jezerski slatkovodni ooidi iz trijasa Virginije i eocena Utaha (Carozzi, 1964), a tangencijalni aragonitni ooidi vrućih izvora Karlovih Varv (Sorbv, 1879).
9.1,2,4.2. Pizoidni ooidi ili pizoidi Termin »pizoid« iii »pizoidni ooid« dugo je bio sinonim za ooide promjera većeg od 2 mm (Leighton i Fendexter, 1962), a u novije se vrijeme sve više odnosi samo na nemarinske ooide, odnosno ooide nastale u terestičkim okolišima i u vadoznoj zoni jer je za interpretaciju okoliša i uvjeta taloženja karbonatnib stijena izuzetno važno razlikovanje marinskih od terestičkih kalkretnih i vado-znih ooida. Ovi posljednji u literaturi imaju različite nazive (ctive perls - »dtagenelkal ooids« - Siesser, 1973; »ralrrcte ooids« - Rcad, 1974; Esteban, 1976; »va-dose pisoids« - Ditnham, 1969; »vađnw ooids« - Harrison, 1977; »pisoids« - Flugel, 1982; Tucker i VVright, 1990; »vadoids«- Peryt, 1983). Pizoidi su, dakle, obavijena zrna vrlo slična ooidima, koja, za razliku od ooida, nisu primarni strukturni sastojci vapnenaca, već su nastali u tijeku di-jagenetskih procesa u špiljama, kalkretnim korama i u vadoznoj zoni, dakle, pod utjecajem i djeltnanjem slatke i l i osladene vode na kopnu ili u rubnim zonama marinskih i terestičkih okoliša te u vadoznoj zoni oko hiperslanih sa-lina. Odlikuju se jasno vidljivom pravilnom koncentričnom građom lamina oko neke jezgre, jezgra oko koje se nalazi jedan ili više ovoja - lamina najčešće je fragment vapnenca, drugi pizoid i li fragment pizoida, a, za razliku od onkoida, nikada skelet ili fragment skeleta (si. 9-6C-F). Lamine su im gusto zbijene, pravilno koncentrične oko jezgre, a broj lamina varim od jedne do desetak i više, ovisno o načinu i uvjetima postanka pizoida. Pizoidi nastali u uvjetima stvaranja karbonatnib kora (calicht' pisoids) obično imaju samo jednu do dvije, a oni nastali u vadoznoj zoni jednu, a ponegdje i više od desetak, lamina (si. 9-6C i H). Zbog toga što su lamine pizoida nastale u tijeku dijageneze, a ne prije ili za vrijeme taloženja, često se mogu naći pizoidi s laminama prekinutim na mjestu gdje je jezgra bila u dodiru s okolnim sedimentom. Oblik pizoida LI prvome redu ovisi o obliku zrna koje je poslužilo kao jezgra, a zatim i o uvjetima i načinu postanka. Pizoidi nastali u špiljama, odnosno tzv. špiljski biseri, kao i pizoidi nastali u gejzirima, u vrućoj pokretljivoj vodi, imaju pravilan kuglasti oblik, a pizoidi nastali u vadoznoj zoni i u mirnoj, nepokretnoj vodi nepravilan oblik jezgre koji se prenosi i na lamine, tj. na vanjski oblik pizoida (si. 9-6C, D i ¥.). U vapnencu u kojemu se pojavljuju pizoidi mogu
202
Kaibanalne sedimeiiliie stijene
imati obrnutu gradaciju ili mogu biti razlomljeni. Razlomljoni su pizoidi posljedica procesa isušivanja i pretalo/avanja sedimenta u kojemu se stvaraju pizoidi. U mikroskopskom izbrusku vapnenca koji sadrži pizoide, uz njih obično nalazimo i druge vadozne tvorevine poput mehanički istalo/enog internog sentimenta ili t/v. vadoznoga kristalnog silta (si. 9-6C, li i F) ili vadoznoga poletnog silta (sl.9-6D-F), kao i mikrostalaklhnog i/ili meniskusnog cementa (si. 9-6E i odjeljak 9.1.5.1), po čemu se lako ra/.likuju od marinskih ooida. Pi/oidi, a posebice vadozni i kalkretni, nastaju kemijskim izlučivanjem Cakarbonata oko fragmenata vapnenaca koji su nastali pucanjem sedimenta zbog isušivanja, nepotpuna otapanja ili pretaložav.inja, u uvjetima jakog isparavanja pome vode. Ta se voda (u kalkretnim korama i u slatkovodnoj vadoznoj /oni obično oborinska voda) otapanjem karbonata zasitila Ca-hidrogenkarbonatom pa se njezinim isparavanjem izlučuje karbonat, tj. kaleit. Vadozni pizoidi mogu nastati i u hiperslanim okolišima i u slatkovodnim okolišima izloženim suba-erskim uvjetima te pri kapilarnom penjanju temeljne vode i pri procjeđivanju i kapanju vode. Pravilna determinacija pizoida i njihovo razlikovanje od marinskih ili jezerskih ooida ima izuzetno veliku važnost kod interpretacije okoliša i uvjeta taloženja vapnenaca. Česte pojave pi/.oidnih ili vadoznih ooida u plitkovodnim marinskim vapnencima jadranske karbonatne platforme očit su dokaz kratkotrajna izronjavanja vapnenačkoga taloga iznad srednje razine plime uz stvaranje vadoznih ili subaerskih uvjeta ili pak kratkotrajnih emer/ija (Tišljar, 1979b. 1983), o čemu će više govora biti u pogl. 13.4. 9.1.2.4.3. Onkoidi Onkoidi ( od grčke riječi »onehos« = gruda, kvržica) obavijena su zrna nepravilno grudasta oblika s karbonatnim ovojem od nepravilnih mikritnih lamina koje djelomično naliježu jedne preko drugih, obično bez jasne koncentrične građe, a mogu sadržavati ostatke organskih struktura jer su nastali biogenim oblaganjem neke čvrste jezgTe djelatnošću algi, prije svega cijanoficeja i rodoficeja, i inkrustirajučih foraminifera te mehaničkim nakupljanjima mikritnih ovoja. U odnosu na originalnu definiciju onkoida koju je dao Heim (1916) »onkoid je sferoidno zrno S režnjevima nekoncentričnog slijeda više-manje koncentričnih lamina« ili Pia (1927) »onkoliti su samostalne nodule u stijeni bez neke jasne organske strukture, koje često obfažu neko strano tijelo, a pripadaju spongio-stromatskim modrozelenim algama« ova definicija onkoida bitno je proširena. Ona obuhvaća sva zrna nastala biogenim nakupljanjima karbonata cijanoficejama i rodoficejama, kao i zrna s više ili manje ne koncentričnim nakupljanjima karbonatnoga mulja oko neke jezgre (Flugel, 1982). NajćeŠči tipovi onkoida u vapnencima pripadaju biogenom oblaganju zrna u/, sudjelovanje različitih inkrustirajučih organizama kao što su alge, posebice cijanofic-eje i koraste koralinacejc, foraminiferc, brio/.oe i serpuliti. Mnogi su onkoidi obavijena zrna koja se sastoje od više takvih organizama, a većina, ali ne svi, onkoidi sadrže jasno uočljivu jezgru oko koje su nastala takva biogena nakupljanja sitnoga karbonatnog materijala (si. 9-7A, B i C i 4-14). Biogena su nakupljanja posljedica hvatanja i sljepljivanja sitnih čestica karbonatnog sedimenta na površinu sluzavih hitinskih vlakanaca algi ili izvansta-
Vapnencu
203
Slika 9-7. ONKOIUNI VAPNENCU A - Algalni onkoid s kriptokristalastim nepravilno koncentričnim i nejednako deDelim cijanolicejskim ovojima Trijas, Senjsko bilo. Dužina linije - 0,4 mm; B - Algalni onkoid koncentrične građe, tj. onkoid tipa C. Oblik onkoida uvjetovan je oblikom jezgre - intraklasta. Onkoidni radstone/tloutstone (onkosparrudit do onkomikrudii). Neokom, Biokovo. Dužina linije = 0,5 mm; C - Dio velikog onkoida koji kao jezgru sadrži skelet zelene alge Bacinella irregularis oko koje se nalazi nejednako debeli kriptoknstalasti ovoj s ostacima kalupnib šupljimca vlakanaca modrozelenih algi nastao hvatanjem mulja na njihovu sluz, a dijelom vjerojatno i procesima mikritizacije. Onkolit donjeg apta zapadne Istre - kamenolom Lakovići. Dužina linije = 1 mm, D Mikritni onkojd bez jasne koncentrične građe (-algalna lopta«) nastao hvatanjem i lijepljenjem mulja po površini "filca- pojedinačnih ousenčića cijanoficejskih algi kojih su se vlakanca očuvala u obliku ka'Upnih šupljinica ispunjenih kalcitnim cementom (bijele crvolike cjevčice). Onkolitm vekston (on ko mi krit) iz valendisa Limske drage Istra. Dužina linije = 0,2 mm.
riičnog izlučivanja Ca-karbonara u sluzavom hitinskom dijelu algi izvan pravoga algalnog skeleta. Neka rnikritna oblaganja mogu biti rezultat kale i tika čije vjakanaca mrtvih endolitnih mikrobakterija na površini podloge na kojoj su ra-
204
Karbanatne sedimenlne stijene
sli endihlni organizmi. Prema tome, po načinu postanka onkoidi su srodni sa jjtroma toli tima, ali i adresiranim zrncima i kortoidima. Međutim, onkoidi se pojavljuju kao tvorevine morfološke i ekološke prilagodbe inkrusti raju čin organizama na mekanome dnu i/ili okolišima s niskom energijom vode, a pravi se LLH-stromatoliti općenito pojavljuju na čvrstome tlu, a SH-strornatoliti u okolišima s višom energijom vode (Monty, 1972). Onkoidi u vapnencima i/, du-L'ievotimli okoliša (Jenkyns, 1.972; Massari, "]9S3) nisu nastali biogenim nakupljanjima, nego mehaničkim nakupljanjem mulja na neko zrno po »mehanizmu grude snijega«. Onkoidi se sastoje od vrlo silnih mikrirnih (obično »minimikritnih« ili »kriptokristalastih«) lamina u kojima u pojedinim slučajevima nalazimo i sitna silidklastična zrna dimenzija silta i sitnog pijeska, sericit ili Fe-hidrokside. Pojedinačne lamine ili ovojnice onkoida mogu biti valovite ili naborane s nabo-rima blago orijentiranim prema središtu jezgre. Kao jezgra onkoida najčešće se pojavljuju bioklast, inlraklast. skelet i l i manji onkoid, odnosno više manjih međusobno slijepljenih onkoida (si. 9-7) Onkoidi mogu Lmaii vrlu različite oblike, od pravilnih koncentričnih kugi?.slili do potpuno nep'ivilno-grudnstih i bubrežastih jer njihov oblik ovisi o l^me imaju li ili nemaju je/gru, kakav ]e o )l i k te jezgre, kao i o tome na koji na^m i u kojem su smjeru brže rasla cijanoficejska vlakanca, kakav je bio donos sitnog sedimenta i kakav je bio učinak abrazije površine zrna pri njegovu prevrtanju i prijenosu strujama plime, oseke i valovima. Ako onkoidi nemaju jezgru ili je ona mala, tada im je oblik obično kuglast, a građa više-manje koncentrična. Ako sadrže krupnu jezgru, plosnatog ili pločastog oblika, što je čest slučaj kad je jezgra bioklast Školjke ili puža, onkoid ima izduženi, plosnati oblik. U pogiedu morfoloških karakteristika onkoidi su klasificirani u tri osnovna tipa (Logan et al., 1964; Rodwanski i Szulezevvski, 1966), kako lo prikazuje si. 9-8. - ONKOIDI TIPA C imaju oko jezgre koncentrične slojeve ili lamine, a oblik im ovisi o obliku jezgre. Ta/ tip onkoida upozorava na kontinuirani rast cijano-bakterijskih algi po površini jezgre I na neprestano jednolično nakupljanje sedimenta po cijeloj površini jezgre kao posljedice njezina kontinuiranog laganog i razmjerno sporog prevrtanja u lagunama i plićacima s blago, ali permanentno pokretljivom vodom.
Slika 9-8. Tri osnovna morfološka tipa onkoida: tip C ili koncentrično građeni onkoidi (concentrically oneoiđ), lip R ili nejednolično ispupceni onkoidi (randomty oneoid) i lip I invertni ili prevrnuti onkoidi (inverleć oneoid)
u'a|inenti
205
- ONKOIDI TIPA R odlikuju se slojevima ili laminama kupolasta oblika, jer im je rast u različitim smjerovima bio različit, ovisno o uvjetima od kojih su najvažniji neravnomjerno prevrtanje zrna, različita brzina rasta cijanobakterija i količine uhvaćenoj; i slijepljenoga karbonatnog mulja na sluzave hitinske fi-lamentc algi. ~ ONKOIDI TIPA I odlikuju se polukružnim oblikom slojeva ili lamina kao posljedice rasta cijanobakterija smo na jednoj strani onkoida ili abrazije lamina djelatnošću valova i nakupljanja algi i uhvaćenog sedimenta samo na onoj strani koja nije bila izložena abraziji i eroziji. Ako su vremenski razmaci od prevrtanja zrna s jedne na drugu stranu bili dugotrajni, tada su cijanobakterije rasle samo na gornjoj polovici zrna pa će se stvarati lamine polukružna oblika samo na toj sirani onkoida (si. 9-8). Taj tip onkoida nastaje u mirnim niskoenergijskim plićacima i lagunama, koji samo povremeno kod olujnih valova imaju dovoljno visoku energiju vode za prevrtanje i pokretanje onkoida koji u pravilu imaju veće dimenzije (1 - 100 mm). Oblik i morfologija onkoida općenito su posljedica odnosa brzine rasla cijanoficeja i drugih inkrusttrajućih organizama i intenziteta hvatanja i sljeplji-vanja uhvaćenog i izlučenog karbonata na sluzava hitinska viakanca organizama, kao i odnosa brzine prevrtanja onkoida i jačine abrazije njihovih površina u ovisnosti o energiji vode, Općenito, onkoidi kuglasta oblika s tanjim koncentričnim laminastim ovojima nastaju u okolišima s pojačanom energijom vode u uvjetima permanentnog ali blagog prevrtanja zrna, a što je oblik onkoida više nepravilno grudast s polukružnom laminastom građom, to je okoliš bio mirniji uz samo povremeno prevrtanje onkoida kod jačih struja ili valova. Prema postanku, odnosno vrsti organizama koji su sudjelovali u biogenom nakupljanju onkoida, razlikuju se sljedeće genetske skupine onkoida (Fliigel (1982): 1. ALGALN1 ONKOIDI:
Aigalni su onkoidi nastali biogenim nakupljanjima karbonata posredovanjem cijanofieeja ili rodofieeja. U nas se u velikim količinama i vrlo Često nalaze u mezozojskim platformnim vapnencima u jadranskom i dinarskom području (si. 9-7. i 414). Aigalni onkoidi rodofieeja vrlo su čest tip recentnih, a i fosilnih onkoida u vapnencima, primjerice, u litotamnijskim vapnencima. Rodoficejski aigalni onkoidi ili »rodoidi«, ili »rodoliti« (rhodolites) kad govorimo o stijeni, nastali su nakupljanjima crvenih algi u okolišima s visokom energijom vode. Kedovito ih nala/imo unutar badenskih litotamnijskih i biokalkarenitnih vapnenaca. Skupini porostromatskih algalnih onkoida pripadaju i poznati onkoidi Cir-vanella i OrtoueUa karbonskih i permskih vapnenaca. 2. ZOOGFNI FORAMIN1PFRSKO-AI.GALNI ONKOIDI: Onkoidi ove genetske skupine nastaju biogenim nakupljanjima i oblaganjima inkrustirajueih foraminifera i algi oko jezgre. Poznati primjeri takvih onkoida jesu onkoidi Ostigia i »Spherncođiitm«. 3. MIKKI'INI ONKOIDI
Mikritni onkoidi nastaju inkrustacijskim procesima algi koje se fosilno ne mogu očuvati, sljepljivanjem m i k r i t n i h zrna na površini pusta ili »hica« algi
206
Karbonata? sedimenlne slif&ne
(mikritne prevlake ili »Mikrithullen« - Bachamann, 1973), odnosno na pojedinačne busenčiće mođrozelenih algi (»algalne lopte«, si. 9-7D] te mikritiz.acij-skim procesima cijjanobakterija, algi i gljivica koje buše supstrat (»circuiiicrast^f - Wolf, 1965). Mikritni su onkoidi vrlo česti i obilno prisutni sastojci mnogih paleozojskih i mezozojskih vapnenaca i očuvali su tipičnu mjkrhnu ili spužvas-tu građu kao posljedicu brojnih kalupnih šupijinica vlakanaca mođrozelenih algi. To su »spužvasti onkoidi" sa spongiostromatskom gradom (spong\/ oncoids) ili, ako pokazuju sitne cjevčice mikritnih stijenki promjera < 11)0 mikrometara, to su »onkoidi s porostromatskom građom« (Monty, 1981). Porostroinatske cjevčice vjerojatno su kalcificirani cijanobakterijski Mlinski Hlamenti. Onkoidi s porosrro ma tskom i spužvastom građom nisu po postanku prava obavijena zrna, već su to kalcificiranc cijanoficejske alge pa takav tip onkoida nazivamo »cijanoidni onkoidi« (»cyanoids« - Kiđing, 1983). Slično kao ooidi, i onkoidi su dobri indikatori uvjeta i okoliša taloženja. Pretežan broj marinskih cijanoficcjskih onkoida, koji se nala/e u palco/ojskim i mezozojskim vapnencima, nastali su u vrlo plitkom moru, uglavnom u lagunama i plitkim potplimnim okolišima. Optimalni uvjeti za nastanak onkoida jesu zaštićeni plićaci i lagune s niskom energijom vode i malom brzinom akumulacije taloga jer kod brze sedimenta ci je prije dođe do zatrpavanja onkoida nego Sto traje njihov rast, a, osim toga, brza sedimentacija sprečava rast organizama koji sudjeluju u biogenoj akumulaciji karbonata i u rastu onkoida. S druge pak strane, visoka energija vode abrazijom površine zrna onemogućava rast cijanobakterija i rast onkoida. Recentni marinski onkoidi pretežno nastaju vi donjoj plimnoj i gornjoj potplimnoj zoni (donji intertidal do gornji sub-tidal) i dubine od 0,5 do 3 m sa sporim strujanjem vode (Flugel, 1982). Osim u marinskim, onkoidi nastaju i u slatkovodnim jezerskim i riječnim, kao i hiperslanim okolišima kao što su obalne močvare, riječni pješčani prudovi, plitka jezera i mirni riječni tokovi.
9.1.2.5. Kortoidi ili obavijctii bioklasti Kortoidi ili obavijeni bioklasti zrna su koja se sastoje od fragmenta nekog skeleta, tj. bioklasta, i tanje ili deblje mikritne ovojnice po površini takvog zrna (si. 9-9). Naziv »cortoids« (od latinskog »cortex« = kora) upotrijebio je Fliigel (1982) za zaobljene bioklaste i peloide koji po površini imaju mikritnu ovojnicu {»micrite envelope« Bamurst, 1966) koja je nastala djelatnošću cijanoficeja, klo-roficeja i gljivica koje buše podlogu na kojoj rastu, tj. procesima mikritiz.acije (v. odjeljak 9.1.5.3). Pri životnoj aktivnosti tih organizama koji nastanjuju površine zrna nastaju sitne bušotinice promjera od 2 do 30 mikrometara cjevasta oblika koje se nakon uginuća organizama ispunjavaju gustim, sitnim mikritom (si. 9-22.. i 9-9). Taj je mikrit vjerojatno produkt izlučivanja karbonata posredovanjem bakterija. S obzirom na način postanka mikritne ovojnice oko bioklasta, kortoidi iii obavijeni bioklasti (»coa!ed shelk« - VVillson, 1967) razlikuju se od onkoida nastalih hvatanjem i lijepljenjem karbonamog mulja na vlakanca i sluz mođrozelenih algi i cijanobakterija ili nastalih inkrustacijskim procesima rodoficeja ili inkrustirajućih foraminifera.
Vapnenni
207
Slika 9-9 BIOKLAST1ČNI VAPNENCI: A - Kortoid ili »obavi|eni bioklast« fragmenta skeleta Cladocoropsis mirabilisa s debelom mikritnom ovojnicom nasialom djelatnošću bakterija koje buše podlogu. Ooidno-bioklastični radston (biosparrudit! iz na plimskom prudu ritmično laloženih, vapnenaca kimendža zapadne Istre, Muca kod Rovinja, si 13-9 (Muca tidal bar facies - Tišljar 8 Velić, 1987) Dužina linije = 1 mm; B - Kokinski vapnenac (coquinay kortoid nastao mikritizacijom površine bioklasta rudistne ljušture (strelica) i bioklast gastropoda (desno gore) markiran samo mikritnom ovojnicom jer je primarni aragonit stijenke otopljen, a na njegovu se mjestu izlučio kalcitni cement (svijetla unutrašnjost bioklasta). Cenoman, kamenolom Pećine - južna Istra. Dužina linije - 1 mm.
Kortoidi ili obavijeni bioklasti dobri su indikatori uvjeta i okoliša taloženja jer uglavnom nastaju u morskim plićacima s dubinom vode ne većom od 15 do 20 m, i to prije svega u mirnim, zaštićenim plićacima i lagunama jer se u vodi visoke energije, zbog habanja i abrazije površine zrna, alge, bakterije i gljivice koje buše podlogu ne mogu nastaniti po površinama zrna koja se neprestano taru i sudaraju jedna preko drugih. Međutim, kortoide u pravilu nalazimo i u vapnencima (grejnston, radslon) taloženim na plimnim prudovima i plićacima s visokom energijom vode i konstantnom djelatnošću valova, ali tu su oni dospjeli nakon naplavljivanja i nabacivanja jakim plimnim strujama i olujnim valovima i/ obližnjih zaštićenih plićaka ili zagrebenskih i lagunarnih okoliša (v. odjeljak 13.7.1).
9.1.2.6. Agregirana zrna Agregirana zrna (aggit'gtitr grtiim) karbonatna su zrna sastavljena od više međusobno nakupljenih, mikritom ili spari tom spojenih manjih zma koja su nastala algalnim sljepljivanjima ili izlučivanjima cementa njihovom djelatnošću, odnosno biomincrnlizarijom.
208
Karbonalne sedimentne sliiene
Slika 9-10. ONKOIDNI I INTRAKLASTIĆNI VAPNENCI S AGRCGIRANIM ZRNIMA: A - Onkoidni vapnenac (onkospant, onkoidni grejnstone) s agregiranim zrnom koje se sastoji od više međusobno algalnorn sluzi (?) si |epl|enih manjih algalnih onkoida i peloida ili fekalnih peleta. Između zrna izlučen 2 druzni kalcitni cement, a po površini zrna tanki rub vlaknastog kalcitnog cen.enta. Gornji titon. Poreč - Istra. Dužina linije = 0,5 mm; B - Intraklastično-pizoidni radston sastavljen od intraklasta fl) 1 agregiranih zrna koja se sastoje od više manjih slijepljenih peleta. onkoida i intraklasta. Oko zrna se nalazi pizoidni ovoj, a u međuzrnskim porama vadozni kristalni silt. Po stijenkama pora izlučen je ranodijagenetski vlaknasti te u preostalom dijelu pora makrokristalasti druzni kalcilni cement. Agregirana zrna i intraklasti olujnim su valovima i olujnim plimama nabačeni na gornji dio plimne i natplimne zone (sup'Btida!) i tu je u uvjetima vadozne dijageneze po njihovim površinama nastao pizoidni ovo|, a zatim se u pore usipavao vadozni kristalni silt. Nakon ponovna preplavljivanja taloga u intergranularnim porama izlučuje se vlaknasti a potom i druzni kalcitni cement. Vapnenac iz završnoga dijela ciklusa oplićavanja naviše ("Desikacijski i vadozni ciklusi« - Tišl|ar et al. 1983) u gornjem titonu Istre, Funtana. Dužina linije = 0,5 mm
Agregirana zrna obično imaju nepravilan oblik i varijabilnu unutrašnju gradu (si. 910). S ob/.irom na oblik i unutrašnju građu kod recentnih agregatnih zrna, različiti im autori daju različite nazive: Nepravilno oblikovana zrna, poznata su pod nazivom lumps {llling, 1954). Gmpestone-zrna (»grape« - grožđe) sastavljena su od više kuglastih zrnaca tako da su slična grožđu (llling, 1954) ili, ako takva agregirana zrna imaju tanki površinski ovoj (si. 9-10A), poznata su kao »botriodiil himps« (VVilson, 1967), a ako su nastala sljepljivanjem sitnih zrnaca djclatnošču algi nazivaju se »algal himps«. Kao sitna zrnca u agregiranim zrnima obično se pojavljuju međusobno slijepljeni peleti, peloiđi, sitni algalni onkoidi, intraklasti i, rjeđe, ooidi. Agregirana se zrna općenito nalaze samo u plitkomorskini potplimnim i plimnim (peritiđctl) okolišima s niskom energijom vode do dubine ne veće od 10 ni i s vrlo niskim intenzitetom akumulacije karbonatnog mulja i drugoga karbonatnog sedimenta te u brakičnim ili bočatim vodama u plimnim zonama.
Vapnenci
209
9.1.2.7. Fosili: mineralogija skeleta i ekologija Fosili, odnosno skeleti i ljušturice organizama i l i njihovi krupniji i sitniji fragmenti - bioklasti kod većine su vapnenaca značajne ili bitne primarne strukturne komponente. U vapnencima oni se pojavljuju kao: - bioklasti, tj. krupniji ili sitniji fragmenti skeleta i ljuštura - cijeli skeleti i ljušturice koji su prije taloženja bili prenošeni vodenim strujama, plimom i valovima i - skeleti ili ljušturice lilificirani na svojem staništu u položaju rasta, odnosno ni situ. 9.1.2.7.1. Terminologija fosilifernih vapnenaca: kokine, biostrome i bioherme U svakom od prije spomenutih triju načina pojavljivanja fosila nastaju vapnenci strogo određenih strukturnih i teksturnih odlika, koje su izravna posljedica ekoloških, sedimentoloskih i hidrodinamskih uvjeta i okoliša taloženja pa su i vapnenci pretežno sastavljeni od fosila jedne od tih triju skupina dobili posebna imena i sedimentološko-petrološke nazive, za razliku od paleontoloških naziva vapnenaca. Pri paleontološkom imenovanju vapnenaca Stijena dobije ime po prevladavajućoj vrsti fosila ili pu najvažnijoj provodnoj vrsti fosila koju vapnenac sadrži, npr. rudistni, foraminiferski, cefalopodni, brahiopodni vapnenci, odnosno diploporni, micijski, salpingoporelski, alveolinski, numulitni, khpefn-ski vapnenci itd. Sedimentološko i petaigrafsko označavanje vapnenaca osniva se na teksturnim, strukturnim i genetskim značajkama skeletnih vapnenaca, tj. vapnenaca koji se sastoje od skeleta organizama ili od njihovih fragmenata -bioklasta. Vapnenci koji su pretežno sastavljeni od bioklasta općenito se nazivaju 131-OKLASTIČN1 VAPNENCI, a vapnenci koji sadrže i bioklaste, ali i cijele transportirane, skelete i ljušturice SKELETNI VAPNENCI (si. 9-12). Za bioklastične i/ili skeletne vapnence koji su pretežno sastavljeni od dobro sortiranih bioklasta i/ili skeleta, Ijušturica promjera od 0,063 do 2 mm, uobičajeni je naziv BIOKA1.-KAKKNIT, pri čemu »biokalk" označava biogene vapnenačke sastojke, a »arenit« njihove arenitne, tj. pješčane, dimenzije (si. 9-12B). U američkoj se terminologiji umjesto na/iva biokalkarenit kao sinonim upotrebljava termin biocalcitirenit. Sukladno tome, u vezi s dimenzijama bioklasta i skeleta, vapnenci koji se pretežno sastoje od fosilnih ostataka dimenzija > 2 mm nazivaju se BIOKALKRUDITI, a manjih od 0,063 mm BIOKALKLC 1T1I. Unutar skupine bioklastičnih vapnenaca, osim toga, postoje i pobliže definirani tipovi vapnenaca: vapnenac koji se pretežno sastoji od loše sortiranih, slabo cementiranih bioklasta i ljuštura školjkaša i/ili gastropoda naziva se KO-K1NA (coijuinn), odnosno u francuskoj terminologiji »lumaehela«, u njemačkoj »Schillkalk« (si. 9-12A). Ako su u takvom vapnencu bioklasti školjkaša i/ili gastropoda dobro sortirani, zaobljeni i abradirani vapnenac se naziva KOKiNIT (co-c\mmte) ili, ako su bioklasti < 0,063 mm MIKROKOKINIT (microcotjuinite). Ako vapnenac sadrži dobro očuvane skelete ili ljušture organizama l it ifi-ciranih u položaju i na mjestu rasla, tada govorimo o »organogenim grebenima« ili je to BIOLITITNI VAPNENAC (odjeljak 9.1.4.2). U vezi s morfološkim zna-
210
Karbonatne sedimentue £li|ene
čajkama, odnosno oblikom takva sedimenlnog tijela i njegova odnosa prema vapnencima u podini i krovini, postoji. - 13IOSTROMA koja ima oblik sloja ili velike lece s više ili manje konkordati tnim odnosom prema stijenama pod ine i krovine (si. 9-1] A). BlOl ll'KMA kao kupolasto do nepravilno ispupčeno sedimentno tijelo gromadastog oblika nastalo litifikacijom grebenotvornih organizama u položaju i na mjestu rasta (si. 9-1IB). Ti su organizmi vertikalnim rastom i redanjem jedne generacije preko druge stvarali ili veće organogene grebene ili manje »krpaste grebene« (»patch reefs«). Neki organi/mi, osobito modro/.elene alge, premda se same fosilno ne očuvaju, mogu stvarati biolititne vapnence STROMATOLl'I tipa, o čemu će se iscrpnije govoriti kod prikaza tih organizama (si. 9-13. i 9-14). Za petrogc.no najvažnije fosile biljnog i životinjskog porijeka, lj. one čiji skeleti ili ljušture, bilo cijeli bilo sitno razmrvljeni, s velikim udjelom sudjeluju u sastavu vapnenaca, potrebno je poznavali od kojeg su im minerala prvobitno bili izgrađeni skeleti ili ljušture da bi se bolje mogli shvatiti i rekonstruirati dijagenetski procesi koji su od rahlog, rastresitog, vodom zasićenog taloga doveli do čvrste stijene - vapnenca ali i da bi se shvatili ekološki uvjeti i okoliši u kojima su organizmi živjeli, ugibali i stvarali skeletne vapnence. Prema Lovvenstamu (1963), u paleozoiku su prevladavali organi/mi s kaići tnim skelelima, u mezozoiku raste udio organizama s aragonitnim skeletima, A - Biost uma
nm
E xa -4
b i &m i ki *t
x2±^r^dsiMzi^^ c-c
bio s it om a
j^iJJ±i^4^,'.::.:'.-.;...',i.^
miknt pvlspanT
miknt aospar'il ■ nt rospar it
biospant
Slika 9-11 Shematski prikaz oblika pojavljivanja biostioma (A) i biohermi (6)
Vapnenci
211
a u keno/oiku bujan razvoj foraminifera i kokolita uzrokuje porast udjela kal-citnih skeleta. Kod koelenterata (hidrozoa, oktakoralja), brjo/oa i molusaka aragonit prevladava u skeletima i ljušturama vrsta koje žive u toploj vodi. Ara-gonitne skelete imaju i zelene i crvene alge toplih mora, ali .se crvene alge ti kalritnim skeletima pojavljuju i u toplim, al i i u hladnim polarnim morima.
9.1.2.7.2. Zelene i crvene alge ZELENF ALGK (Chhivphi/tn) Od zelenih algi petrogeno su najvažnije dasikaladaceje i kodiaceje. Svoje su skelete gradile i danas ih grade od igličastih kristalića aragonita. Taj aragonit obično ima povećanu koncentraciju Sr u odnosu na aragonit u skeletima drugih organizama. - DAS1KLADACEJF (Dasi/cladtici'at:) preferiraju tople i /.aštičene morske plićake. Najpovoljniji ekološki uvjeti za njihov razvoj jesu zaštićeni plićaci toplih mora do dubine od 3 do 5, maksimalno do 30 m, tj, okoliši plitke potplimne zone {subtida!) s niskom energijom vode, muljevitim ili karbonatnim pjeskovi-tim dnom. Skelet im se sastoji od centralnog stabla i od tankih ogranaka. U mikroskopskom izbrusku imaju kružni, U ili V-oblik koji se odlikuje velikim
Slika 9-12. BIOKLASTIĆNI VAPNENCI. A - Kokinski vapnenac (bioklastični flaatstone) sastavljen od rudisnih i gastrapodnih biokiasta i mjkritnog mattiksa. tipična prizmatična (p] i lamelama (I] struktura rudisnih ljuštura. Na mjestu otopljenog aragonita i7 stijenke ljušture gasttopoda (g) izlučen je druzni kalcitni cement Cenoman, kamenolom Pećine - južna Istra. Nikoli ukriženi. dužina linije = 1 mm; B - Intraklastični biokalkarenit (intraklastično-skeletni grejnston ili mtrabiosparit) sastoji se od zaobljenih intraklasta i skeleta zeleniti algi (Salpingoporella dinarica Radoičić) te mozaičnoga kalcitnog cementa. Konture skeleta algi markirane su mikritnim ovojnicama, a u slijenkama se na mjestu primarnog aragonita izlučio sparitrti kalcitni cement. Centralna šupljina skeleta ispunjena je ili mikritom (uzdužni i poprečni presjek u gornjem dijelu slike) ili mikritom i cementom. Gornji apt, Tar - Isira. Dužina linije = 0,3 mm
212
Kartmnatne sedrmenlne stijene
centralnim otvorom i tankom stijenkom s porama jednoličnih dimenzija i oblika (si. 912B). U uzdužnim presjecima kružne se pore također mogu vidjeti i mogu biti jasno segmentirane. Stijenke stabla i ogranaka izgrađene su od zrakasto raspoređenih iglica aragonita, koji je u vapnencima transformiran u kalcit, a šupljina centralnog stabla i ogranaka ispunjena je mikritnim matriksom, rjeđe kal-citnim cementom. Na aragonitnim stijenkama obično nalazimo mikritnu ovojnicu kojom je u tijeku dijageneze nakon transformacije aragonita u kalcit ili otapanjem aragonita ostala očuvana kontura skeleta u koju je naknadno mogao biti izlučen kalcitni cement (odjeljak 9.1.5.2). - KODIACFJF (Codiaceae) živjele su u toplim tropskim do suptropskim morima normalna saliniteta i temperaturama od oko 25 °C i to uglavnom u donjem dijelu plimne zone i plitkom subtidaht dubine do 10 m, pojedine vrste rjeđe i na većim dubinama. Optimalni ekološki uvjeti su niska energija vode u plitkim subtidal okolišima s muljevitim i karbonatnim pjeskovitim dnom. Kastu u obliku korastih ili korastonodulamih nakupina ili kao uspravne biljke sa skeletima sastavljenim od cilindričnih segmentiranih ogranaka s tankim stijenkama koje sadTŽe mnogobrojne vrlo sitne pore položene zrakasto koso prema vanjskoj strani stijenke. Stijenke su izgrađene od vlaknastog aragonita koji se u tijeku dijageneze transformira u kalcit na isti način kao i aragonit dasikladaceja. - HARACEJE (Charcicaie, Charopln/cvac) k. rakteristične su za tople, ali i hladnije slatke i bočate fbrakične) vod., ^niedjru' vrste i hipersaline) do dubine do na j v i š e 10 m ti" ob.uio »u .'^unićene na najpliće dijelove stajaćih ili tromih, ■-LiK. j J O K t v H j i ' i ih \ *>i\Sd ,s muljevitim i pjeskovitim dnom. Harceje imaju kalci-i u i rane .samo reproduktivne dijelove, tzv. uogonije ili girogonite, sastavljene od šupljih spiralnih tuba s glatkim ili rebrastim stijenkama izgrađenim od slojevito raspoređenih kalcita koji je rekristalizacijom obično pretvoren u masu radijal-no-vlaknaste strukture. U mikroskopskom izbrusku to su oko 2-3 mm veliki kružni presjeci s tankom kalcitnom stijenkom - prstenom, koji sadrži sitne kružne otvore. Unutar stijenke, tj. vanjskoga prstena postoji razmjerno velik kružni otvor koji je u vapnencima u pravilu ispunjen kaicitnim cementom. CRVENE ALGE (Rhodophijta); Od crvenih algi petrogenetsko značenje imaju koralinacejc i solenopo-raceje. - KORAI.INACEJE {Corallinaceae) obično su vezane uz normalne marinske uvjete, premda neke vrste mogu živjeti i u zaštićenim plićacima s povišenim salinitetom. Raširene su od tropskih do polarnih mora, i to od plimne zone do dubina i do 250 m, no obično samo do 25 m. Sto se tiče energije vode, po jedini taksoni traže vodu s visokom energijom, a drugi traže niskoenergijske okoliše. Nastanjuju čvrsta dna, u pravilu grebene, podvodne hridi, ali ponegdje i mekane ili nestabilne supstrate. Razvijene su u različitim korastim, nodularnim, onkoidnim krutim i artikuliranim oblicima s dva osnovna tipa skeletnih ćelija: velike osnovne ćelije ili hvpothallusa i male ćelije ili perithallusa koji tvo re glavninu skeleta. U mikroskopskome izbrusku skeleti koralinaceja imaju vrlo sitnu mrežastu strukturu s pravokutnim komoricama promjera oko 5-15 mikrometara. Stijenke su komorica u prolaznome svjetlu mikroskopa tamne i ne prozirne. U komoricama se nalazi bistri kalcitni cement. Stijenke su skeleta pri marno bile izgrađene od vrlo sitnog ekvidimenzionalnog Mg-kalcita koji sadrži od 5 do 25 mol. % MgCO,. Udio izomorfno primiješanog MgCO, izravno je
Vapnciici
213
povezan s temperaturom vode u kojoj /ive koralinaceje. Sto je temperatura vode viša, viši je i udio j/omorfno ugrađenog Mg-karbonata (si. 9-2). - SOLENOPORACE1H (Soknoporacmu) jesu marinske crvene alge normalno slanih, toplih plitkih mora donjeg dijeta plimne /.one nekoliko metara ispod glavne morske razine u okolišima s niskom energijom vode i tvrdim dnom. Sastoje se od inkrustiranih ili nodularnih masa dimenzija od nekoliko mm do više centimetara, sastavljenih od mnoštva sitnih mrež.astih eelijica koje u poprečnome pres)eku imaju kružni ili poligonalni oblik s promjerom eelijica od 10 do 30 mikrometarn. Stijenke su ćelija izgrađene od izometričnih zrnaca Mg-kalcita, slično kao i koralinaceje.
9 1.2.7.3. Mođro/elene alge, cijanobaklerije i stromatoliti - MODROZELENL ili CIJAN'OFIGEJSKE ALGF, {Cijnnoplnjta) i cijanobakterije vrlo su važni petrogeni organizmi čija jednostanična vlakanca ili filamenti i sluz imaju izuzetno važnu ulogu u hvatanju, vezanju i stabilizaciji sitnog sedimenta, time i golemu važnost pri postanku vapnenaca. Ekološki su bile prilagođene vrlo različitim uvjetima, od slatke, preko boČate ili brakične vode do hipersa-lina, ali ne i morske vode normalnog saliniteta, u toplim i u hladnim vodama, općenito s niskom energijom i muljevitim i pjeskovitim ili tvrdim dnom {harđ grotnui). Najpoznatiji i petrogenetski najvažniji oblici POKOSTROMATSKIEI MO-DROZELENlt-1 AIGI jesu Gjrai>ii'//(i-onkuidi, Spheracodium-onkoiiii i Osagia-an-koidi koji se sastoje od inkrustiranih vlakanaea - cjevčica - promjera od 10 do 50 mikrometara ili vapnenačkih cjevčica oko kalupnih šupljinica filamenata te mase sitno/.rnatoga uhvaćenog karbonatnog sedimenta. Zbog gusta pakiranja i malih dimenzija kaleilnih krislalića, koji izgrađuju filamenle. i inkrustacije cjevčica, filamenti ili njihove tnkrustaei]c u mikroskopskom su izbrusku tamni i gotovo potpuno neprozirni. Onkoidi su iscrpnije bili prika/.ani u odjeljku 9.1.2.4.3. STROMATOLITI SPONGIOSTROMATSKT MODR07F1.KNE ALGE ili CIJANOBAKTERIJE pojavljuju se kao algalne livade, uglavnom u periplimnim okolišima. Tu se na njihovu sluz i vlakanca hvata i veže s i l n i karbonatni talog u obliku valovito po-vijenih lamina ili laminiranih kupolastih struktura poznatih pod nazivom S'IKOMATOLIVI (od grčkog stroma = livada i lithos = kamen). Pod nazivom stromatoliti razumijevaju se, međutim, organogene sedimentne tvorevine u čijem su stvaranju sudjelovali i drugi organi/mi, osim spongiostromatskih algi, tako da je danas općeprihvaćena definicija: »STROMATOUT JU ORGANSKA TALOŽNA STRUKTURA KASTAVA HVATANJEM, VEZIVANJEM I/II.I IZLUČIVANJEM SEDIMENTA AKTIVNOŠĆU MIKROORGANIZAMA, PRIJE SVEGA Clj ANO BAKTERIJA, ODNOSNO n|ANOI;]CF.|A« (VValter, 1976). Spongiostromatske zelene alge, odnosno stromatoliti nastali njihovim posredovanjem, izuzetno su važni indikatori uvjeta i okoliša taloženja, posebice dubine i energije vode, plitkomorskih karbonata (pogl. 9.1.1, 13.5. i 13.6), premda se sami organizmi, tj. alge bez kar-bonatnoga skeleta, nisu tosilno očuvali. Posilni, tj. čvrsto lilificirani stromatoliti valovito su laminirane, gusto laminirane i l i kupolaste gusto laminirane karbo-
214
KailionaTnG &erTimentne stijene
LLHsrromatolir
SHsTromatol't
Slika 9-13. Shemalski prikaz teksturnih značajki i morfologije LLH-stromatolita (A) i SHstromatolita (B)
natne stijene nastale hvatanjem i vezivanjem karbonatnog mulja i drugoga sitnoga karbonatnog taloga na livade modrozelenili algi. Recentni s troma to li ti sastoje se od organskih i anorganskih lamina koje se učestalo međusobno vertikalno izmjenjuju. Organske lamine sadrže brojne rodove modrozelenili algi (cijanobakterija). Istražujući recentne stromatolite na Bahamskim otocima, Monly je (1967) ustanovio da na supratidalu i u gornjem dijelu intartidala, primjerice, prevladavaju rodovi Schizotrix i Sci/tonema, a u intertidalu uglavnom prevladava rod Rivularia. U donjem dijelu plimne zone (lom intertidal) koja je duže vrijeme pri izmjenama plima i oseka preplavljivana morem od gornjeg dijela, najčešći je rod Sclnzotrix, koji tu tvori »Schizotnx lam ini rane kupola ste stromatolite«, odnosno »Collenia tip s trom a to lite«. U plitkom dijelu potplimne zone najobilniji su, poput buzdovana vertikalno stojeći, kupolasti stromatoliti kolonija algi Lyngbya, odnosno »Cryp(oz0cvi-stromatoliti« ili »SHstromatoliti« (si. 1-13). Anorganske se lamine sastoje od karbonatnog mulja, peleta, sitnih skeleta ili krhotina skeleta zelenih algi, gastropoda, ostrakoda, bentoskih foraminifera i si., tj. od sedimenta koji je bio naplavljcn na algainu livadu, gdje se uhvatio na sluz vlakanca modrozelenih algi. Količina tako uhvaćenog, a ?atim i algama preraštenog sedimenta vrlo je varijabilna i izravno ovisi o režimu rasta algalne livade, količine donosa sedimenta plimama, kao i međusobna odnosa plimama donesene i osekama odnesene količine sedimenta s algalne livade. Preplavlji-vanja algalnih livada u plimnoj zoni tijekom plima i njihova isušivanja tijekom oseka rezultiraju stvaranjem pretežno organskih - algalnih i pretežno anorganskih vapnenačkih lamina. Pri pnaplavljivanju na livadi se akumulira karbona tni sediment (mulj, peleti, skeleti i krhotinice skeleta), a za vrijeme oseka nema akumulacije sedimenta pa je na vlažnom muljevitom tlu omogućen bujan rast modrozclenih algi koje obrastaju sav plimom na livadu donesen sediment (Gebelein i Hoffman, 1968). Ako plime na algainu livadu donose preveliku količinu sedimenta, tj. pređebeli sloj, alge su preduboko prekrivene sedimentom, ne mogu ga prerasti pa trunu i na njihovu se mjestu izlučuje kalcitni cement, tj. stvaraju se fenestre. Morfologija lamina, njihova debljina i učestalost međusobnih izmjena ovisne su o brojnim čimbenicima među kojima su najznačajniji ovi; amplitude plima i oseka, dubina vode, brzina strujanja, količina i debljina na livadu donesenog sedimenta, vrsta supstrata na kojemu rastu cijanobakterije, slanost vode, periodični.ciklusi s olujnim valovima i ekstremno visokim plimama koji na li-
Vapnenci
215
vadu naplavljuju veće količine sedimenta, temperatura, vrsta i broj rodova algi u livadi. Na morfologiji i internim teksturama (strukturama) osniva se klasifikacija stromatolita. Logan et. al. (1%4) razlikuju dva osnovna tipa stro-matolita: 1. U,H-STROMATOLITI (»LaLerallv Linked Hemispheroids« = bočno povezane polukugle) u poprečnom se presjeku odlikuju valovito povijenim lami-nama, a na gornjoj plohi brojnim međusobno bočno povezanim polukuglastim ispupčcnjima i udubljenjima (si. 9-13A, 9-14). Ovaj tip stromatolita nastaje na intertidalu i supratidaiu. Odlikuje se fenestralnom građom, pukotinicama isušivanja, plimnim kanalima i obrastanjcm raskinutih lamina i stromatolitnih breča livadama modrozelenih algi. To su »CoHcHifl-stromatoliti« (si. 9-14, 13-4). 2. SH-STROMATOLITI (»Stacked Hemispherois« = vertikalno stršeće stožaste polukuglc) ili »Cn/ptoztm-stromatoliti« odlikuju se pojedinačnim, međusobno odvojenim, kupolastim nakupinama lepezasta oblika laminirane unutrašnje građe. Nastaju u plitkom subtidalu koji je barijerama zaštićen od razorna djelovanja valova, u kojem su amplitude plime i oseke vrlo velike, tj. u makrati-đalnim područjima (si. 913B). Karbonatni stromatoliti nisu ograničeni isključivo samo na intertidal, supra-lidal i plitki subtidal već mogu nastati u plitkim hiperslanim barkama ili sa-linama koje su periodički preplavljivane morskom vodom, u slatkovodnim močvarama i termalnim izvorima. Osim već spomenuta dva osnovna morfološka tipa stromatolita, tj. LLTHstromatolita i SH-stromatolita, postoje brojni morfološki oblici stromatolita između ta dva krajnja morfološka člana, što je u uskoj vezi s energijom vode i odnosima rasta cijanobakterija, donosa i izlučivanja sedimenta i odnošenja sedimenta vodenim strujama. U Shark Bayu Hoffman je (1976), na primjer, izdvojio četiri morfološka oblika stromatolita karakteristična za strogo definiranu energiju vode ovisno o utjecaju valova ili samo o blagoj plimi. Na produžetku strmih rtova u more, gdje su valovi jaki, nastaju ODIJELJENI STUPASTI STROMATOLITI (Columnar struetures). Dimenzije stupastih tijela, osobito njihov reljef, razmjerne su jakosti valova. U uvalicama valovima manje izloženih dijelova rtova nalaze se IZDUŽENI STUPASTI STROMATOLITI (Elongated columns) gdje je izduženost stupastih oblika paralelna sa smjerom naleta valova. U područjima koja su djelomično zaštićena od naleta valova nalaze se VALOVITI STROMATOLITI a morfologijom sličnom hrptovima i žljebo-vima (Ridge and rili struetures) i amplitudama hrptova od 10 do 30 cm, pri čemu su uzdužne osi hrptova ili žljebova paralelne sa smjerom napredovanja valova. U zaštićenim malim zaljevima i zatonima, gdje nema valova već je more izloženo samo blagim plimnim strujama, nalaze se slojeviti TANKO LAMINIRANI VALOVITI STROMATOLITI {Slratiform cn/ptalgal sheets) koji se odlikuju blagim reljefom s amplitudama do 4 cm. U p lim noj i natplimnoj zoni stromatoliti se mogu relativno lako fosilno očuvati, jer je njihova litifikacija pospješena dehidratacijama taloga i izlučivanjima kalcitnog, aragonitnog ili Mg-kalcitnog cementa u porama zbog ispara-vanja morske vode, a u potplimnoj zoni zbog izlučivanja takva mineralnog cementa i/ tople i Ca-hidrogen karbonatom prezasićene morske vode. Pri tome tu bitnu ulogu ima izlučivanje karbonata uzrokovano asimilacijskim procesima algi (odjeljak 9.1.1). Ka/.umljivn je da u fosilnim stromatolitima algalne livade nisu očuvane jer su istrunule vrlo brzo nakon što su bile prekrivene talogom. Pri njihovu truljenju stvaraju se šupljine koje se postupno ispunjavaju cemen-
-r****.
šš.-jii*««W«i.»—""W«lli*"".W»*?»f^5
žč
Slika 9-14. LLH-STROMATOLITI: A - Sloi LLH-stromatolita s karakterističnim valovito povijanim [aminama u poprečnome presjeku i međusobno bočno povezanim polukug lasti m ispupcenjitna na gornjoj slojnoj površini Valendis, kamenlorn Sošici - istra; S - Poprečni presjek kroz LLH-strornatolit sa si. A u mikroskopskom izbrusku izmjena tamnih mikritnih i pelmikrrtnin lamina sa svijetlim spanlnim laminama i laminoidmm tenesirama. Svijetle sparttne lamine i tenestre sastoje se od spaiitnog kalcita koji se kao cement izlučio na mjestu livada modrozelenrh algi: nakon njihova truljenja ili u porama u talogu ko|e su bile ispunjene plinovima. Tamne se lamine sastoje od sitnog taloga (karbonatnog mul|a, peleta, skeleta) koji |e bio naplavljivan, hvatan i vezan na algalne livade. Dužina linijo ^ 1 mm.
Vapnenci
217
tom (fenestre). Zbog toga se stromatoliti odlikuju visokim sadržajem cementa, brojnim fenestrama i izmjenama kriptokristalastih, pelmikritnih i/ili biopelmi-kritnih, ili biomikritnih lamina ,s laminama pretežno sastavljenih samo od cementa (si. 9-14B). Fenestre u s troma to li tim a nastale su ispunjavanjem prostora u kojemu su istrunule modrozelene alge i/ili cijanobakterije prostora u kojemu je bio nakupljen plin kao produkt truljenja. Pri ispunjavanju prostora gdje su istrunule alge obično nastaju laminoidne fenestre (v. pogl. 9.3). 9,1.2.7.4. Nanoplankton - KOKOLITOFERIDI (Coccoiithopheridae) organizmi su polubiljnih i polu/.ivotinjskih karakteristika koji kao plankton žive u površinskom dijelu otvorenih mora. To su jednostanične globulice sastavljene od tankih prstenova i diskova, tzv. KOK.OI.ITA (eoceolith), promjera 2 do 20 mikrometara, koji su okupljeni u kuglastu nakupinu KOKOSFERU (coccosphcra) promjera od 10 do 100 mikrometara (si. 9-15A). Svaki se kokolit, kako to pokazuju istraživanja elektronskim mikroskopom, sastoji od vrlo sitnih kristalića kalcita promjera od 0,25 do 1 mikro-metar. Ti su sitni skeleti važni, a često i dominantni sastojci karbonatnih sedimenata dubljeg mora i poroznog, bijelog vapnenca poznatog pod nazivom PISAĆA KREDA ili chalk u kojemu kokoliti čine između 30 i 90% svih sastojaka (pogl. 13-9). Kokoliti se mogu naći i u mnogim plitkomorskim vapnencima, a redoviti su sastojci mnogih marinskih lapora. - KALCI5FERE (Calcispliaerti) kuglasti su skeleti nepoznata postanka (spore algi?, kalciflagelati?, algalne kalcisfere?), promjera od 0,03 do 0,2 mm, sastavljeni od tanke kriptokristalaste kalcitne stijenke oko kuglaste Šupljine koja je u vapnencima redovito ispunjena jednim kristalom kalcita kao kristalnom jedinkom. U mikroskopskom izbrusku kalcisfere su osobito česte u gornjokre-dnim vapnencima taloženim u dubljem moru (potopljena platforma), pe-lagičnim okolišima ili okolišima otvorenih unutrašnjih dijelova karbonatne platforme koji komuniciraju s otvorenim morem gdje su poznate pod imenom »Oligostegine« ili »Pithonelle« (si. 9-16A).
218
Karbonalne arđjmpnlne stijene
Slika 9-16. OLIGOSTEGINSKI I GLOBIGERINSKI BIOMIKRITT A - Kuglasti skeleti oligostegina [Pithonella) s tankom kriptokristafastom kalcitnom stijenkom i komaricom ispunjenom krupnim kalcitnim cementom; Senon, Prapatnica središnja Dalmacija. Dužina linije = 0,2 mm, B - Planktonske foraminifere (globigerrne) sa staklastim strukturnim tipom Ijušturica koje su u prolaznome svjetlu mikroskopa prozirne poput stakla. Bušotina Koraljka Kok-1, 2254,95 m. Dužina linije = 0,2 mm.
Vapnenci
219 9.1.2.7.5. l-'oramiirifere
Foraminifcre su jednostanični životinjski organi/mi koji izgrađuju vrlo različite ljušturice s obzirom na građu stijenki, oblik i uređenje komorica, karakter i modifikaciju perforacija, kao i veličinu i ornamenta ci ju ljuštura. Prema načinu života, fora min if ero se obično dijele na planktonske i bentoske. BFNTOSKH FO-RAMINIFliRK (od grčke benthos = dubina) žive na dnu, a PLANKTONSKF (od grčki phmktos = tumarati, plutati) plivaju u vodenom sloju blizu površine mora. Ovu podjelu foraminifcra posebno je važno primijeniti kod opisa foraminifcra pri scdimeutološkim i petrografskim istraživanjima radi dobivanja podataka za interpretaciju uvjeta i okoliša taloženja. Flanktonske foraminifcre imaju ljušturice promjera oko 0,5 do "1 mm, općenito sastavljene od nekoliko manjih kružnih oblika ili segmenata (si. 9-1613). Komorice su im kružne ili uglate, često s bodljikavom omamentacijom (si. 9--15B; 9-1613). Stijenke recentnih planktonsklh foraminifera izgrađene ,su od kal-cita s manje od 5 molarnih postotaka izomorfno primiješanog Mg-karbonata. Većina se planktonskih foraminifera vi geološkoj prošlosti za gradnju ljušturica koristila kalcitom, a samo u toplim morima i Mg-kalcitom, bentoske vrste, posebice one sa staklastim Ijušturicama, kalcitom dok su vrste s porculanastim ljušturama izgrađene od Mgkalcita ako su živjele u toplim morima. Ljušturice recentnih plitkomorskih bentoskih formanifera građene su ili od kalcita ili od Mg-kalcita. Od 22 poznate porodice recentnih neperforiranih foraminifera dvije porodice imaju aragonitne, sedam porodica Mg-kalcitne, deset porodica kalcitne a tri porodice miješano kalcitne/Mg-kalcirne ljušturice (Mil-liman, 1974). Na osnovi strukture stijenki ljušturice foraminifera se dijele na: - ACI.UTJN1RANF FORAMl.MH-KE sastavljene od stijenki zrnate građe, ij. slijepljenih karbonatnih, silicijskih i liematitno-limonitnih zrnaca. U mikroskopskim izbruscima takve ljušturice pokazuju pojedinačne slojeve sastavljene od zrnaca koja su gradirana, od sitnih u unutrašnjem do sve krupnijih prema vanjskom dijelu stijenke. Kod pojedinih vrsta vanjskom mikrogranulamom stijen-kom može biti pokriven kompleksni unutrašnji sloj. U vapnencima su neke aglutinirane foraminifcre važne kao indeksni fosili za zonaciju cenozona i bi-ozona plitkomorskih karbonata; - PORCULANASTL FOKAMINIFFRF sastoje se od kriplokristalastog karbonata koji je, zbog gustog pakiranja, u reflektiranom svjetlu bijel poput porculana, a u prolaznome svjetlu u mikroskopskom*1 izbrusku taman, neproziran (si. 9-23B). Stijenka je izgrađena od visokomagnezijskog kalcita koji sadrži više od 10 molarnih postotaka MgCO,. Toj skupini pripadaju petrogeno vrlo važne foraminifcre iz porodice miiiolida (si. 9-23D) i alveolina (si. 9-17, - prilog si. 9); - STAKI.ASTL FOKAMINIFERL sastavljene su od tankih vlakanaca i prizmi niskomagnezijskog ili visokomagnezijskog kalcita ili aragonita na taj način što su kristalografske osi c (optičke osi) tih kristalića orijentirane okomito na površinu ljušturice. U mikroskopskom izbrusku tako su građene stijenke u prolaznome svjetlu prozirne poput stakla, a u reflektiranom i izravnom svjetlu tamne, neprozirne. Ljušturice staklastih foraminifera odlikuju se sitnim perforacijama stijenki, Ovo| strukturnoj skupini pripada najveći broj pelrogeno važnih foraminifera, kao što su na primjer: rotalinide, diskociklinide, lepidociklinide,
220
Kor banalne scdimenlne stidne
numulitiđe i planktonske foraminifere globotrunkanide, globigerinide (si. 9--1613) i globo rotaloidc. - M1KROGRANUI.ARNE FORAMINIFERE. odlikuju se ljusturicama izgrađenim od mikritmh zrnaca cementiranih vapnenac kim cementom. U mikroskopskomu izbrusku u prolaznom su svjetlu tamne. Petrogenetsku važnost iz ove strukturne skupina imaju fuzuline. 9.1.2.7.6. Tirvtinine (Tintinninae) KALPIONEI.E (CalpionelUdae) marinski su planktonski organizmi (Životinje) koje po sistematici pripadaju praživima protozoama (Proto/oa). Odlikuju se simetričnim zvonolikim oblikom skeleta promjera 0,08 do 0,15 mm, koji u uzdužnom presjeku ima U-oblik ili V-oblik, Karakteristični kalpionelidni facijesi nalaze se u sitnozrnatim (mikrirnim) vapnencima titona, berijasa i valendisa, obično zajedno s nanoplanktonom i mikroplanktonom, a sporadično i s bentoskim fosilima, i smatraju se pokazateljima pučinskih ili pelagičnih dubljcmorskih okoliša (Htigel, 1982). Stijenke skeleta tintinjna izgrađene su od kalcitnih prizmi spiralni) poredanih okomito na površinu skeleta ili od kalcita i tamnih organskih lamela. Takozvna »aberantna tintiniđa« Campbelliella mttesi (Radoičić) ne pripada tintiriinama nego zelenim algama i danas je poznata pod imenom Campbellidla striata (Carozzi). Široko je rasprostranjena u gornjoj juri plitkomorskih vapnenaca jadranske karbonatne platforme, osobito u titonu (Velič i Tišljar, 1988). 9.1.2.7.7. Vapnenačke spužve, hidrozoi, stromatoporoidi i koralji - VAPNENAČKE SPUŽVE (Calcispongiac) primitivni su višestanični organizmi koji su značajniju petrogenetsku ulogu, kao grebenotvorni organizmi, imali u perinu, trijasu i gornjoj juri. Karakteristični su organizmi bistrih, toplih mora dubine do 4 m. Većina vapnenačkih spužava nema jasno određen oblik, vec su to cilindrični, granasti, sferoidni ili potpuno nepravilni oblici koji mogu in-krustirali i druge vrste organizama. U mikroskopskomu izbrusku pokazuju raznovrsne, kružne ili potpuno nepravilne oblike s loše definiranim stijenkama koje imaju crvoliku strukturu. Izgrađene su od kalcita i Mgkakita. HIDROZOI I STROMATOPOROIDI (MJEŠINCI) izumrli su organizmi koji su obično sve donedavno bili svrstavani u koelenterate, međutim, smatra se dti sadrže više značajki i bliže odnose s vapnenačkvm spužvama (Flugel, 1982). Th su masivne, laminirane ili granaste (dendroidne) kolonije skeleta promjera od nekoliko centimetara do više metara, koje u mikroskopskome izbrusku pokaV zuju mrežastu strukturu horizontalnih lamina i vertikalnih vretenastih štapićq različite dužine i izrazito varijabilne mikrostrukture stijenki. Horizontalne la: mine i vertikalni štapići tvore pravilnu ili nepravilnu mrežastu rešetku s porama od 0,1 do 0,2 mm. Smatra se da su skeleti primarno bili izgrađeni od; aragonita koji je u tijeku dijageneze transformiran u kalcit. Stromatoporoidi i; hidrozoi najčešće se nalaze u plitkomorskim, posebice grebenskim, prigreben-'i skim i lagunarnim vapnencima. U vapnencima jadranske karbonatne platforme * posebno se ističu gornjom a lm ski vapnenci pretežno saslavljeni od bioklasta ili
l/apnertci
221
kortoida hidrozoa i stromatoporoiđa Cladocoropsia mirabilis (si. 9-9) i EUipsactinin. - KORA! JI (Antho/oa) se s obzirom na naćm života dijele na HFRMAT1PNF, koji sadrže simbiotske alge i tvore bioherme i biostrome u toplim (25 do 29 °C) i plitkim morima (do 21) m), v Al IHRMATIPNF, tj. takve koji ne sadrže simbiotske organi/me (Zeo.vmif/ic/feic), a ograničeni su na dubine > 5D m i hladnija mora (< 20 "C). Kolonijski koralji imaju mrežasto građene, u kolonije nakupljene, skelete s uniformnom mrtvom krupnih otvora ili vertikalnim tubama s poprečnim pločama i malobrojnim porama u slijenkama skeleta. Stijenke su izgrađene od vlaknastog aragonita, rjeđe kalcita i Mg-kalcita. Ru^osfl-tetrakoralji (or-dovicij-perm) imali su skelete primamo izgrađene od kalcita i zbog toga su odlično fosilno očuvani jer im skeleti nisu pretrpjeli nikakve dijagenetske promjene, kao Što je to slučaj s koraljima izgrađenima od aragonita. Neke vrste, aher-matipnih koralja koji žive u hladnijoj i dubljoj vodi također se za gradnju skeleta koriste kalcitom. Recentni oktakoralji toplih mora imaju aragonitne ili Mgkalcitne skelete.
9.1.27.8. Briozoi ili mahovnjaci (13ryozoa) Fragmenti skeleta briozoa vrlo su česti i obilno zastupljeni sastojci plitkomor-skih, grebenskih vapnenaca. Paleo/ojski briozoi ili mahovnjaci u pravilu su udruženi s artikulatnim brahiopodima, bodljikavima i koraijima samcima, a mezozojski i kenozojski briozoi još i s moluskama, fora mini fer ama, koralina-cejama i vapnenačkim spužvama. U badenskim sedimentima sjeverne Hrvatske i sjeverne Bosne obilno su rašireni grebenski i prigrebenski vapnenci sastavljeni od briozoa i koralinaceja. Briozojske kolonije imaju grudaste, gljivolike ili nepravilno inkrustacijske oblike. U mikroskopskim izbruscima mogu se zbog slične građe skeleta lako zamijeniti s tabulalnim koraljima, hidrozoima i stroma-topuroidima ili crvenim algama, osobito ako su posrijedi fragmenti skeleta manjih dimenzija. No, koralji imaju bitno veću, a koralinaceje bitno manju mre-žastu strukturu, a stijtmka skeleta briozoa ima lamelarnu, rjeđe i vlaknastu građu. Izgrađena je od kalcita ili aragonita i l i od obaju tih minerala, pri čemu je optička orijentacija različita: u graničnoj zoni n<. je obično orijentirana radijalno, a u unutrašnjem d i j e l u skeleta paralelno sa stijenkom skeleta. Takva optička orijentacija tipična je samo za mikrograđu briozoa i serpulita, po čemu se u mikroskopskome izbrusku i sitne krhotine briozoa Iako razlikuju od krhotina sličnih skelela. Brio/.oe grade svoje skelete ovisno o temperaturi vode ili od aragonita (toplo more) ili od kalcita (hladno more), ali ipak kod fosilnih skeleta prevladavaju skeleti primarno građeni od kalcita. Recentne vrste, več prema filogeniji, ekologiji i okolišima, koriste se ili aragonitom ili niskomagnezijskim kalcitom, a ponegdje i mješavinom obaju t i h minerala.
9.1.2.7.9. Brahiopodi ili ramenonošci (Brachiopoda) Brahiopodi su važni petrogeni fosili, posebice od ordovicija do karbona. To su i s k l j u č i v o marinski, i lo pretežno piitkomorski ramenonošci, uglavnom tankih ljuštura veličine do 10 cm. Brahiopodi iz razreda inartikulata (bez brave) grade ljušture od hitinofosfata s malo Cakarbonata, a artikulatni brahiopodi (s bra-
222
Karbonalne seđuitentne stiiene
vom) od kalcita i Mg-kalcita i to obično u dva sloja; vanjskom, vrlo tankom, neperforiranom m i kro kristal as tom i unutrašnjem, debelom sloju, koji tvori pojedinačne različite mikrostruktume jedinice. Vanjski, tanki sloj ima jednoličnu debljinu. Sastavljen je od kakitnih vlakanaca orijentiranih okomito na površinu ljušture. Cesto se taj sloj fosilno ne očuva. Unutrašnji deblji sloj ima nejedno-ličnu debljinu i odlikuje se pravokutnom ili romboidnom prizmatičnom građom. Neke vrste brahiopoda (punetate brachiopoda) u tom sloju pokazuju u tangencijalnim presjecima brojne, na površinu ljušture okomito postavljene, perforacije na ra/maku od 0,05 do 0,1 mm. Kalcitni prizmatični kristali orijentirani su koso u odnosu na površinu ljušture. U vapnencima se često nalaze samo izbrazdane bodlje koje potječu s površine ljuštura brahiopoda. To su cjevasto ili vazama slične kalcitni.1 forme Čije stijcnke imaju jednostruku ili dvostrviku lamelarnu gradu. 9.1.2.7.10. Moluske ili mekušci (Mollusca) Pretežni broj marinskih molusaka živi do dubine najviše 50 m jer se uglavnom hrane biljkama. Od molusaka petroge-netsku važnost imaju školjkaši, puževi i neki glavonošci ili cefalopodi. Struktura i mineralni sastav ljuštura kod različitih se molusaka jako razlikuju: struktura ljuštura može biti homogena, pn-zmatična, lisnata, kosolamelarna ili kompleksno kosolamelarna, a mineralna tvar kakit ili aragonit i kakit + aragonit. - Homogena struktura ljuštura u mikroskopskome izbrusku izgleda poput svinutog kristala. To može biti aragonit s n, orijentiranim okomito na površinu ljušture ili kakit s n„ (= optička os i kristalografska os c) orijentiranim okomito ili paralelno na površinu ljušture. - Prizmatična struktura sastoji se od poligonalnih, uglavnom kakitnih prizma tičnih kristala većinom orijentiranih okomito, rjeđe i aragonitnih prizma-tičnih kristala orijentiranih usporedo s površinom ljušture (si. U-12A). - Lisnata struktura ljuštura karakteristična je za aragonitne ljušture molusaka, a odlikuje se mikrometarski tankim listovima aragonita koji su poredani paralelno s površinom ljušture, a n, je orijentiran okomito na površinu ljušture. Znatno je rjeđa lisnata struktura ljuštura molusaka sastavljena od debljih listova kalcita koji su orijentirani koso na površinu ljušture s n„ poredanima okomito na listove. - Kosolamelarna struktura ljuštura molusaka u mikroskopskome izbrusku pokazuje građu sličnu građi mišićnih vlakana. Vrlo je česta u sedefastom sloju školjkaša i u stijenkama ljuštura puževa (si. 9-23B). Sastoji se od aragonitnih, rjeđe i kakitnih, lamela orijentiranih okomito ili koso na površinu ljušture (si. 9-12A). . - Kompleksna kosolamelarna struktura ljuštura molusaka se uvijek sastoji samo od aragonita. U mikroskopskome i/brusku izgleda poput riblje kosti jer u svim presjecima okomitim na površinu ljušture susjedne kose aragonitne la-mine imaju suprotne nagibe. - Školjkaši (Lammellibranchiata ili Pelecvpođa): Školjkaši se sastoje od dviju ljuštura koje se otvaraju oko brave na jednoj strani ljušture. Kod nekih rodova obje ljušture nisu jednake (na primjer kod
Vapnenei
223
rudista), a kod drugih rodova one su potpuno simetrične (primjerice kod Car-dita). Veličina ljuštura školjkaša varira od nekoliko milimetara do desetak centimetara, a rjeđe i > 1 m. Školjkaši su prilagođeni za ekološki vrlo različite uvjete i okoliše: od otvorenog mora s mirnom vodom, preko grebenskih do la-gunskih, brakičnih i slatkovodnih. Općenito se može reći da školjkaši mirnih voda grade tanje (= tankoljusturni školjkaši), a oni grebenskih okoliša i vode s visokom energijom, ljušture debelih stijenki (=debeloljuštumi školjkaši). Ru-disti i ostrige, kao đebeloljušturni školjkaši, ekološki su prilagođeni grebenskim i »patch reef« okolišima, a ostrige i brakičnim priobalnim okolišima sa stjenovitim obalama. Bivavlinski školjkaši (građeni od dviju jednakih ljuštura) s or-namentiranim ljušturama karakteristični su za pješčana i kalkarenitna dna, a sitne bivavline za laporovita dna i dublju vodu. Slatkovodni se školjkaši odlikuju bitno tanjim stijenkama ljuštura od plitkovodnih marinskih školjkaša. Silne ljušture tankih stijenki imaju i marin.ski školjkaši dubljeg i hladnijeg mora. Vanjski din ljušture školjkaša obično je izgrađen od kaicita s prizmatičnom (si. 912A) ili kosolamelarnom strukturom, a unutrašnji, sedefasti dio od ara-gonita s kosolamelarnom strukturom. Taj, unutrašnji dio ljušture školjkaša u vapnencima je obično otopljen i nadomješten kalcitnim cementom (odjeljak 9.1.5.2). Za identifikaciju fragmenata ljuštura školjkaša u mikroskopskim izbruscima bitno je, uz karakterističnu strukturu i mineralni sastav, istaknuti da ljušture školjkaša nemaju nikakvu perforaciju niti bilo kakve pore. - Puževi ili gastropodi (Gastropoda) Puževi grade smotane, spiralne ljušture od vrste do vrste različita oblika i dimenzija od nekoliko milimetara do desetak centimetara. Gastropodi su kao sastojci stijena važni fosili. Značajnu petrogenetsku ulogu imaju kao bitni sastojci kokinskih i kokinitnih, plimnih i pruđnih vapnenaca te nekih biostroma i biohermi. Posebno su česti u različitim morskim, ali i u brakičnim i slatkovodnim, okolišima u gornjoj kredi i tercijaru (npr. hlerinea, Natica u kredi te Paludina, Turritella i Ccrithhtm u tercijaru l'aratethysa) Neki gastropodi imaju ljušturu građenu od dvaju slojeva: vanjskog, sastavljenog od kaicita prizmatićne, rjeđe i kosolamelame strukture i od unutrašnjeg, sedefastog, sastavljenog od aragonita s kosolamelarnom strukturom. Mnoge vrste puževa imaju ljušturu od oba aragonitna sloja s kosolamelarnom strukturom, rjeđe s prizmatičnom ili homogenom mikrostrukturom. Aragonitne ljušture gastropoda u vapnencima su redovito, osim u slučajevima impregnacije naftom ili bitumenom, homoaksijalno ili heteroaksjjalno transformirane u kalcit (si. 9-9B i 9-23; v. odjeljak 9.1.5.2). - Cefalopodi ili glavonošci (Gephalopoda) Od cefalopoda petrogenetski su važni samo nautiloidi, amoniti i belemniti. - Nautiloidi (Nautiloidea) imaju petrogeno značenje samo u ordoviciju i siluru. Ljušture su im u pravilu veće od 10 cm ali obično vrlo tankih stijenki. Vanjski im se dio ljušture sastoji od kaicita iii kaicita + aragonita ili samo od aragonita, a unutrašnja pregradna stijenka od kaicita ili aragonita. Vanjski dio ljušture ima tri sloja: srednji sedefasti aragonitni sloj i vanjski i unutrašnji sloj od kaicita ili aragonita homogene ili prizmatićne mikrostrukturc. U vapnen cima su obično izrazito Tekristali/irani zbog transformacije primarnog arago nita u kalcit.
224
Karbona(ne sedimenlne stijene
- Amoniti (Ammonoidea) su važni sastojci stijena od donjodevonske do gornjokređne starosti. Imaju sedefaste, komorne ljušturo centimetarskih dimenzija. Stijenke im se sastoje od t r i j u slojeva slične strukture kao i kod nautihđa. Vanjska je ljuštura obično aragonitna, a vapnenački poklopci - aptihi [apti/chns) - izgrađeni su od kalcita. - Belemniti stanovito petrogeno značenje imaju od donjeg karbona do eocena. Ljušture centimetarskih dimenzija grade od krupnih kalcilnih kristala prizmatične strukture s orijentacijom dužih osi prizmatičnih kristala kalcita okomito na stijenku skeleta. Ljušture nemaju perforacije niti slojevitu građu. Kalcit im se katkada izmjenjuje sa željc-zov itom organskom supstancijom. 9.1.2.7.11. Oslrakodi (Ostracoda) Ostrakodi su račići koji imaju dvije tanke jednake ljušturice sa svrnutim rubovima na jednome kraju. Međusobno su pove/ane samo na bravi. Dimenzije su ljusturica male, promjera obično oko 1 do 4 mm, (rijetko do 10 mm), debljine stijenki od 0,01 - 0,05 mm. U sedimentima .se najčešće nalaze razdvojene polovice ili njihovi fragmenti jer su ljušturice vrlo tanke i lomljive. Ostrakodi su ekološki prilagođeni slatkovodnim, brakičnim i marinskim okolišima. Najčešći su, međutim, u zaštićenim morskim plićacima i lagunama. Ljušturice imaju tanku lamelarnu strukturu koja se sastoji od kalcitnih prizmi orijentiranih s n P okomito na površinu ljušturice. 9.1.2.7.12. Bodljikaši ili ehinodermati (Echinodermata) Bodljikaši su isključivo marinski organizmi (životinje) koje nalazimo i u plit-kovodnim i dubljevodnim okolišima. Petrogeno su važni fosili osobito krinoidi i ehinoidi. Premda im skeleti imaju vrlo različitu morfologiju, zajednička im je značajka da u mikroskopskom izbrusku kod ukriženih nikola cijeli skelet ili njegova krhotina uvijek istodobno potamne jer im je skelet građen tako da je kalcit rastao kao sintaksijalni cement u optičkom kontinuitetu kao kristalna jedinka (si. 9-21D). Po tome se mikroskopski vrlo lako indentificiraju i sitne krhotine bodljikaša. i
9.1.3. Nekarbonatni sastojci vapnenacal Osim karbonatnih sastojaka, bilo u obliku primarnih strukturnih komponenata bilo kao autigenih sastojaka, vapnenei mogu, ali ne moraju, sadržavati i sili-ciklastične ili terigene i antigene nekarbonatne minerale. - TER1GF.NI NEKARBONATNI SASTOJCI vapnenaca detritićna su zrna koja su u sedimentacijski bazen dospjela s kopna nakon prijenosa vodom ili zrakom. ; Najčešće su to kvare, minerali glina, odlomci stijena poput odlomaka rožnjaka, '. pješčenjaka, šejlova i siltita te čestice vulkanskog materijala i teški minerali. Va- \ pnence. u kojima se takvi sastojci pojavljuju s udjelom < 50%, već prema prev- i lađavajućem tipu terigene komponente, nazivamo glinoviti, siltozni, pjeskovili
Vapnenci
225
ili tufitični vapnenci, kako je to prikazano na si. 9-1. S obzirom na to da vapnenci, najčešće, sadrže malo terigenog detritusa, i to sitnih dimenzija (glina, silt, vulkanski pepeo), taj se detritus detaljnije mineraloški i petrografski-točnije može istražiti mikroskopski ili rentgenski tek u netopivom ostatku vapnenaca nakon njegovog otapanja u acctatnoj, monokloracetatnoj ili razrijeđenoj kl oriti-noj kiselini (v, odjeljak 4.1.2.2). - N1-KARBONATN1 AUTIGENI MINERALI u vapnencima jesu anhidrit, gips, kvare, kalcedon, opal, pirit, glaukonit, turmaliu, albit, K-feldspat, muskovit i cirkon. Autigeni pirit u obliku sitnih zrnaca i l i agregata najčešće je produkt životne djelatnosti bakterija koje reduciraju sulfate i po tome je dobar indikator reduktivnih uvjeta. Autigeni feldspati u vapnencima pojavljuju se u obliku sitnih idiomormih kristalića i u pravilu nastaju procesima i?mjena sitnoga vulkanskog pepela ili kao sporedni produkti pri dolomitizaciji vapnenaca koji sadrže malo količine ilitne gline, C) autigenome kvarcu, opalu, kalcedonu i an-hidritu iscrpnije vidi u odjeljku 9.1.5.5. i 9.1.5.6.
9.1,4. Klasifikacije vapnenaca Od nekoliko klasifikacija vapnenaca u svijetu danas najširu primjenu imaju Dunhamova (1962) i Pol kova (1959. i 1962) klasifikacija. Obje ove klasifikacije osnivaju se na strukturno-tekstumim značajkama vapnenaca, odnosno na međusobnim odnosima primarnih strukturnih sastojaka, tj, zrna, karbonatnog mulja i kalcitnog cementa. Dok se Dunhamova klasifikacija više primjenjuje pri terenskom opisivanju i određivanju vapnenaca, dotle Folkova klasifikacija ima širu primjenu pri mikroskopskim istraživanjima vapnenaca, a često se primjenjuje i kod ranodijagenetskih dolomita,
9.1.4.1. Dunhamova (1962) klasifikacija s F.mbrvjevim i Klovanovim (1972) nadopunama Dunhamova klasifikacija vapnenaca iz godine 1962. osniva se na sljedećim strukturnim značajkama: prisutnosti ili odsutnosti karbonatnog mulja, odnosu udjela zrna i mulja te znakovima organogenog vezivanja skeleta za vrijeme razvoja organizama, tj. litifikacije na mjestu rasta. Osim toga, vapnenci u kojima su primarni strukturni sastojci, tj. skeletna i neskeletna zrna i karbonatni mulj, procesima rekristalizacije tako jako izmijenjeni da se više ne mogu raspoznati jer svi pretvoreni u kristalinićnu masu, nazvani su »KK1STAL1NIČNI VAPNENCI«. Dunhamova se klasifikacija cesto primjenjuje pri terenskim istraživanjima vapnenaca, kao i u geologiji nafte i pri terenskim sedimentološkim istraživanjima. Jednostavna je i lako se primjenjuje već kod terenskog rada pri makros-kopskom opisu vapnenaca s pomoću povećala. Osim već spomenutih krista-liničnib vapnenaca, Dunham razlikuje još pet osnovnih tipova vapnenaca: - V1A.DSTON (miuhtouc) vapnenac je sastavljen od karbonatnog mulja i manje od 10% zrna promjera i/medu 0,03 i 2 mm (si. 3-22A i 9-18).
226
Karbon atne sedimeirtne stijene
- VRKSTON {ivackestone) vapnenac je pretežno sastavljen od karbonatnog mulja i od 10 do 50% zrna koja »plivaju« u mulju, tj. imaju muljevitu, a ne zrnatu, potporu (si. 9-16P3 i 9-18). - PEKSTON (packstone) sastoji se od zrna koja imaju zrnatu potporu (eri?-insupporled), tj. međusobno se dodiruju i podupiru, i od karbonatnog mulja u intergranularnim porama (si, 9-16A i 9-18). - GREJNSTON (grainstonr) vapnenac je bez mulja .sastavljen samo od zrna koja imaju međusobnu potporu, a u intergranularnim porama izlućen je kar-bonatni cement (si. 9-3A,B,C; 9-4; 9-6A,B,Q 9-12B; 9-18). - BAUNDSTON (boundslone) vapnenac je kod kojeg su primarne skeletne komponente međusobno vezane pri taloženju, tj. litificirane na svojem staništu u položaju rasta ili su pojedini sastojci vezani posredovanjem organizama već pri taloženju (si. 9-11, 9-14 i 9-18). Tom tipu vapnenaca pribrojeni su bioherme, biostrome i stromatoliti. Dunhamovu klasifikaciju nadopunili su Embry i Klovan (1972) uvođenjem dvaju novih tipova stijena: floutston i radston, koji sadrže više od 10% zrna promjera > 2 mm, a baundston su podijelili u fri nova tipa: baflston, bindston i fremston, ovisno o strukturi i o načinu na koji su organizmi sudjelovali u stvaranju tih stijena (si. 9-18). - FLOUTSTON (floatstone) stijena je koja sadrži više od 10% komponenata većih od 2 mm koje nemaju međusobnu zrnatu potporu nego imaju muljevitu potporu (tmui supported), tj. "plivaju« u karbonatnom mulju. I'o strukturnim odlikama floutston je, dakle, analogan s vekstonom, ali sadrži zrna > 2 mm (si. 9-12A, 9-17 i 9-18). - RADSTON (rudstone) od floutstona se razlikuje po tome Što mu komponente > 2 mm imaju međusobnu zrnatu potporu (grain supported), a između
PRIMARNE KOMPONENTE NISU PRI SEDIMENTAUJI MEĐUSOBNO ORGANOGENO VEZANE
Manje od 10V. komponenata ima dimenzije veće od 2mm Bez rniknta Stijene sadrže mikritni mulj i Muljevita potpora Manje od 10% komponenata imn promjer između 0,03 i Z mm
Stijena sadrži vise od 10 V. komponenata promjera 1,03- lm«
Zrna imaju međusobnu potporu (međusobno se dodiruju i
Viie od 10V« komponenata je veći od Zmm
PRIMARNE KOMPONENTE SU PRI SEDIMENTACIJI ORGANOGENO VEZANE Lititikacija organizama na svom staništu ili vezanje uz posredstva organizama
Zrna imaju međusobnu Organizmi koji potporu,tj fivataju međusobno se sediment dodiruju Idendroidni organ iz mi)
Organizmi koji vežu sediment lalge I
Zrna bez međusobne potpore (zrna plivaj" u u muLju
Organizmi koji tvore skeLetnu rešetku stijene (na pr.koralu
BAUNDSTON r s o u N O S JONf i MADSTON
VEKSTON VACKESIONEl
PEKSTON
1 UkEJNSTON
FlOUTSTON RADSTON (FLOtFSTONZ) tOVDSTONEt
BAFLSTON BINDSTON FREMSTON -BAFn £STPM£) IBIHOSIOHE I tFRAMESTOHE*
Slika 9-18. Klasifikacija karbonatnih stijena po Dunhamu (1962) s nadopunama Embrvja i Klovana (1972)
#
Vapjienci
227
njih izlučen je kalcitni cement, po čemu je radston analogan grejnstonu od kojega se razlikuje samo utoliko što sadrži i više od 10% zrna koja su > 2 mm (si. 9-9B, 9-10B i 9-18). - UAFLSTON (bafflestone) specijalni je tip baundstona koji je nastao posredovanjem dendroidnih ili granatih organi/ama koji hvataju sediment (9-18). - BINDSTON (bindstone) tip je baundstona nastao posredovanjem orgniza-ma koji na sebe vežu, lijepe i inkrustiraju karbonatni mulj i sitnozmati sediment. To su algalni stromatoliti nastali vezivanjem sedimenta na livade rao-drozelenih algi ili cijanobakterija (si. 9-14 i 9-18). - FRFMSTON (framestone) tip je baundstona koji je sastavljen od skeletne rešetke grebenotvornih organizama, kao npr. koraljni grebeni i rudistne bio-strome i bioherme (si. 9-18). Pri primjeni Dunhamovc klasifikacije nužno je u praksi radi pobliže odredbe vapnenca, uz glavni naziv stijene, koristiti se i pridjevom kojim se definira prevladavajuća vrsta zrna od kaje je sastavljen vapnenac. Ako npr. prevladavaju intraklasti koji imaju međusobnu potporu, a između njih je cement, stijena se naziva INTRAK1.ASTIČNI GREJNSTON (si. 9-3 A,B) ili, ako sadrži skelete i in-traklaste, SKELETNO-INTRAKLASTIČNI GREJNSTON (si. 9-3C). Ako pak imamo podjednake količine fosila i peleta u mulju, stijena je SKELETNO - PELETN1 VEKSTON III PEKSTON, ovisno o tome imaju li zrna muljevitu ili zrnsku potporu. Ako vapnenac pretežno sadr/i bioklaste > 2 mm, a između njih je cement, tada se stijena naziva HIOKLASTIČI RADSTON (si. 9-9B), odnosno OOIDNI GREJNSTON {si. 96A, B), l'ELETNI GREJNSTON {si. 9-4), ako sadrži ooide i pelete ili RUDISTNI FI.OUTSTON (si. 9-12A), GLOBIGFR1NSKI VEKSTON {si. 9-16B) i PI-ZOIDNI PEKSTON {si. 9-6C), ako vapnenac sadrži uz navedena zrna još i muljeviti matriks.
9.1.4.2. Folkova klasifikacija (1959, 1962) Folkova (1959, 1962) klasifikacija primjenjuje se samo za marinske vapnence jer njome nisu obuhvaćeni slatkovodni i terestički vapnenci kao npr. traver-tin, kaliče ili kalkrete i speleotemi. Folk razlikuje dvije glavne grupe karbona-tnih sastojaka. To su: alo kemijski i ortokemijski sastojci. 1. ALOKL'MIJSKI SASTOJCI ili ALOKEMI uključuju sav karbonatni materijal koji je nastao kemijskim i/ili biokemijskim procesima unutar sedimentacijskog bazena, a koji je unutar ba/ena bio prenošen vodom. Alokemi su kako ih je definirao Folk (1959), dakle, svi primarni karbonatni strukturni sastojci koji nisu litificirani na staništu i na mjestu rasta, osim karbonatnog mulja - mikrita. Autor klasifikacije razlikuje četiri bitna tipa alokema: INTRAKLASTF, PELETE, OOIDE (ili kako ih on naziva »oolite«) i FOSILE. Pod intraklastima razumijeva sve vrste karbonatnih zrna nastalih razaranjem poiuočvrsnutih ili neoć vrsnu tih inrrabazenskih sedimenata, dakle, intra-klaste, plastiklaste, agregirana zrna i valutice mulja {mud pebbles). U skupinu »oolita« Folk je uvrstio sva obavijena zrna, tj. ovamo pripadaju naši ooidi, pi-zoidi, onkoidi, kortoidi ili obavljeni bioklasti (odjeljak 9.1.2), a u pelete sve kuglaste, valjkaste ili elipsoidne karbonatne partikule kriptokristalaste unutrašnje građe, tj. fckalne pelete i peietoide. U alokemijske sastojke Folk (1959) ubraja
228
Karbonatne sedimenlrie slične
i sve fosile, tj. cijele skelete i ljušture, kao i njihove krhotine - bioklaste koji su pretrpjeli intrabazenski transport, lomljenje i sortiranje morskim .strujama i valovima. U fosile kao alokemijske sastojke nisu uvršteni jedino skeleti ili ljušture litificirani na svojem staništu, poput, primjerice, koraljnih, ruđistnih, ko-ralinacejskih biohermi ili biostroma i stromatolita, koji su svrstani u posebnu grupu kao BIOLITITI. 2. ORTOKEMIJSKI SASi'OJCI ili ORTOKEM1 sve su karbonatne komponente vapnenaca nastale kemijskim i biokemijskim izlučivanjima u sedimenlacijskom bazenu ili u samom vapnencu kao autigeni minerali. Kao ortokeme Folk (1959) definira MIKKOK RIS TA LASTI KALCITN1 MUIJ i l i MIKRIT (»ooze« ~- mulj) i SI'A-RlTNi KALCIT »Sparn/ caktte cement«. Pod MIKRITOM razumijeva sve karbonatne čestice promjera < 4 mikrometara i smatra da je nastao brzim kemijskim i/ili biokemijskim izlučivanjima iz morske vode. Nakon objavljivanja ove klasifikacije, šezdesetih i sedamdesetih godina elektronskim mikroskopskim istraživanjima ustanovljeno je da se mikrit sastoji i od čestica većih dimenzija te da prete/no nastaje na druge načine, kako je to iscrpno obrazloženo u odjeljku 9.1.2.1, no termin mikrit zadržao se i dalje i našao opću primjenu u sedimen-toJogiji karbonatnih stijena. SPARIT ili Sl'ARITNl KALCIT {bpany = bistar, proziran) obuhvaća bistre, prozirne kristaliće kalcita promjera > 10 mikronu?tara, koji su se izlučili kao cement u porama vapnenačkog taloga. Međutim, kod nekih tipova vapnenaca sparitni kalcit može nastati procesima rekristali/acije. Folk (1959) klasifikaciju vapnenaca osniva na tome da li vapnenac sadrži ili ne sadrži mikrit, kolik je udio mikrita i alokema te koji tip alokema prevladava u stijeni. Na osnovi međusobnih odnosa inikrita i alokema postoje tri glavne skupine vapnenaca (tabl. 9-2). Ako vapnenei sadrže više od 10% alokema, ovisno o tome prevladava li u njima sparit ili mikrit, razlikuju se dvije osnovne skupine vapnenaca: 1. skupina ili ALOKLMMSKi SPARITNI VARNKNC1 u kojima u/ > 10% alokema sparil prevladava nad mikritom i II. skupina i l i AI.OKEM1JSKI M J K K I I N 1 VAIJNHNCI u kojima uz više od "10% alokema mikrit prevladava nad sparitom (tabl. 9-2) Trećoj skupini pripadaju vapnenei koji sadrže < od 10% alokema, a ta skupina se dijeli na dvije podskupine: U skupinu lila. idu MIKR1TNI VAPMENCI koji sadrže od "1 do 10% alokema, a u skupinu Illb. mikritni vapnenei s manje od 1% alokema (tabl. 9-2). Posebna IV. skupina vapnenaca -.BIOLITTII - su stijene pretežno sastavi Ijene od skeleta organizama litificiranih mi vlastitu staništu ili nastale vezivanjem sedimenta posredovanjem organizama. To su, već prije spomenute, bi-oherme, biostrome i stromatoliti, odnosno, prema Dunhamu (1962), batin-dstoni. Prva i druga skupina, tj. alokemijski vapnenei, ovisno o prevladavajućem tipu alokema dobiva ime po tom alokemu: ako među alokemima ima više od 25% intraklasta, vapnenac se u I. skupini naziva »intrasparit« (si. 9-3) ili u II. \ skupini »inlramikrit«, ako pak među alokemima ima > 25% ooida (»oolita« -Folk, 19.59) vapnenac u I. skupini ima naziv »oosparit« (si. 9-6A,I5) ili u II. skupini »oomikrit«. Potpuno je isti princip i onda kada među alokemima ima < ; od 25% intraklasta ili ooida, a prevladavaju f os il i nad peletima s odnosom ve- \ ćifn od 3:1. U tim slučajevima se vapnenei u 1. skupini nazivaju »biospariti« \ (si, 9-9B i 9-I2B) di u II. skupini »biomikriti« (si. 9-16), odnosno ako je odnos paleta prema fosilima veći od 3:1, u 1, skupini »pelspariti« (si. 9-4) ili »pelmi-
Vaprerici
229
kriti" (II. skupina). Ako alokcmijski vapnenac sadrži pndv.'rjr.'-' udje'.' .i1 .il ■ i peleta, a manje od 25% intraklasta ili ooida, naziva -u , . iop< !■ .. ,rit< (I. skupina) ili »biopelmikrit« (II. skupina). Tablica y-2. KLASIFIKACIJA VAl'NKNACA (i'nlk. L:.'?:. : n.io^pL,.-. ■ ,-o riii^-JL, '9S2) Alokcmijski vapnenci Mikrilni vapn "lici Grtbenski
Alukema > 10% Sparita >
Sparila <
mikrita
mikritii 11.
Alokema < 10%
<1%
vapncnci
lila.
Illb.
IV.
M
BI
1 K
0 L1
SKUPINA
I.
> 25% intraklasta
INTRASPARRUDIT, INTRASPARIT
INTRAMIKRUDIT, INTRAMIKRIT
> 25% ooida
OOSPARRUDIT, OOSPARIT
OOMIKRUDIT OOMIKR1T
> 25% onkoidima
ONKOSFARRUDIT ONKOSPARIT
ONKOMIKRUDIT ONKOMIKRIT
MIKR1T S ONKOIDIMA
RI
Odnos fosila i peleta 3:1
BIOSPARRUDIT BIOSPARIT
BIOMIKRUDIT BIOMIKR1T
MIKRIT S FOSILIMA
T
Odnos fosila i peleta 3:1 do 1:3
BIOPELSPARIT
BIOPELMIKRIT FOSILIFERNI I PELETIFERNI MIKRIT
Odnos fosila i peleta 1:3
PELSPARIT
PEI.MIKRIT
MIKRIT S INTRAKLASTIMA M1KRJTS OOIDIMA
TI T
PELETIFERNI MIKRIT
Masno otisnuto = česti tipovi vapnenca
S obzirom na to da se danas genetski jasno odvajaju ooidi od onkoida, Sto pri nastanku Folkove klasifikacije god. 1959. nije bio slučaj, Fliigel (1982) je I. i II. skupinu alokcmijskih vapnenaca nadopunio novim tipovima vapnenaca po istom principu kojim se vodio Folk (1959). To su: »onkosparit« (si. 9-7A,B) i »onkomikrit« koji među alokomima sadrže više od 25% onkoida (tabl. 9-2). U I. i II. skupini vapnenaca, dakle, alokcmijskih vapnenaca Sto se tiče dimenzija alokema, Folk (1959) za vapnence koji sad ive Lilokeme promjera > 2 mm dodaje u imenu oznaku u obliku nastavka »-rudit«, tj. »intrasparrudil«, »intramikru-dit«, »biosparrudit« (si. 9-23), »biomikrudit« (=biomikrorudit, si. 9-12A) itd., kako je to prikazano u tabl. 9-2, U lila. skupini stijena, tj. mikritnih vapnenaca koji sadrže između 1 i 10% alokema, mikrili dobivaju u nazivu oznaku prevladavajućeg alokemijskog sastojka: »mikrit s intraklastima« ili »mikrit koji sadrži intraklaste«, »mikrit s ooidima«, »peletifcmi mikrit« ili »mikrit koji sadrži polete« (pellet-bearing micrite), odnosno »fosilifcrni mikrit« (tabl. 9-2). U skupini Illb., osim mikrita postoje i dismikriti, ako je mikritna masa poremećena bioturbacijom ili djelatnošću struja i valova.
Ka>S)analne sedimenlne stijenu
230
Rilkova klasifikacija i nomenklatura upotrijebljena /a vapnence našla je široku primjenu i kod ranodijagenetskih dolomita, i to tako što se strukturnom tipu ranođijagenetskog dolomita, koji po građi i strukturi odgovara nekom vapnencu, dodaje predznak »dolo-« pa se tako dolomit koji odgovara pelmikritu, na primjer, naziva »dolopelmikrit«, a dolomit mikritnoga tipa »dolomikrit« (si. 9-35T5) itd.: »dolointraspaiit« (si. 9-35C), »đolopelsparit«... Folk je god. 1962. glavne tipove vapnenaca podijelio u osam skupina s obzirom na njihove strukturno-teksturne i genetske značajke, odnosno njihov »strukturni spektar" (textural spectrum) koje upozoravaju na energiju i okoliš taloženja. Ka osnovi međusobnih odnosa vapnenačkog mulja - mikrita, ima ili alokema i stupnja sortiranosti /aobljenosti i abradiranja zrna Jr'olk (1962) razlikuje osam skupina vapnenaca od kojih su kod prve dvije zadržani isti na/ivi kao kod skupina lila. i Illb. klasifikacije i/, god. 1959. Na si. 9-19 prikazan je princip takve podjele na primjeru vapnenaca koji sadrže fosile i/ili bioklaste. 1. skupina: cisti mikriti ili đismikriti s < 1% alokema; 2. skupina: fosiliferni, peletiferni, intraklastični mikriti, tj. mikriti koji sadrže fosile, pelete, intraklaste i td., u kojima se u mikritnoj masi nalazi od 1 do 10% alokema, a vapnenac sadrži > 2/3 mikrita si. 9-16B); 3. skupina: rahli biomikriti (»sparse biomicrite«), rahli pelmikriti i si., koji sadrže od 10 do 50% alokema, a udio je matriksa (karbonatnog mulja ili mikrita) > 2/3 u odnosu na sparit (9-17);
4. skupina: zbijeni biomikriti (packed biomicrite), zbijeni pelmikriti i si., koji sadrže > 50% alokema i > 2/3 mikrita u odnosu na sparit (si. 9-16A); 5. skupina: slabo isprani biospariti (»poorly nmhed biosparite«), slabo isprani polspariti i si., koji sadr/e podjednake udjele mikrita i spari ta; 6. skupina: nesortirani biospariti, nesortirani intraspariti i si., koji se odlikuju slabom sortiranoscu alokema i sadrže vise od 2/3 sparita u odnosu na mikrit (si. 9-23B); 7. skupina: sortirani biospariti, sortiram intraspariti i si., koji se odlikuju dobrom sorliranošću alokema i sadrže >2/3 sparita u odnosu na mikrit (si. 9-1213); 8. skupina: biospariti s dobro zaobljenim i dobro sortiranim bioklastima (»nntn-ded biosparite«), intraspariti s dobro zaobljenim i abradiranim zrnima i sl„ koji
VISEOD2/3VAPNENACK0GMULJAMIKRITA UDIO ALOKEMA
1-10 V.
MIKRIT I DISMIKRIT 1
E£3
■
10-50 7.
FOSILIFERN RAHLI I MIKRIT Z BIOMIKRIT 3
* 50 V. ZBIJENI BIOMIKRIT
JEDNAKI UDIO MIKRITA 1 SPARITA L O5E ISPRANI BIOSPARIT 5
b$$
VIŠE OD ili 5PARIT5K0G KALCITA SORTIRA NOST L05A
SORTI RA ZADBUENAI NOST ABRAOlRAtM □OBRA ZRNA SORTIRANI NESORTIRANI BIOSPARIT BIOSPARIT 7 6
I "
NAZIV STIJENE
* 1V.
■frrKs^rv ti-
l®)jr%
HIKRIT
Ban SPAR1T
Slika 9-19 Pod]ela vapnenaca po strukturnom (teksturnom) spektru (folk, 1962}
™X>£*JL-«J|T
Vapnenr.i
L
231
so odlikuju visokim stupnjem sortiranosti, zaobljenosti i abrazijo zrna (si. 9-3A,B,C). Ovakvom podjelom Folk (1962) nastoji razlikovati vapnence taložerte u okolišima s visokom energijom vode (skupina 6-8) od vapnenaca taloženih u /.aštićenim plićacima i u dubljoj vodi s niskom energijom (skupina 1-5). Slabo isprani spariti, preko nesovtiranih, sortiranih sparila do sparita s visokim stupnjem sortiranosti, zaobljenosti i abradiranja zrna odražavaju porast energije vode. Ovakva genetska podjela vapnenaca pokazala je dobre strane i primjenu kod 5-8. skupine, ali i tešku primjenu za vapnence od 1. do 4. skupine jer su često moguća miješanja alokema porijeklom i/ visokoenergijskih okoliša (ooidi, kortoidi, zaobljeni intraklasti i bioklasti, onkoidi tipa C) s fekalnim poletima i kaTbonatnim muijem - mi krilom u nekom drugom okolišu, npr. u pot-plimnoj zoni pri olujnim valovima (v. odjeljak 13.7.2). Osim
toga, »rahli biomikriti", »rahli pelmikriti « i »rahli oomikriti « obično ne moraju pripadati istom okolišu ni istome energijsk om facijesu.
9.1.4.3 . Slatko vodni, terestič ki i korasti vapnen ci Osim u moru (marinski vapnenci ), vapnenci nastaju i u .slatkoj vodi (slatkovodni vapnenci ), na kopnu (IcrestiČ ki i korasti vapnenci ili vapnenač ki sinteri) i u špiljama (speleote mi). -Među slatkovo dnim vapnenci ma petrogen o su najvažnij
i vapnenci nastali u jezerskim okolišima, tj. »lakustrinski vapnenci«. Kako je iscrpnije objašnjeno u odjeljku 9.1.1, i/ slatke vode, dakle, u jezerima i rijekama, izlučuje se uglavnom kafeit kad je molami odnos Mg/Ca < 2, visokomagnezijski kalcit kod odnosa Mg/Ca 2-7 (npr. u Balalonu), visokomagnezijski kalcit i dolomit kod molarnog odnosa Mg/Ca 7 - 1 2 (Neusiedelsee u Austriji) i aragonit ako je molarni odnos Mg/Ca > 12 (Van Colu, Turska). U jezerskim i riječnim okolišima anorgansko izlučivanje vapnenaca, posljedica je promjena tlaka ili temperature i odstranjivanja CO: iz vode zbog asimilacijskih procesa biljka i/iji titoplanktona (primjer Plitvička je/era), evaporizacijom u aridnim klimatskim područjima ili pak zbog miješanja vode s različitim pH-konccntracijama što je slučaj s rijekama i jezerima. Velika je količina jezerskih vapnenaca biogenog al-galnog porijekla, tj. pripada slatkovodnim stromatolitima, nastalim hvatanjem i vezivanjem karbonatnog, a manjim dijelom i sitnozrnatoga siliciklastičnog sedimenta na vlakanea i slu/. cijanofieeja i mahovina. Jezerski vapnenci često sadrže i obilje onkoida, dakle, pripadaju onkolitima koji nastaju onkoidnim cijanoficejskim obavljanjima bioklasta ili Ijušturica gastropoda i fragmenata stijena. - U terestičke vapnence ubrajaju se vapnenci taloženi na kopnu, tj. izvan utjecaja morske vode, odnosno u terestičkim uvjetima. Terestički su vapnenci: 1. vapnenački sinteri: se dro i l i » l u f a « i travertin; 2. korasti vapnenci: ka liče (calirlu?) i l i kalkrete (cnlcrete) 3. špiljski vapnenci ili speleotemi. ]. VAPNKNAČKI SINTFR! terestički su vapnenci nastali u slaktim vodama, osim u velikim jezerima kad ih ubrajamo u lakustrinske vapnence. Među njima
232
Koibonatne sedimentne stijene
obično se razlikuju dva po postanku, strukturi i građi različita tipa: vapncnaćke sedre ili »tufa« i travertini.
- VAPNFNAĆKK SEDRE ili TUFA spužvasri su, izrazito porozni vapnenci nastali na slapovima jezera i rijeka i na izvorima izlučivanjem kalcita po vlatima mahovina, modrozelenim algama i vodenom bilju, posebno u području prskanja vode vodopada. »Tufa« je talijanski, a calcareous sinter američki naziv za tu stijenu, pri čemu je kod američkih autora tim nazivom Često obuhvaćen i travertin. Ovoj skupini vapnenaca pribraja se i ON1KS-MKAMOR, tj. vrlo čvrsta, slojevita ili bubrežasta nakupina romboedrijskog kalcita u obliku vlaknastih kalcitnih kristala nastala njegovim izlučivanjem iz vrućih izvora. Za razliku od vapnenačke sedre ili vapnenačkog sintera (tufa) postoji i KREMENASTA SEDRA (siliceous sinter) koja kao inkrustacije sivog, bijelog ili smeđastog opala nastaje u blizini vrućih izvora. - TRAVERTINI su Čvrsto litificirani, Šupljikavi, ćelijasto građeni, nepravilno laminirani ili slojeviti vapnenci nastali anorganskim izlučivanjima kalcita iz vrućih voda oko termalnih izvora ili iz toplih sulfatnih otopina. 2. Korasti vapnenci: KAUČE ili KALKRETE terestički su vapnenci nastali kao produkti tvorbe tla u semiaridnim i aridnim toplim klimatskim područjima. Termin calkhe engleska je transkripcija Španjolske riječi calizo koja na američkom jugozapadu označava »stijenu bogatu vapnom«. Sinonim za kaliče je calerete kao međunarodni termin kojim se označava materijal nastao izmjenama i/ili cementacijom tla ili stijena pretežno sastavljenih od Ca-karbonata. Kalkrete ili kalića nastaju u semiaridnim i aridnim područjima sa suhom klimom gdje su ukupne godišnje oborine od 200 do 6(30 mm, a isparavanje vode iz tla veće je od ukupne godišnje količine oborina. Pri tome se poma voda zasićena Ca-hidrogenkarbonatom penje prema površini i tu se zbog snažna isparavanja izlučuje kakit u obliku korastih nakupina, tj. kaliča ili kalkreta. Kalkretni vapnenci (kaliča) odlikuju se laminiranim korastim nakupinama mikrosparitnog ili mi-kritnog kalcita, rjeđe Mg-kalcita ili aragonita, u kojima se nalaze uključeni fragmenti starijih kalkrernih kora (»calichcpisoids«, »caiiche peltets« ili vadose piso-ids), litoklasti starijih vapnenaca, a rjeđe i ljušturice kopnenih puževa i ostaci korijenja biljaka. Laminirane kalkrete, koje se sastoje od ravnih ili valovitih kar-bonatnih lamela s tankim smeđim filmovima Fe-oksida i hidroksida ili organske supstancije po plohama laminacije, mjestimično mogu biti i brečirane, Uglavnom ispunjavaju udubljenja u mikroreljefu i po tome se jasno razlikuju od stromatolita. Osim laminiranih kalkreta, česte su i kalkrete bez laminirane teksture koje se sastoje od rad i ja Ino zrna tog ili krupnokristaliničnoga kalcitnogl ili vlaknastoga aragonitnog meniskusnog cementa. Korasti vapnenci (kalkrete ili kaliča) obično nemaju veće debljine. Najčešće su to kore debljine od nekoliko desetaka, centimetara, a rjeđe i do pedesetak metara. Vrlo su važan indikator paboklimatskih uvjeta i izuzetno važne za interpretaciju uvjeta i okoliša ta-l loženja karbonatnih sedimenata jer upozoravaju na prekid marinske sedimen-tacije, emerzije i na subaersko trošenje vapnenaca. Tanke kalkretne kore često se nalaze unutar kratkotrajnih emerzija u jurskim i krednim vapnencima ja- ; dranske i dinarske karbonatne platforme (Tišijar, 1986; Tišljar et. al., 1989), a , deblje kalkretne kore pojavljuju se na površini gomjopermskih karbonatnoeva- ' poritnih stijena zajedno s »rauhvtackama« ili opućnjacima u okolici Sinja i Knina (v. odjeljak 9.2.5).
Vapnena
233
3. Špiljski vapnenci ili SPELEOTEMI (DR1PSTONE) vapnenačke su sige nastale pri kapanju vode zasićene Ca-hidrogenkarbonafom u vapnenackim špiljama i kavernama. Sige koje rastu u špiljama od poda naviše nazivaju se sta-lagmiti, one što rastu od stropa (vise) u špilju stalaktiti, a ako se spoje stalkit i sralagmit nastaje stalgmat. Do izlučivanja kalcita (rjeđe aragonita), odnosno rasta siga, dolazi zbog isparavanja vode iz kapljica koje vise sa stropa ili is-paravanja vode iz tankoga vodenog filma koji se cijedi po stijeni te zbog nagla otpuštanja C02 iz vode zasićene Ca-hidrogen karbonatom u trenutku udarca kapljice vode koja kapa u špilji. Sige se sastoje od krupnokrisraliničnog kalcita, rjeđe aragonita (npr. u Kristalnoj špilji, Južna Dakota Flugel, 1982), hidroma-gnezita i magnezita. Osim siga, u speleotemske vapnence ubrajaju se i špiljski biseri (cave perls) o kojima je već bilo govora u odjeljku 9.1.2.4.2.
9.1.5. Dijageneza vapnenaca Pri istraživanju dijagenetskih procesa karbonatnih sedimenata potrebno je razlikovati ranodijagenetske od kasnođijagenetskih p -ocesa, odnosno procese koji se zbivaju u još nevezanim, tek istaloženim, rasutim talozima, od procesa u već očvrsnutuj stijeni vapnencu. S obzirom pak na mjesto i okoliše u kojim se zbivaju ranodijagenetski, a i k a snodij a genetski, procesi razlikuje se: - dijageneza u marinskim (submarinskim) uvjetima - dijageneza u uvjetima meteorske vode i - dijageneza u uvjetima miješane meteorske i morske vode. Dijageneza u marinskim uvjetima /biva se u sedimentima koji su natopljeni morskom vodom, tj. u onima na dnu plitkog ili dubljeg mora na plimnim ravnicama (liđal flat) i na plažama. U otvorenim marinskim okolišima dijage-netski procesi izrazito ovise o dubini vode i zemljopisnoj širini, tj. geografskom položaju na zemljinoj kugli, a na plimnim ravnicama, plažama i obalama najvažniji je činitelj klima. Dijageneza u uvjetima meteorske vode može se zbivati ili u vadoznoj zoni ili u meteorskoj freatićkoj zoni (si. 9-20). - VADOZNA je ZONA područje iznad stalne razine temeljne vode u kojemu su pore u stijeni samo povremeno ispunjene vodom, uglavnom u tijeku oborina i zaostalih oborinskih voda, a u ostalo, pretežno vrijeme stijena se nalazi u su-baerskim uvjetima (si. 9-20). - MKTliORSKA FRHATIČKA ZONA jest zona ispod razine slatke vode temeljnice, tj. zona u'kojoj je stijena stalno natopljena slatkom temeljnom vodom (si. y-20). Dijagenetski procesi u uvjetima vadozne i meteorske z.one mogu već vrlo brzo nakon taloženja zahvatiti karbonatni sediment ako je takav sediment bio nabačen na natplimnu ravnicu (supralidal) olujnim valovima ili je izronio i^nad morske razine zbog nagle progradacije plimne ravnice grebena ili pruda (v. 13.3) ili pak zbog relativna spuštanja morske razine (i/ili dizanja dna bazena) tako da je došao pod utjecaj meteorske vode. Važna i bitna jest razlika u di-jagenetskim procesima koji se događaju u meteorskoj freatićkoj zoni, tj. ispod
234
Karbanalne sedimenlne 51i|ene
razine vode temelinicc, od đijagenetskih procesa u vado/noj zoni, odnosno iznad stalne razine vode temeljnice. - ]JODZ0MNA MIJliŠANA ZONA u kojoj se miješaju meteorska slatka i morska voda ima vrlo varijabilne oblike, rasprnstranjenje i geometriju po dubini i bočno. Što ovisi o blizini i udaljenosti morske i slatke vode te o poniznosti i propusnosti sedimenta koji se nalazi u takvoj miješanoj zoni. U svakoj od tih zona vladaju različiti kemijski i fizikalni uvjeti pa su dijagenetski procesi u njima bitno različiti. Prepoznavanjem takvih specifičnih đijagenetskih procesa u starim vapnencima dobivaju se izu/etno važni pokazatelji uvjeta i okoliša taloženja, kao i podaci o palcoklimatskim i pa leo geografskim značajkama u doba taloženja tih stijena. Bitne razlike u mineralnom tipu cemenata koji se izlučuju u pojedinim dijagenetskim zonama, kao posljedice različita kemijskog sastava voda te fizikalnih uvjeta u tim zonama, prikazuje si. 9-20. Za razliku od kemijskih đijagenetskih procesa, mehanička dijageneza kod karbonatnih sedimenata ima bitno manji, gotovo zanemarivi utjecaj na litifi-kacijske procese. Zbog razmjerno brzih kemijskih đijagenetskih procesa, posebice cementadje, kompakcijski su procesi praktički svedeni na minimum jer je karbonatni talog prije cementiran i očvrsnut nego što ga prekriju novi sedimenti veće debljine koji bi uzrokovali njegovo znatnije zbijanje ili kompakciju. Ma-lo-kad nalazimo vapnence koji sadrže tragmente ili cijele skelete zdrobljene zbog mehaničke kompakcije {npr. raspucane fragmente Ijušturica gastropoda). Međutim, česti su vapnenci u kojima je očita snažna kemijska kompakcija u
Slika 9-20. Shematski prikaz đijagenetskih zona s obzirom na utjecaj morske ili slatke vode: 1 - MARINSKA ZONA u kojoj se porne vode odlikuju velikom koncentracijom Na+ i Mg3* iona pa se tu kao cement izlučuje aragonit i/ili visokomagnezijski kalcit; 2 - METEORSKA FREATIČKA ZONA sa slatkom pornom vodom siromašnom Mgi+ i Na+ ionima pa se tu izlučuje kalcitni cement; VADOZNA ZONA sa samo povremeno meteorskom vodom ispunjenim porama i izlučivanjem kalcitnoga mikrokristalastog, meniskusnog druznog cementa le kristalnog i peletnog silta; 3 - PODZEMNA MIJEŠANA ZONA s miješanom slatkom i morskom pornom vodom koja je siromašna Mg2+ ionima, a bogate Na+ ionima pa se tu izlučuje kalcitni cement (uz manje dopune prema Folku, 1974. iz Fliigel, 1982).
Vapnenci
235
obliku fenomena tlačnog otapanja, odnosno stilolita {si. 3-22). Takva se kemijska kompakcija zbiva u već očvrsnutim vapnencima na dubinama zalijeganja od nekoliko stotina do tisuću i više metara, a mjestimično i u uvjetima snažna tektonskog Stresa. O kemijskim kompacijskim procesima, tj. stilolitima,-višc se govorilo u pogl, 3.5. Među kemijskim dijagenetskim procesima razlikujemo izokemijsku i alo-kemijsku dijagenezu. Kod i/okemijske dijageneze ne mijenja se kemijski sastav glavnih komponenata stijene, a kod alokemijske dijageneze re/.uitat dijagcnet-skih procesa jest promjena kemijsko;; sastava stijene. Pri tome u sediment moraju biti doneseni neki strani ioni, a istodobno iz sedimenata odneseni neki za stijenu domaćina primarni ioni. Takav donos i odnošenje iona obavlja se posredovanjem cirkulacije otopina kroz sediment i dituzijom iona. Najvažniji su izokemijski dijagenetski procesi u vapnencima ovi : cementacija, mikritizacija, otapanje nekih mineralnih sastojaka, transformacija aragonita i Mg-kalcita u kakit i rekristalizacija, a alokemijski procesi: silicifikacija, anhidritizacija i do lomitizacija.
9.1.5.1. Cementacija Cementacija vapnenačkug taloga najvažniji je dijagenetski proces koji od rasutog, rahlog taloga dovodi do stvaranja čvrste stijene - vapnenca. Cementacija obuhvaća procese izlučivanja Cakarbonatne mineralne tvari — aragoritnog, kalcitnog i Mg-kalcitnog cementa u porama vapnenačkog taloga. To uzrokuje međusobno povezivanje - cementiranje - primarnih strukturnih sastojaka, smanjivanje poroznosti i pretvaranje taloga u čvrstu stijenu. S obzirom na morfološke i mikrofiziografske odlike, kao i uvjete, okoliše i zone u kojima su se cementi izlučivali, razlikujemo ove glavne tipove cemenara u vapnencima: fibro-zni ili vlaknasti cement, mozaični ili druzni cement, radijalnoaksijalni fibrozni cement, sintaksijalni obrubni cement, mikroslalaktitni ili gravitacijski (viseći) cement, meniskusni cement, skalenoedrijski ih cement zvan »pasji zub«, mi-kritni cement i pojkilotipni cement. 1. FIBROZNI ILIVLAKNASllCKMKNl (I'riedman, 1964) izlučuje se po površini zrna ili stijenkama Šupljina u obliku izduženih, vlaknastih, (fibroznih) ili igličastih (acikuiarnib) kristalića čija je duža os (= kristalografska os c) orijentirana okomito na površinu zrna ili stijenku šupljine pa kristalići tvore obrub zubičastog izgleda (si. 9-21A, C, 9-3B, 9-4A, 9-10, 9-23B). Kod recentnih sedimenata to su dugačkovlaknasti i l i igličasti (acikulami) aragonitni ili kratkoigličasli Mg-kalcitni kristali. Kod vapnenaca oni su transformirani u kalcit. Fibrozni ili vlaknasti cement nastaje u submarinskom području u ranod i ja genetskoj fazi i označuje prvi stadij cementacije i litifikacije karbonatnog taloga. Karakterističan je za morske plićake, plimne prudove, donji intertidal i za tzv. stijene plaža (bf/ich mek)- U sedimentima taloženim u dubljem moru uglavnom nedostaje ili je vrlo rijedak. Za ovaj tip cementa u literaturi se često još" upotrebljavaju sinonimi kao »ranodijagenetski cement A" (Graf i Lamar, 1950), aci-atlar ili palhamirr cement (Sdineider, 1977], iaapachus frhtgc of'acicular amgonite ili acicular aragoniU: remenf (Tuckcr i VVright, 1990). 2. MOZAIČNI ILI DRUZNI CFMKNT (Bathurst, 1958) u obliku izometričnih, anhedrainih do suphedralnih kalcitnih kristala bez određene kristalografske ili
236
Kaibonatne sedimentne stijene
optičke orijentacije, poput mozaika ispunjava porne prostore koji su preostali nakon izlučivanja fibroznog ili vlaknastog cementa ili intergranularne pore i šupljine u kojima se prije nije izlučivao nikakav drugi cement (si. 9-21B,C; 9-3A,C; 9-4; 9-6A,B,E,F; 97A; 9-10A,B; 9-12B). Dimenzije su kristala veće od 10 mikrometara i u jednoj šupljini ili pori obično se povećavaju od njezina ruba prema središtu. Granice su kristala ravne: > 50% kristala tvori na spojnoj točki triju kristala kut od 180°, ili tzv. enfacial junction (Bathurst, 1971). Osim kalcita, kao druzni cement čest je i ferokalcit. Sinonimi su za druzni cement: »cement B« (Graf i Lamar, 1950), »druzni mozaik cement« (Schneider, 1977), »blockij cement« i »drusy calcite spar« (Tucker i VVright, 1990). Podvrsta je druznog cementa tzv. zrnati cement (granular cement-Bathurst, 1958), koji ima iste odlike kao druzni cement, ali se naziv »zrnati cement« uglavnom upotrebljava samo za cement između zrna, a ne za cement u ostalim šupljinama. Ovaj tip cementa obično nastaje u kasnodijagenetskoj fazi nakon litifikacije sedimenta i smatra se glavnim tipom cementa koji nastaje u vapnencima na većoj dubini zalijeganja (Tucker i VVright, 1990). Može se izlučiti i u subma-rinskoj zoni u porama preostalim nakon cementacije zrna ranodijagenetskim vlaknastim cementom pa Graf i Lamar (1950) zato razlikuju cement A i cement B. Druzni cement može nastati i u vadoznoj, natplimnoj i meteorskoj freatičkoj zoni. Kad se izlučuje u vadoznoj i meteorskoj freatičkoj zoni tada sam, bez vlaknastog cementa A, ispunjava cijelu šupljinu ili porni prostor (si. 9-6G; 9-12B). Izlučuje se u pornim prostorima iz otopina zasićenih Ca-hidrogenkarbonatom pa ga nalazimo i u subaerskim okolišima. 3. RADIJALNOAKSIJALNI FIBROZNI CEMENT (Bathurst, 1959; 1971) sastoji se od kalcitnih kristala koji imaju svinute sraslačke lamele, konvergentne optičke osi i divergentne duže osi u sup kristalima. Kao i fibrozni cement raste okomito na stijenku pore, ali bez istoznačne paralelne orijentacije dužih osi kristala. Potamnjuje valovito, sadrži uklopke, a granice su mu između kristalnih ploha neravne. Smatra se da nastaje samo submarinski (Kendall i Tucker, 1973; Tucker i VVright, 1990) ili u vadoznoj zoni (Bechstadt, 1974). 4. SINTAKS1JAI.NI OBRLBN1 CEMENT (F,vamy i Sherman, 1965) nastaje pri rastu kalcitnog obruba oko fragmenta skeleta bodljikaša u istome optičkom kontinuitetu kakav ima kakit koji izgrađuje skelet pa i cement i fragment skeleta kod ukriženih nikola potamne istodobno (si. 9-21D). Sinonimi su za sip-taksijalni obrubni cement ovi: rim cement (Bathurst, 1958) i sintaxial overgroivth (Schneider, 1977). Taj je tip cementa karakterističan za slatkovodnu potpovršin-sku ili subaersku cementaciju, ali i za ranodijagenetsku submarinsku cemerj-taciju (Flugel, 1982), a vrlo je čest i kao ranodijagenetski cement u submarin-skim muljnim humcima i grejnstonima (Tucker i VVright, 1990). 5. MIKROSTALAKTITNI ILI GRAVITACIJSKI CEMENT (Purser, 1969) debele sij koraste nakupine cementa A na svodovima šupljina ili u porama ispod većih zrna (si. 96E i 9-21E). Nastale su izlučivanjem kalcita pri uzastopnim vlaže-njima'i isušivanjima taloga iz kapljica i filmova vode koje vise na svodu šupljina slično kao što je slučaj kod postanka stalaktita u špiljama. Taj tip cementa; karakterističan je za vadoznu zonu, a rjeđe se izlučuje i u gornjoj plimnoj i nat-1 plimnoj zoni. Sinonimi su za mikrostalaktitni cement: »gravitacijski cement« i (Muller,-1971), dripstone cement (Purser, 1969), »viseći cement« te sinter cement i microsinler cement (Sander, 1936).
Vapnenci
237
Slika 9-21 Shematski prikaz najčešćih tipova cementa u vapnencima; A fibrozni ili vlaknasti cement; B - mozaični ili druzni (granularni) cement, C - grejnston cementiran najprije tibroznlm ili vlaknastim, a potom i mo2aičnim ili đruznim cementom, 0 - sintaksijalni obrubni cement oko fragmenta bodljikaša; E - mikrostalaktitni (viseći ili gravitacijski) cement na donjoj strani zrna, odnosno na svodu intergranularne pore; F - meniskusni cement na kontaktima zrna (crno] i vadozni kristalni silt na dnu pora (točkasto).
6. MHNISKUSNI CHMKNT (Dunham, 1971) nastaje u vadoznoj zoni u nepravilnim porama između dvaju 2rna isparavanjem kapljica vode koje su se tu zadržale kapilarnim silama u obliku kapilarnog filma s meniskusom budući da su pore djelomično ispunjene zrakom, a meteorska se voda zadržava samu kapilarnim silama uza stijenke najdužeg dijela pora (si. 9-21F). Premda ovaj tip cementa u vadoznoj /.oni nastaje vrlo često, u vapnencima s vadoznim tvorevinama nalazimo ga razmjerno rijetko jer je obično prekriven kasnije izlu-ćenim cementima, koji su se izlučivali u preostalim dijelovima intergranularnih pora. Međutim, katoluminiscencijskom mikroskopijom on se jasno odvaja od mladih tipova cementa. Poseban način /apunjavanja pora u vadoznoj zoni jest mehanička akumulacija sitnih kalcitnih kristala koji su se izlučivali u gornjem dijelu vadozne zone i meteorskim se vodama u suspenziji prenosili, tj. spuštali ili se u suhom stanju usipali između zrna u ni/e dijelove. To je KKISTALNI SILT koji kao interni sediment djelomično ispunjava pore. Obično oblaže samo njihove donje dijelove uz više-maoje jasnu gradaciju, horizontalnu i kosu laminaciju ili uz jasno odvajanje više generacija takva zapunjavanja pora. Na taj način, uz naknadno izlu-
238
Kaibonđtiie sedimenlne slije ne
čivanje cementa u gornjem dijelu pora, nastaju CEOl-'ETALNT. TEKSTURE (si. 9 6C,E,P). Ako su se umjesto sitnih kalcitnih kristala iz gornjeg dijela vadozne zone uz sudjelovanje meteorske vode ni/ pore usipavala i u nižem dijelu vadozne zone u porama akumulirala karbonatna zrnca slična peletima, tada takav interni sediment nazivamo VADO/NI PIT.ETN1 SiET (si. 9-6D). Mikrostalaktitni i rneniskusni cement te vadozni kristalni silt i vadozni poletni silt najvažniji su indikatori za prepoznavanje vadoznih uvjeta i okoliša, ali i marinskih ooida od vadoznih ooida ili pizoida (odjeljak 9.1.2.4), 7. SKAEENOI'DKIJSKI KALCITNt 1! .1 CEMENT /.van »PASJI ZLIH« družni je cement s nazubljenim, međusobno paralelno poredanim kaleitnim skalenoedrij-skim kristalima nejednake dužine, koji od stijenki strše u unutrašnjost pore poput zubi ii čeljusti psa (»Đog-tooth cement« - Schneider, 1977). Izlučuje se u meteorskoj zoni, a vjerojatno i u plitkom potplimnom (subtidal) i plimnom (inter-tidcil) okolišu. Za taj tip cementa katkad se upotrebljavaju još i nazivi »zupčast ili dentante cement«. 8. MIKR1TN1 CEMENT (Purser, 1969) sastoji se od kristalna promjera od 10 do 30 mikrometara pa izgleda kao mikrit. Izlučuje se kao prvobitni ranodija-genetski cement A u sitnozrnatim talozima tipa »stijena plaža«, (v. odjeljak 13.6.1) u sedimentima koji tvore »tvrda dna« zbog male brzine taloženja i br/e cementacije te u šupljinama organogenih grebena, odnosno u biolititima ili bici hermama i biostromama. Zbog silnih dimenzija kristalića teško ga je običnim mikroskopom razlikovati od karbonatnog mulja - mikrita. Smatra se da je primarno bio aragonitni ili Mg-kalcitni, premda je u vapnencima uvijek samo kal-citni (Tucker i VVright, 1990). Kao sinonim za mikrirni cement upotrebljava se naziv »submikrokristalasti cement« (Maclntvrc, 1967). 9. POJK1EOTIPNI KALCITNI CEMENT (poikihtopic calcite ipar - Tucker i Wright, 1990) posebna je vrsta druznog ili mozaiČnog kalcitnog cementa koji se sastoji od velikih kristala kalcita koji zahvaćaju intergranularne pore između više zrna i uključuju više karbonatnih zrna, tj. primarnih strukturnih sastojaka poput peleta, peloida, ooida, fosila ili onkoida u jedan kalcitni kristal iz.lučen kao cement. Takvi kalcitni kristali imaju promjer od nekoliko milimetara, a nas tali su kao rezultat vrlo spore kristalizacije kalcita iz pornih otopina koje su bile slabo zasićene Ca-hidrogenkarbonatom. Taj tip kalcitnog cementa nastaje u vapnencima na većim dubinama zalijeganja.
9.1.5.2. Otapanje aragonitnih i Mg-kalcitnih zrna i transformacija aragonita i Mg-kalcita u kalcit Premda su u plitkomorskim vapnenačkim talozima, a takvima pripada pretežni dio taloga od kojih su nastali vapnenci, prevladavajući karbonatni minerali ara-gonit i visokomagnezijski kalcit, u vapnencima se praktički nalazi samo kalcit. Naime,'u uvjetima koji vladaju na površini Zemlje i u gornjim dijelovima li-tosfere, posebice u meteorskoj EreatiČkoj i vadoznoj zoni, aragonit i Mg-kalcit nisu stabilni i razmjerno se brzo i lako otapaju ili transformiraju u stabilni kalcit. Transformacija u stabilni kalcit uzrokovana je djelovanjem otopina s niskim molarnim odnosom, Mg/Ca, tj. slatkih voda na aragonitne i Mg-kalcitne taloge. Aragonit i Mg-kalcit stabilni su u morskoj vodi gdje je molarni odnos Mg/Ca
Vapnenci
239
uvijek > 5, a nestabilni u slatkoj vodi, osobito u uvjetima meteorske vode kad vapnenački morski taloži br/o nakon taloženja i/rone iznad razine mora i dođu pod utjecaj meteorskih voda. Aragonit je bitno manje stabilan od kalcita, a topljivost se kalcita povečava s porastom udjela MgCO} koji je izomoffno primiješan u njegovoj kristalnoj rešetci: kakit s 12,5 molamih %-taka MgC03 ima u destiliranoj vodi istu topljivost kao i aragonit (VValter, 1986). Otapanje aragonita i Mg-kakita osobito je važan dijagenetski proces u površinskom dijelu meteorske zone, ali i u marinskom području, kad je morska voda podzasićenn Ca-hidrogenkarbonatom, a to je, općenito govoreći, na dubinama većim od nekoliko stotina metara. Meteorska je voda nezasićena otopljenim Ca-karbonatom i, s obzirom na to da sadr/i otopljeni CO? u obliku slabe karbonatne kiseline (v. pogl. 2.1) lako otapa karbonate, posebice lako su topljivi aragonit i visokomagnezijski kakit. Osim meteorske vode, visokoagresivne u smislu otapanja aragonita, Mg-kakita pa i kalcita mogu biti i vode podzemne miješane zone koje uzrokuju, ne samo otapanje aragonitnih i Mgkalcitnih zrna nego i stvaranje brojnih šupljina otapanja, korozijskih šupljina i kaverna u vapnencima. Mnogi laboratorijski eksperimenti pokazuju da je brzina reakcije aragonit -------> kakit u prisutnosti slatke vode više ovisna o temperaturi negoli o pH otopine i koncentraciji Ca-iona u toj otopini. Potpuna pretvorba ili transformacija aragonita u kakit u destiliranoj vodi kod 100 °C traje samo jedan dan, kod 70 'C dva, a kod 23 rC oko stotinu dana. Kod temperature od 3 "C za stotinu dana u kalcit se transformira samo oko 10 do 20% aragonita (Fyfe i Bischoff, 1465; Taft, 1967). Povećanjem koncentracije Ca-iona u vodi i padom pH vrijednosti, tj. porastom kiselosti vode, brzina reakcije raste. Brza transformacija aragonita u kalcit konstatirana je i u prirodi: dok je u /.oni meteorske vode aragonit ljušturiea gastropoda pleistocenskih vapnenae-kih taloga na LSermudskom otočju potpuno transformiran u kalcit, dotle su u tom istom talogu koji leži ispod razine mora, tj. natopljen je morskom vodom, aragonitne Ijušturice gastropoda iste vrste ostale nepromijenjene, a ni u jednom od lib dvaju okoliša nisu transformirani fibrozni i igličasti acikularni aragonitni kristalići u cementu. Razmjerno veća stabilnost aragonitnih iglica cementa objašnjava se povišenim sadržajem Sr-iona u aragonitu cementa u odnosu na aragonit koji izgrađuje Ijušturice gastropoda (Schroeder, 1973). Osim povišena sadržaja Sr-iona u aragonitu i neke aminokiseline apsorbirane na površini aragonitnih kristalića mogu usporavati ili sprečavati njegovu transformaciju u kalcit (Kennedv i I lall, 1967). U uvjetima kakvi danas vladaju u umjerenom i tropskom klimatskom pojasu /.a transformaciju aragonita u kalcit u zoni meteorske vode potrebno je od Iri do šest mjeseci (Taft, 1967). Ovi podaci jasno pokazuju zašto se u tijeku dijageneze u vapnencima koji su izašli iz utjecaja morske vode više ne nala/i aragonit i visokomagnezijski kalcit koji s više od 12,5 molarnih % MgCO, ima istu topljivost kao i aragonit. Ipak, aragonit i Mg-kalcit tijekom geološkiii razdoblja mogu se očuvati u fosilnim vapnencima onda kada je vapnenački talog prije izronjavanja iznad morske razine i dolaska pod utjecaj meteorske vode bio impregniran bitumenom, nattom ili glinom, a u njegovim se porama zadržala morska voda. U takvim, premda rijetkim slučajevima ostala nam je mogućnost proučavanja primarnoga mineralnog sastava skeleta i drugih sastojaka vapnenaca.
240
Karbonatne sedijnentne sli|en&
Posebno je zanimljiv primjer pojavljivanja aragonita u tankolaminiranim »listićavim« vapnenačkim sedimentima sarmata Panonskog bazena. Tu se unutar bijelih, nekoliko desetaka ili stotina mikrometara debelih vapnenačkih la-mina, koje se izmjenjuju s laporovitim i giinovitim laminama (varve), nalazi kripto kristal inični aragonit. Njegova pojava n tim brakićnim do slatkovodnim sedimentima dvostruko je zagonetna: U prvome redu pitanje je kako je nastao u brakičnim i slatkovodnim sedimentima, a, u drugom redu, kako i zašto se do danas očuvao i u sedimentima na površinskim izdancima. Odgovor na prvo pitanje vjerojatno moramo potražiti u koncentraciji Mg u okolišu taloženja, tj. u vrlo visokom molarnom odnosu Mg/Ca (iz slatke vode aragonit se može izlučiti kod molarnog odnosa Mg/Ca > 12, odjeljak 9.1.1). Odgovor na drugo pitanje, tj. kako je ostao očuvan i zašto nije transformiran u kalcit, vjerojatno leži u činjenici što je gotovo potpuno izoliran od utjecaja slatke vode tankim giinovitim laminama i filmovima, je li usto značajniju ulogu imao i povišeni sadržaj am ino kiselina i Sr-iona, trebalo bi dokazati iscrpnijim geokemijskim istraživanjima. Proučavanje recentnih i vrlo mladih aragonitnih sedimenata pokazuju da se primami aragonit skeleta i drugih sastojaka vapnenaca, kao primjerice ooida, fibroznog cementa, mikrita i si. transformira u kalcit na dva načina: otapanjem aragonita ili hetemaksijalnom i homoaksijalnom transformacijom (Fuchtbauer, 1974), 1. OTAPANJE ARAGONITA ILI HFTEROAKStJAI.NA TRANSFORMACIJA proces je pri kojemu se aragonit skeleta zelenih algi, gastropoda i opčenito mo lusaka koje Ijusturice i skelete grade od aragonita, kao i aragonit ovoja ooida, otapa pod utjecajem meteorskih voda u još neočvrsnutim, izrazito poroznim talozima, a na mjestu otopljenog aragonita izlučuje se zatim kalcit u obliku ra-n od ija genetskoga vlaknastog i/ili mozaičnoga druznoga kalcitnog cementa (si. 9-22, i 9-23). Ako je i na unutrašnjoj i na vanjskoj strani stijenke skeleta po mikritnoj ovojnici koja označuje konturu skeleta izlučen vlaknasti ranodijagenetski kal-citni cement (si. 923B), tada sa sigurnošću možemo tvrditi da je otapanje aragonita bilo u r anodi ja genetskoj fazi, a izlučivanje tog cementa u submarin skini uvjetima. Razmjerno veliki kristali izlučenog kalcita unutar mikritne ovojnice kojom je markirana kontura Ijusturice, koji ovdje ima ulogu druznog cementa (si. 9-23A i B), upućuju na polaganu kristalizaciju iz slabo zasićenih otopina. Kod heteroaksijalne zamjene aragonita kalcitom, koja se zbivala uz potpuno otapanje aragonita, a zatim izlučivanje kalcita na mjestu otopljenog aragonita, primarna struktura aragonitnoga skeleta ili nekog drugog zrna sasvim je uništena, a vanjski oblik zrna obično se očuvao samo onda ako je na površini zrna postojala mikritna ovojnica od sitnih kristalića kalcita nastala djelatnošću algi koje buše podlogu (si. 9-22 i 9-23) o čemu će se više govoriti u pogl. 9.1.5.3. Hetcroaksijalna transformacija karakteristična je /,a izrazito propusne visokoporozne zrnate sedimente (grejnstone) koji sadrže skelete ili fragmente skeleta zelenih algi, gastropoda i drugih molusaka koje su svoje Ijusturice ili dijelove ljušturica gradile od aragonita, te sedimente koji sadrže aragonitne ooide, a koji su vrlo brzo nakon taloženja duže ili kraće vrijeme bili izloženi utjecaju meteorske vode (plimni prudovi, plimni tempestiti, stijene plaža, sit-pratidal, brza progradaeija, piimna ravnica grebena ili pruda i oscilacije morske razine - pogl. 13.3.
Vapnenci
241 aRAGOMITNI S K E LE T
Slika 9-22. Shematski prikaz stvaranja mikritnih ovojnica na skelelu građenom od lameloznog aragonita (A) j građenom od prrzmatičnog kalcita (B) te prikaz heteroaksijalne transformacije aragonita u kalcit otapanjem aragonita
OTOPLJENI ARAGONIT
755 KALCITNI SKELET
fl
MIKRITNA OVOJNICA
k A L CI T N I CEMENT
d u m n n E n iu CENTRIPETALNA M I K R I T I Z A C I J A
2. IIOMOAKSIJAI.NA ili »PARAMORi'NA« TRANSFORMACIJA najčešća je u manje propusnim talozima u kojima se aragonitni skeleti ili druga zrna nalaze uklopljeni u karbonatnom mulju, tj. imaju muljevitu, a ne zrnatu potporu. To je transformacija aragonita u kalcit pri kojoj aragonit postupno »korak po korak« prelazi u kalcit tako da novonastali kalcitni kristalići više-manje zadržavaju oblik i strukturne značajke, pa i orijentaciju ; ragonitnih kristalima. Na taj se način, primjerice, ljuštura gastropoda s aragonituiom lamelamom strukturom transformira u Ijušhiricu s kaicitnom lamelamom strukturom (si. 9-23B). Taj tip transformacije čest je i kod ooida ili vlaknastog cementa. Pri transformaciji visokomagnezijskog kalcita u kalcit odstranjuje se Mg koji ulazi u pome otopine, koje pri svojem kretanju kroz karbonatne stijene mogu uzrokovati njihovu ranodijagenetsku ili kasnodijagenetsku dolomitizaciju (v. odjeljak 9.2.2. i 9,2.3).
9.1.5.3. Mikritizacija Mikritizacija je ranodijagenetski proces kojim se mijenjaju primarna građa i struktura pojedinih strukturnih sastojaka vapnenaca, posebice bioklasta, skeleta i ooida, u bestrukturnu mikritnu ili kriptokristaliničnu masu. M ikri ti za čijom na površini bioklasta mogu nastati mikritne ovojnice (micriic envelopes - Bat-hurst, 1971) kojima ostaje markirana kontura aragonitnog bioklasta i nakon otapanja aragonita i na njegovu mjestu izlućenoga kalritnog cementa (si. 9-9A; 9-22. i 9-23). Pri postanku mikritnih ovojnica i općenito pri mikritizaciji bitnu ulogu imaju endolitne alge, gljivice i bakterije koje nastanjuju površine zrna i buše svoju podlogu. Mikritizacija se zbiva prije bilo kakve cementacije primarnih strukturnih komponenata, tj. bioklasta, skeleta, ooida i drugih zrna, što ,.naći da je to jedan od prvih dijagenetskih procesa. Zbiva se u zaštićenim morskim plićacima i u lagunama gdje je niska energija vode i gdje su povoljni ekološki uvjeti za intenzivan ra/voj endolitnih algi, gljivica i bakterija. Da bi uopće moglo doći do mikritizacije, potrebno je da se po površini zrna, skeleta ili bioklasta nastane endolitne alge, gljivice iii bakterije koje buše podlogu. Svojim rastom one buSe površinski dio zrna, koje im služi kao supstrat za rast, u obliku tankih cjevastih bu.šotinica promjera od 2 do 50 mikrometara orijentiranih vertikalno ili subvertikalno na površinu /ma. Nakon uginuća i truljenja organi-
242
Karbonatns sediment ne slične
/ama, a dijelom već i za njihova života (izlučivanjem karbonata posredovanjem djelovanja bakterija?), bušotinice se ispunjavaju kriptoknstalaslom ili mikritnom masom bogatom organskom tvari. Proučavanjima mikritizacijskih procesa recentnih sedimenta ustanovljeno je da su mikritne ovojnice i mikritizirana zrna, općenito uzevši, kod aragonitnih zrna aragonitnog, a kod Mg-knleilnih /rna Mg-kalcitnog sastava uz visok udio organske tvari. Organska tvar ima u kasnijim procesima otapanja aragonita ili visokomagnezijskog kalcita važnu ulogu sprečavanja ili usporavanja tih procesa tako da se samo otapa aragonil iz dijela skeleta koji nije mikriti/iran, a mikritna ovojnica ostaje očuvana i nakon izlučivanja kalcitnog cementa na mjestu otopljenog aragonita (si. 9-22. i 9-23), kao i u intergranulamim porama zrna. Ovo posljednje dovodi do cemen-lacije tih zrna. Tako se mikritne ovojnice po površini mikriti/iranih zrna mogu fosilno očuvati. Kontinuirane ovojnice oko hioklasta ili nekoga drugog zrna nastaju samo tada kad se po cijeloj površini zrna stvori gusta mreža bušotinica i kad se te bušotinice ispune mikritnom ili kriptokristalastom masom (si. 9-22, 9-23),
Slika 9-23 Mikritne ovojnice i transformacija aragonita u kalcit: A - Kontura gastropodnog bioklasta očuvana samo mikritnom ovojnicom, aragonit i? stijenke ljušture je otopljen, a u Šupljini na njegovu mjestu izlučen |e kalcitni cement, najprije u obliku vlaknastog, a zatim t druznog kalcitnog cementa (heteroaksijalna transformacija]. Turon, Sutivanac - Istra. Dužina linije = 0,25 mm; B - Detalj stijenke puževe kućice u kojoj je primami aragonit lamelarne strukture homoaksrjalno (»para morino«) transformiran u kalcit uz zadržavanje primarno lamelarne strukture U gornjem dijelu stijenke aragonit je otopljen, a u tako nastaloj šupljini izlufien je po Unutrašnjoj i vanjskoj stijenci mikritne ovojnice vlaknasti (strelica) i u preostalom dijelu šupljine mozaični kalcitni cement Dolje lijevo: Tipična porculanasta Ijušturica miliolide u prolaznome svjetlu mikroskopa potpuno |e tamna, neprozirna. Alb, Tarska vala - Istra. Dužina linije - 0,25 mm.
Uapnenci
243
Mikritizacija bioklasta, skeleta (=kortoidi) ili nekoga drugog zrna napreduje centripetalno, tj. od površine prema unutrašnjosti, a na svim mjestima ne prodire jednako duboko od površine (si. 9-9B). Koliko će duboko zahvatiti zrno, ovisi o brzini ubušivanja te o periodičnosti prevrtanja zrna po dnu jer endoiitne alge, gljivice i bakterije gornji dio zrna nastanjuju intenzivnije negoli dio koji leži na dnu. Kada je mi kotizacijom zahvaćeno cijelo zrno, takva su zrna potpuno izgubila svoju primarnu gradu i strukturu i pretvorena su u kriptokris-talasta ili mikritna zrna koja se obično nazivaju peloidima (odjeljak 9.1.2.3). Mi krit i/a ci ja, kojom su nastali kortoidi, centripetalno mikritizirani bioklas-ti, ooidi i bioklasti s debljim ili tanjim mikritnim ovojnicama, kao i potpuno mikritizirani ooidi i IjuŠturice bentoskih foraminifera - peloidi, bili su izuzetno važni i široko rasprostranjeni procesi u juri i u kredi na jadranskoj karbonalnoj platformi (Tišljar, 1978b; 1985; Tišljar i Velić, "1978). Mikritizirana zrna u vapnencima imaju veliko značenja kao indikatori uvjeta i okoliša taloženja. S obzirom na to da endolitnc alge, gljivice i bakterije najintenzivnije rastu u zaštićenim plićacima i lagunama s povišenim salinitetom te da ne mogu nastanjivati zrna koja se u plićacima s višom energijom vode neprestano pokreću, taru jedna u druga i abradiraju, obilje m ikri ti/i ranih zrna u vapnencima upućuje na taloženje u zaštićenim plićacima i / i l i lagunama i u lagunama s povišenim salini-tetom. Pri tome ne smijemo zaboraviti da mikritizirani bioklasti, odnosno korioidi, mogu biti naplavljeni i naneseni na piimne prudove visokom energijom vode kod olujnih valova kao što je to, primjerice, slučaj u kimeridžu u Istri (Tišljar i Velić, 1987; Velić i Tišljar, 1988).
9.1.5.4. Rekristalizacija Rekristalizacija je poseban slučaj potiskivanja pri kojemu primarni i novonastali kristali pripadaju istoj mineralnoj vrsti: kakit jednog strukturnog tipa potiskuje kalcit drugog, obično sitnozmatijeg tipa. U tom procesu mijenjaju se veličina, raspored, orijentacija i morfološke odlike kristala, odnosno kompletna struktura stijene. U karbonatnim sedimentima rekristalizacija .se zbiva uz sudjelovanje vode, bilo da su posrijedi rekristalizacijski procesi u još nevezanu talogu bilo već litificirani, čvrsti vapnenci i dolomiti. Tako na primjer, od gustog mi-kn ta može nastati kristalinični vapnenac koji se sastoji od mikrokristalatih ili makrokristalastih, bistrih kaleitnih agregata. Pri potpunoj rekristalizaciji mikri-ta ili nekog drugog strukturnog tipa vapnenca u mikroskopskome izbrusku teško se raspoznaje, ili se uopće ne može raspoznati, primami strukturni tip vapnenca ili njegove pojedine primarne strukturne komponente. Pri mikroskopskim istraživanjima vapnenca vrlo je važno da se ne zamijeni kalcitni cement s kalcitom nas ta lim rekristalizacijom, i to ne samo kod determinacije tipa vapnenca (zamjena sparitnih i mikritnih tipova) već posebice radi interpretacije uvjeta i okoliša taloženja. Razlike i/među bistrog, sparitnog kaići ta nastalog rekristalizacijom i sparitnog knlriia koji se u porama stijene izlučio kao cement u mikroskopskim izbruscima jesu sljedeće: Kod cementa granice su između kaleitnih kristala ravne i često imaju tzv. cnt'acinl j i t i i c t i o u kontakte (vidi: mozaični dru/ni cement), a kod kalcita nastala rekristalizacijom granice su i/među pojedinih kristalnih zrna neravne, često s naziibljenim ili difu/nim kontaktima na kojima se pojavljuju sitni uklopci i ne-
244
Karbonatne sedimenlne stijene
čistoće, kao posljedica nakupljanja i koncentriranja primjesa iz primarne stijene koje nisu mogle biti ugrađene u novonastali kristal. To je tzv. proces samočiš-ćenja novonastalih kristala - neokalcita ili neođolomita. Kod nepotpuno rekris-taliziranih mikrita prijelazi su iz mikrita u rekristalizaeijom nastale sparikal-citne agregate postupni, a u kontaktnoj prijelaznoj zoni bistri kristali neokalcita u pravilu sadrže brojne sitne uklopke i relikte nepotpuno otopljenih, odnosno rekristaliziranih, mikritnih čestica. Ako uz sparitni kalcit nala/imo i vado/ni kristalni silt s geopetalnom teksturom ili po obodima spari ka leltnih gnijezda od rnozaičnog kalcita nalazimo i vlaknasti kalcit, tada je jasno da nije posrijedi rekristalizacija nego cementacija. Posebno su česte zamjene mikrokristaliničnoga kalcitnog cementa s mikrosparitom nastalim rekristalizaeijom kod »mrvičastih mikrita", odnosno zamjenjivanja karbonatnih mrvica nastalih pretaložavanjem nelitificiranog, kohezivno u mrvice pove^anog mulja, koje su izlučivanjem kalcitnog cementa u njihovim međuprostorima povezane u »mrvičasti mikrit«, s mrljasto i nepotpuno re kristaliziran im mikritom »grumuloz.ne strukture«. Premda takve zamjene nisu bitne u klasifikacijskom pogledu, one obično imaju veliku ulogu pri interpretaciji uvjeta i okoliša taloženja. Naime, dok mrljasto rekristalizirani mikriti s »grumuloCTiom strukturom« mogu nastati prekristalizaeijom mikrita talože-nog u bilo kojem okolišu, dotle su sedimentacijski »mrvičasti mikriti« dobri pokazatelji taloženja u plitkom potplimnom okolišu i zaštićenim plićacima i/ili lagunama.
9.1.5.5. Silicifikacija Silicifikacija je alokemijski dijagenetski proces kojim se u/ posredovanje otopina obogaćenih Si-ionima, u pravilu u obliku silikatne kiseline H4SiO„ u kar-bonatnim stijenama potiskuju kalcit, aragonit ili dolomit opalom, kalcedonom ili niskotemperataumim kvarcom, odnosno silicijskim hidroksidima ili oksidima. Jednako kao i drugi alokemijski dijagenetski procesi i silicifikacija se može zbivati u još nevezanim i nelitificiranim talozima, dakle, u ranođija-genetskoj fazi, ili u već očvrsnutoj stijeni pa je to onda kasnodijagenetska silicifikacija. Ranodijagenetska silicifikacija proces je kod kojeg opal, kalcedon ili nisko temperaturni kvare u još nevezanu karbonatnom talogu potiskuju kalcitne, Mg-kalcitne ili aragtmitne primarne strukturne sastojke tako da nastaju pojedinačni kristali, agregati i gnijezda kvarca, kalcedona i/ili opala (prilog si. "13 i 23), ili nodule, grude i leće rožnjaka. U takvim nodulama i lećama udio si-licijskih minerala, odnosno SiO;, smanjuje se od središta prema rubu nodule, grude ili leće uz istodobno povećanje udjela karbonatne komponente. Vrlo lijepi primjeri ranođijagenctskih nodula i leća rožnjaka (si. 3-21) nalaze se u plitko-vodnim, lagunskim do periplimnim vapnencima gornje krede u južnoj Istri (Ti-šljar, 1978b). Osim nodula i leća rožnjaka, ranodijagenetskom silieifikacijom nastaju'i manje-više ravnomjerne impregnacije karbonatnih stijena kalcedonom ili kvarcinom. Kada su silieifikacijom potpuno ili pretežno potisnute karbonatne primarne komponente, takav vapnenac prelazi u kemogeni silicijski sediment koji sadrži samo relikte primarnog sastava i strukture, a mjestimice i još dobro ocu-
Uapneni:!
245
vane silicificirane karbonatne skelete (alge, foraminifere, bodljikaše, školjkaše). Primjer takva tipa silicifikacije dijagenetske su KVARCNE KEMOGHNK STIJENE, odnosno t/,v. kvarcni pijesci u albu Istre (prilog sh 13 i 23), Kalcedon, opal i kvarcin (=nepotpuno u kvare izmijenjeni kalcedon), kao nestabilne modifikacije siHcij-dioksida, u tijeku dijagenetskih procesa postupno prelaze u stabilni kristalasti nisko temperaturni kvare (Fiicritbauer, 1974). Za razliku od detritićnih siliciklastičnih /ma kvarca u karbonatnim stijenama, antigeni kvare nastao silkifikacijskim ranodijagenetskim i kasnodijage-netskim procesima, ima pravilne kristalografske oblike (si. 9-24. = prilog si. 10), često pokazuje višestruke terminalne plohe i l i raste u obliku pravilnih kristalnih rozeta (si. 9-25. - prilog si. 13). Osim u ranodijagenetskoj i kasnodijage-netskoj fazi, silicifikacija karbonatnili stijena može se zbivati i na površini zemlje (»surface silicif'ication«) osobito u pustinjama s vrućom klimom gdje se stvara kalcedon. Silieifikacija karbonatnili stijena i ranodij a genetska i kasnodijagenerska, odnosno potiskivanje karbonata kalcedonom, kavrcinom, opalom ili kvarcom, zbiva se uz sudjelovanje kiselih otopina koje donosi; Si-ione u obliku silikatne kiseline, a odnose otopljeni karbonat. S obzirom na to da su karbonati topljivi u kiseloj otopini, a da su u kiselom mediju stabilni kvare, opal i kalcedon, u takvim uvjetima lako i brzo dolazi do potiskivanja karbonata tim silicijskim mineralima. Porijeklo Si-iona, koji s vodom daju silikatnu kiselinu prijeko potrebnu za silicifikaciju, može biti različito: 1. od otapanja skeleta radiolarija, spikula spužvi kremenjašica i dijatomeja; 2. od otapanja manjih količina vrlo sitnoga vulkanskog pepela koji se nakon prijenosa zrakom s velikih udaljenosti, istaložio zajedno s karbonatnim sedimentima; 3. od submarinskih vulkanskih emanacija; 4. od cirkulacija pornih voda i kompakcijskih strujanja iz većih dubina zalije-ganja te 5, od otapanja silikatnih minerala i stijena u slatkoj vodi (topljivost tog kvarca u destiliranoj vodi kod 25 "C iznosi 10 ppm, kaleedona 22 do 44 ppm, a svježe istaloženoga amorfnog opala 120 do 140 ppm - Siever, 1962).
9.1.5.6. Anhidritizaeija Anhidritizacija u karbonatnim stijenama može biti proces ili ranodijagenetskog potiskivanja karbonatnili taloga anhidritom ili kasnodijagenetskog potiskivanja karbonatnili minerala u čvrstim vapnencima i l i dolomitima anhidritom, kao i izlučivanja anhidrita u porama. Šupljinama i žilicama vapnenaca, dolomita i drugih stijena. -RANODiJACENhrSKAANIlIDRITIZACIJA proces je potiskivanja karbonal-nih taloga anhidritom u još mekanim, nelitificiranim sedimentima posredovanjem otopina koje sadrže sulfate. Sulfatnim ionima bogate otopine najčešće potječu u natplimnih (supraliđa]) salina, odnosno slanih bara ili jezerca preostalih u udubljenjima na natplimnom okolišu nakon povlačenja mora. Za ranodija-genetsku anhidritizaciju u takvim okolišima potrebna je jaka evaporizacija, uz povišenu temperaturu i stalno povišenje saliniteta (»snkfcfin-uvjoti«). Kod toga najprije obično dolazi do ranodijagenetske dolomitizacije vapnenačkog taloga, a potom d a l j n j i m porastom saliniteta i / i l i temperature i evaporizaeije i do po-
246
Karbon atrce sedimenlne stijene
tiskivanja dolomita nodularnim anhidritom. Svaka pojedina anhidritna nodula sastoji se od velikog broja različito orijentiranih, sitnih, igličastih ili štapićastih (»acikularnih«) kristalića anhidrita, a i/medu pojedinih nodula nalaze se ostaei dolomita preostalog nakon anhidritizacije (si. 9-26. 4-27. i 4-28. - prilog si. 14, 15, i 111). O procesu ranodijagenetske anhidritizacije u S<7M:/HI-UVjulima detaljnije će biti govora u 10. poglavlju. KASNODIJACENKTSKA ANHIDRil'IZACIJA /biva su u tijeku cirkulacije por nih voda koje sadrže SO,:~-ione kroz već očvrsnute karbonatne (i druge) stijene uz potiskivanje karbonatnih (ili drugih) sastojaka anhidritom. Pri tome će takvo potiskivanje biti nejednoličnog intenziteta, nepravilno, a često i selektivno. An-hidrit nastao kasnodijagenetskom anhidritizacijom odlikuje se makrokristalas-tom strukturom i više-manje pravilnim kristalima koji u pravilu sadrže sitne uklopke, odnosno relikte karbonata ili primjesa iz stijena koje anhidrit potiskuje (si. 9-29. - prilog si. 17). Krupniji kristali anhidrita mogu uklapati sitne skelete ili bioklaste ostrakoda, zelenih algi, foraminifura i si. Mjestimice se nalaze i potpuno anhidritizirani skeleti, osobito foraminifera (npr. u albu bušotina ravno-kntarskog karbonatno-anhidritnog kompleksa). Pri anhidritizaciji već očvrsnutih vapnenaca ili dolomita česta je selektivna anhidritizacija: u stijeni su anhidritizirani samo neki sastojci, a drugi ostaju uglavnom potpuno očuvani, kao Što je to, primjerice, slučaj kod kasnodijage-netske anhidritizacije gornjokrednih rudistnih kokinskih i kokinitnih vapnenaca u dubokim bušotinama ravnokotarskog, dugootočnog i bračkog karbonatno--anhidritnog kompleksa (si. 9-29. = prilog si. 17). Tu se Često nalaze rudistni vapnenci u kojima je anhidritiziran samo mikritni matriks, a rudistno kršje u pravilu nije anhidritizirano ili je zahvaćeno samo po rubovima ili duž prslina i pukotina. Pri kasnodijagenetskoj anhidritizaciji, uz krupne kristale anhidrita, u vapnencima obično nalazimo brojne tektonske žilice, šupljine i pore ispunjene anhidritnim kristalnim agregatima kao posljedice izlučivanja anhidrita iz otopina koje su cirkulirale u tim stijenama. Za interpretaciju uvjeta i okoliša taloženja te pravilnu genetsku i stratigrafsku interpretaciju karbonalno-anhidri-tnih kompleksa presudnu važnost ima razlikovanje ranodijagenetskih - sabklui anhidrita - od kasnodijagenetskih anhidrita, kao i anhidrita nastalih evapori-zacijskim procesima u submarinskim uvjetima. Dok su ranodijagenetski - stib-kha - anhidriti i evaporitni submarinski anhidrili sinsedimentacijskog porijekla, dotle su kasnodijagenetski anhidriti naknadni, nastali potiskivanjem dijelova već davno prije postojećih stijena pri cirkulaciji pornih voda koje donose sulfate. Postanak takvog anhidrita ne smije se vezati za isto stratigrafsko razdoblje kojemu pripadaju stijene nosioci anhidrita, jer postanak anhidrita nije istodoban s taloženjem tih stijena.
Dolom itizacija I tiolofniti
247
9.2. Dolomitizacija i dolomiti
9.2.1. Kemijski, fizikalni i petrološki uvjeti nastanka dolomita Premda je mineral dolomit CaMg(C03): stabilan u morskoj vodi, posebice u toplim i plitkim morima, on se vrlo teško ili se uopće ne izlučuje izravno i/ morske vode kao primami mineral, već uglavnom nastaje potiskivanjem ara-gonita, Mg-kalcita i kalcita. Do takva potiskivanja može doći neposredno nakon izlučivanja i taloženja tih minerala pa su to tada RANODIJAGKNETSKI DOLOMITI ili »sinsedimentacijski dolomiti", odnosno »primami dolomiti«. Ako se potiskivanje zbiva u već očvrsnutim stijenama - vapnencima, onda su to KA-SNOLJIJAC^NTn'SKT DOLOMITI, odnosno »posteedimenracijski dolomiti« ili »sekundarni dolomiti«. Lakše nastajanje dolomita potiskivanjem kalcita ili arago-nita negoli izravnim izlučivanjem iz morske vode posljedica je toga što se teško mogu stvarati minerali koji bi bi l i sastavljeni od dviju ili više vrsta neekviva-lentnih kationa sličnih ionskih radijusa i velike mogućnosti izomorfnih zamjena mjesta u kristalnoj rešetki kako je to slučaj s Ca-H i Mg-Monima (»simplicihj principe« - Goldsmith, 1953), kao i zbog jake hidratacije Mg-iona. Naime, mineral dolomit dvosol je Ca-karbonata i Mgkarbonata s kristalnom rešetkom u kojoj se pravilno redaju slojevi CaCO, sa strukturom kalcita i slojevi MgCO;,. Iz morske vode dolomit se ne izlučuje ili se izlučuje vrlo teško zbog: 1. visokog ion-skog potencijala morske vode i stalna izlučivanja Ca-karbonata, 2. jake hidratacije Mg2'-iona i 3. niske aktivnosti CO,iz -iona. Pri tome je glavna smetnja izlučivanju minerala dolomita iz morske vode složenija uređenost njegove kristalne rešetke u odnosu na kristalnu rešetku kalcita, aragonita i visokomagnezijskog kalcita koji se zbog toga mnogo lakše izlučuju iz morske vode i imaju prednost pred izlučivanjem dolomita. S obzirom na to da dolomit znatno lakše nastaje u prisutnosti karbonatnog aniona CO/ negoli u prisutnosti bikarbonatnog ani-ona (HCOj"), koji se nalazi u morskoj vodi, jasno je zašto dolomit uglavnom nastaje dolomirizacijom i/ aragonita, kalcita i Mg-kalcita, a ne izravnim izlučivanjem iz morske vode. Dolomitizaciju pospješuju otopine s povišenim sadržajem alkalija i otopine s visokom pH koncentracijom i prevladavanjem CO.i2 --iona nad HCOf-ionom. Morska voda ima pH koncentraciju od 7,8 do 8,2 i otopljeni karbonat većinom u obliku HCOr-iona ili ncioniziranog H2C03, a ne COj2"-iona. To je, ujedno, i objašnjenje zašto na morskomc dnu praktično i ne postoji petrološki značajnija dolomitizacija karbonatnog taloga. Stehiometrijski čisti dolomit sadrži 54,23% CaCO-, i 45,77% MgC03, odnosno jednak broj molova Ca i Mg-karbonata pa se označava kao Ca50Mg50-do-lomil. Međutim, u prirodi se malokad nalaze stehiometrijski čisti dolomiti. U pravilu, to su dolomiti koji u odnosu na stehiometrijski sastav sadrže više Cn--iona od stehiometrijski potrebnog jer se u MgCOs sloju kristalne rešetke dolomita umjesto pojedinih Mg-iona ugrade Ca-ioni. Za takve dolomite kažemo đa imaju Ca-suvišak, a obično se nazivaju »protodolomiti«. Za razliku od ste-hiometrijskog dolomita s jednakim brojem molova Ca-karbonata i Mg-karbo-
248
KarbonataE sedimentne stijene
nata, koji označavamo kao C a SĐ Mg ^-dolomit, dolomit s Ca-suviškom ili »protodolomiti« označavaju .se tako da pokazuju koliko ima molova Ca-karhonata više, a koliko molova Mg-karbonata manje od stehiomctrijskog sastava, na primjer Cai-,sMg44dolomit. Posljedica zamjene Mg-iona ionom Ca jest porast razmaka slojeva u kristalnoj rešetki dolomita jer je ionski radijus Ca-iona veći od Mg-iona. Ta se promjena može dobro registrirati rentgenskom difrakcijom uz primjenu nekog standarda (nalit, fluorit, kvare).
rrrar-4J- ■ (U2.M
— 1
_ 1 1_ 1_ 1_
1
2,90
w~ 4
S^ jy_-
1,91
2,"
2,91
2,9* *
Cofi5Mg3S
Ca70MgaQ
!
1
1
!
COJJ M(t5
&o(0 Mg to
Slika 9-30. Dijagram za određivanje sastava dolomita s obzirom na molarni odnos CaCOa i MgC03 na osnovi d vrijednosti rentgenskog refleksa d1Đ4 (iz: FiichtbaLier, 1974)
Rentgensku metodu određivanja sastava dolomita s obzirom na Ca-suvi-Šak razradili su Goldsmith i sur. (1958) te Fiichtbauer i Goldschmidt (1965) na osnovi pomaka d]04 vrijednosti najjačeg refleksa dolomita koji se ovisno o Ca-suvišku pomiče od oko d - 2,886 do d - 2,942 A (si. 9-30). Dolomiti koji imaju Ca-suvišak, tj. dolomiti čiji sastav nije steniometrijski, manje su stabilni i lakše topljivi u odnosu na stehiometrijske dolomite (odjeljak 9.2.5). Kod idealne kristalne rešetke dolomita s idealno raspoređenim atomima Ca, C i O, odnos je intenziteta refleksa CaCO, i MgCOi sloja kod rentgenske difrakcije jednak, a u svim drugim slučajevima taj je odnos < 1 i njime se označava stupanj uređenosti kristalne rešetke dolomita. Određuje se tako da se s rentgenograma izmjere površine refleksa kod 35,3 i 37,3 CuKa i izračuna njihov međusobni odnos, koji bi u idealnom slučaju morao biti = 1, ali je kod dolomita u prirodi redovito < 1 (Goldsmith i Graf, 1958). Stupanj uređenosti rešotke ovisi o uvjetima li kojima nastaje dolomit: što su oni povoljniji, tj. i dual nj j i , to će i uređenost rešetke biti viša, bliža 1, odnosno idealnom Miipnju uređenja rešetke. U rešetki dolomita Ca i Mg mogu biti zamijenjeni i dvovalentnini Fe pa tako nastaje ferodolomit (> 2 mol.% FeCO) pu/nat pod nazivom ankerit, tj. željezom bogati dolomit.
D olom iU zđc[|a i dol omi li
249
Proces potiskivanja ka [ci ta ili aragonita dolomitom može se prikazati sljedećom kemijskom reakcijom u kojoj uz kalcit {ili vapnenac) sudjeluje Mg-ion iz otopine, a otopinom se odstranjuje oslobođeni Ca-ion; 2 CaCCVMg3---------------—> CaMgtCOjJj+Ca11 kalcit dolomit Ova se reakcija, odnosno proces dolomitizacije, može ostvariti samo uz prisutnost otopine kojom se donose Mg-ioni, a odnose oslobođeni Ca-ioni. Ako nema odstranjivanja oslobođenih Ca-iona, ubrzo se uspostavlja kemijska ravnoteža Mg-iona i Ca-iona u otopini i prekida se proces potiskivanja kalcita dolomitom. Budući da je dolomitna Tešetka gušće pakirana od kalcitne i aragonitne, pri potpunoj dolomitizaciji vapnenca sastavljenog samo od kalcita nastaje dodatna poroznost u dolomitu od 12,9%, odnosno kod dolomitizacije aragonirnih sedimenata od 5,5%. Morska voda, kao i slatka voda, mogu biti zasićene s obzirom na dolomit i kalcit, a miješane morske i slatke vode s 5 do 50% morske vode podzasićene su u odnosu na kalcit i prezasićene u odnosu na dolomit (Badiozamani, 1973). To, drugim riječima, znači da su za dolomitizaciju osobito pogodne porne otopine miješane podzemnu zone (si. 9-20. i 9-32R) ako sadrže mješavinu slatke vode s 5-50% morske vode jer je u njima nestabilan kalcit, a zbog prezasićenosti stabilan dolomit, čime je omogućeno njegovo izlučivanje.
9,2.2, Ran odij a genetska dolomitizacija Kanodijagenetska dolomitizacija, odnosno »singenetski ili sinsedimentacijski« postanak dolomita, zbiva se, kako to pokazuju brojna istraživanja recentnih primjera (Kinsman, 1964; Friedman, 1964; KHng i VVells, 1964; Butler, 1969; Hsu i Siegcnthaler, 1969; Evans et al., 1969) u još nevezanim talozima ili u natplim-noj zoni, odnosno na suprntidaht u salinama (sabkhama) ili pak u izoliranim lagunama, zaljevima i slanim jezerima gdje se zbog jakog isparavanja doseže potrebna koncentracija Mg-iona. Dakle, na supratiđalu ona se zbiva u talozima koji se nalaze iznad srednje razine plime i koji su povremeno natapani morskom vodom (visoki valovi, visoke plime), a u lagunama, salinama i slanim jezerima samo onda ako je isparavali je vode jače od dotoka vode iz mora ili oborinama. Kanodijagenetska će dolomitizacija nastupiti u spomenutim okolišima ako su zadovoljeni još i svi drugi klimatski, kemijski i fizikalni uvjeti. Kako to pokazuju brojni recentni primjeri (Perzijski zaljev, Bonaire, Florida Keys, Kara Bu-gaz, Karibi), ranodijagenetska dolomitizacija zahtijeva srednju godišnju temperaturu od 30 "C i više te molarni odnos Mg/Ca između 15 i 30. U normalnoj morskoj vodi taj je odnos oko 5,26. Iz ovoga jasno izlazi da nema ranodija-genetske dolomitizacije tek istaloženih karbonatnih taloga na morskomu dnu pri normalnom ili malo povišenom salinitetu i uobičajenim temperaturama morske vode. Loweringovi (1969) pokusi pokazuju da je za dolomitizaciju pri temperaturi vode od 0 "C potreban molarni odnos Mg/Ca > 16, a kod temperature od 25 "C > 5,26, Ij. viši od onog u morskoj vodi. Smatra se da bi naj-
250
■(aibonatne aedimerrtrie stijene
niža temperatura kod koje je u prirodi moguća ranodijagenetska dolomitizacija morala biti > 30 °C, a optimalni molarni odnos Mg/Ca između 10 i 40. Kod recentnih primjera ranođijagenetske dolomitizacije te su relacije: Mniarni odnos Mg/Ca 40
- Klorida Kay
Klima i temperatura humidna
- Karibi
blago aridna
30
CaS4 MMg44 46
- Perzijski zaljev
vrlo aridna 35 °C
11
Ca$o_S5Mg4S-50
- Kara Buga/
vrlo aridna 35 "C
10
CaSD_58Mg4- su
- Coorong (Australija)
> 30 °C
5-20
Ca52_^Mg4Mg
Dolomit Ca5s f,jMg33_42
Izvor Mg za ranodijagenetsku dolomiti/aciju jest morska voda koja sadrži oko 1 290 ppm Mg (= 0,052 mola na litru) i 441 ppm Ca (- 0,01 mol na litru), što odgovara Mg/Ca molamom odnosu 5,26 ili težinskom odnosu Mg/Ca 3,14. Usporedbe radi, meteorska voda sadrži prosječno oko 15 ppm Ca i 4 ppm Mg i ima molarni odnos Mg/Ca oko 0,44. Fovišenje molarnog odnosa Mg/Ca potrebnog da bi se u supratidalnim uvjetima i evaporitnim okolišima mogao odvijati proces ranodijagenetske do lom itizacije uvjetovano je snažnim isparavanji-ma, odstranjivanjem Ca-iona zbog prethodnog izlučivanja kalcita, gipsa ili an-hidrita (primjerice slučaj u Kara Bugazu), te zbog povećanja koncentracije CCV--iona /bog oksidacije organske tvari i živome djelatnosti bakterija koje reduciraju sulfate (Lippman, 1973). Već i najmanje povećanje koncentracije CO.2---iona, kako to izlazi iz konstante produkta topljivosti, mora smanjiti koncentraciju Ca-'-iona, a to povećava molarni odnos Mg/Ca u otopini. Ranodijagenetska je dolomitizacija moguća u: 1. evaporizacijskim uvjetima ili 2. u zoni miješane morske i slatke vodo.
9.2.2.1. Ranodijagenetska dolomitizacija u evaporizacijskim uvjetima Ranodijagenetska dolomitizacija u evaporizacijskim uvjetima zbiva se po jednom ili kombinacijom nekoliko modela, kako to pokazuju brojni recentni primjeri na p Umnim ravnicama, gornjemu plimnom i narplimnom okolišu, u priobalnim evaporitnim jezerima (»Coorong tip«), u hiperslanim lagunama i u sabkhama. U svim tim slučajevima ključni čimbenik dolomitizacije jest ispara-vanje morske vode kojom se povremeno pri visokim plimama i olujnim valovima natapaju karbonatni taloži ili pak isparavanjc vode koja je na taj način naplavljena i zaostala u udubljenjima na supratidainoj zoni u obliku slanih je-zeraca, salina i sabkhi. Ovisno a tome kojim je mehanizmom osiguran potreban donos Mg-iona i održavanje prijeko potrebnog visokog Mg/Ca molarnog odnosa u evaporizacijskim uvjetima, razlikuje se pet osnovnih modela ranodijagenetske dolomitizacije.
Uolamrtizacija i đulu mi ti
251
To SU:
"1. Povećanje koncentracije Mg-iona isparavanjem morsko vode u porama još neočvrsnutih karbonatnih taloga u gornjem interliditlnom i supmtidalnom okolišu, tj. ^kapilarnom koncentracijom« (»capillary concentration« - Friedman i Sanders, 1967). Budući da je isparavanje morsku vode najjače pri samoj površini taloga, dolomit u početku procesa nastaje samo u površinskom dijelu taloga, a daljnjim isparavanjem vode i/ pora dubljeg dijela taloga dolomitizacija prodire sve dublju. Proces se prekida, ili nakon što se isparila sva voda iz pora ili nakon što je potrošen sav magnezij iz porne vode, a obnavlja se pri ponovnom naplavljivanju morske vode na talog pri visokim plimama ili olujnim valovima. Ako su razina mora podigne toliko da stalno preplavi supraiidnl i talog dospije pod razinu najniže oseke, dolomitizacija su prekida jer morska voda više ne može isparavanjem postiei minimalni molarni odnos Mg/Ca potreban /a dolomitizaeiju. Na nastali tanki sloj ranodijageoetskog dolomita u tom se slučaju nastavlja taloženje potplimnog ili plimnoga vapnenačkog sedimenta, tj. vapnenca. Takvim modelom ranodijagenetske dolomitizacije objašnjene su ritmičnu i/mjene -- ciklusi ranodijagunetskih supratidalnih dolomita s kasnodija-genetskim dolomitima nastaiim kasnodijagenetskom dolomitizacijom plimnih i potplimnih vapnenaca u berija.su zapadne Istru (TiŠljar, "1976; Ti.Šljar et al., 1983). 2. Model »uvaporitnog crpljenja« (»cvaporitc ptimping« - Hsu i Siegenthalor, 1969). Zbog snažna isparavanja morske vode iz pora morskom vodom nato pljenoga karbonarnog taloga natplimne zone na kojoj postoje mala slana juzurca ili saline (sabkhe) zaostale od povremenog naplavljivanja morske vode visokim plimama ili olujnim valovima (si. 9-31A) u porama taloga stvara se podtlak. Zbog tog podtlaka, kao i zbog toga što je talog dobro propuštan i što poma voda ima komunikaciju s vodom iz salina ili laguna, u te se pore neprestano usisava ili crpo toliko morske vode iz obližnje saline ili lagune koliko se vode ispari iz taloga. To omogućava kontinuitet pritjecanja vode s visokim molarnim odnosom Mg/Ca, a time i neprekidnost procesa dolomitizacije dokle god u salinama nije isparena sva voda. 3. Model »povratnog strujanja« (»a'epage refluction« - Ađams i Rhodes, 1960). Taj model obuhvaća neprestano dovođenje otopina s visokim Mg/Ca molarnim odnosom iz evaporiziranih laguna ili porne vode plimnih ravnica kroz porozne sedimente prema moru (si. 9-3113). Naime, zbog razliku u koncentraciji vode izolirane lagune i l i salina u odnosu na vodu morskih plićaka, kroz poroznu su sedimente procjeduje i struji voda iz lagune ili saline u plićak nastojeći izjednačiti koncentraciju. Takvo »povratno strujanje« osigurava neprestano donošenju Mg-iona i odstranjivanje Ca-iona iz taloga, a time i proces dolomitizacije taloga kroz koji se obavlja strujanje vode. Potrebni molarni odnos Mg/Ca u laguni ili salini ostvaruje se snažnom uvaporizacijom, izlučivanjem kalota i gipsa ili anhidrita. Taj model nema dobrih analognih primjera kod recentnih dolomita, ali se često primjenjuje za tumačenje postanka dolomita iz različitih geoloških razdoblja, osobito onih koji su udruženi s evapo-ritima i koji su obogaćeni mikroelementima i izotopima kisika - O kao posljedicom izlučivanja u ovaporizacijskim uvjetima {Tucker i Wright, 1990). 4. »Coorong model« obuhvaća uvaporizaciju morske i magnezijem bogatu meteorske temeljne vode u priobalnim, nestalnim ili efumeralnim alkalnim jezerima koja nastaju iza pješčanih plimnih barijera, kao što je to slučaj u jezerB
252
Kiirbunatne sedimenlnp sirene
subtidaL
intertutall
sa li na
supratidal
supratidal
.^"/■»T
riIiiac
razina plime
vMm__„j±m l-J
e
RANODIMGENETSKI MEKANI,
CRPLJENJE
inttrtidal |
VAPNENACKI ILI
IAIOG
J5ISAVANJE
supratidal
[
VODE
salina
supratidol
^ ^ _ _ —, L ■ ^.^^
razina plim
razino p"^_-^r^*'
^S^L 1^1
DOLOMIT
VLAŽNI
"_^——-T^^TJS
V^^" i^v^'^C^D O L O M l I l U B t NI
TALOG
1
f^~ — ---- -=
TALOG
ViPNENACK:
B Slika 9-31. Shematski prikazi modela ranodi|agenetske evaponzacijske dolomitizacije A Model ranodijagenetske dolomitizacije procesom »evaporitnoga crpljenja{»evaporite pumping« - Hsu & Siegenlhaler, 1969), B - Hanodijageneiska dolomitizacija mehanizrnom "povratnog struiaiiia-(»seepage refluclion« - Adams S Hhodes, 1960].
cima Coorong u južnoj Australiji. Taj jo modt'l detaljno istražio Von der Borch (1976). jezerca Coorong povremeno primaju i morsku vodu, ali i meteorsku temeljnu vodu kroz propusne sedimente. Pretežni dio Mg-iona dolazi u jezerca s temeljnom vodom, a potječe od otapanja kvartamih bazičnih vulkanskih stijena u sabirnom području tih podzemnih voda (si. 9-32A). Dolomitizaciju pospješuje vrlo visoka alkalnoat vode u jezercima s pH koncentracijom od 8 do 10. Mola mi odnos Mg/Ca varira, ovisno o dotoku i is-paravanju vode jezera, između "1 i 20 jer se količina vode u jezercima zbog jake evaporizacije izrazito smanjuje, a u nekoliko najtoplijih, suhih mjeseci jezerca potpuno ostaju bez vode. Na dnu jezeraca nastaju algalne livade, a porastom isparavanja vode na njih se talože m i kro kristalan ti ma^nezit, hidromagnezil,
Dolorriitlzđcl|a i dolomiti
253
Slika 932. Shematski prikazi dolomitizacije. A - »Coorong model" dolomitizaciie u evaporizacijskim uvjetima. U priobalna morska jezerca, koja u sušnim razdobljima zbog isparavanja ostaju bez vode, za vrijeme kiša dotjeće podzemna voda obogaćena magnezijem nastalim otapanjem sastojaka kvariarnih vulkanskih stijena (Von der Borch, 1976); B - Dolomitizacija u zoni miješane morske i slatke podzemne vode koja sadrži od 5 do 50% morske vode (Tacker & VVrighi, 1990].
aragonit, visokomagnezijski i niskomagnezijski kalcit te dolomit. Dolomit se većinom naia/.i u jezercima koja su najudaljenija od morske obale i kod kojih najdužu traje fa/a bez vode, odnosno koja su najduže isušena. Dolomiti nastaju u tijeku isušivanja uglavnom samo na rubnim isušenim dijelovima jezerca kao 0,5 mikrometara veliki kristal ići koji tvore poletni mulj u obliku stvrdnutih ko-rastih, brečastih, sirom a toli tnih sedimenata s desikacijskim pukotinama. Ti dolomiti sadrže Ca-suvišak, tj. pripadaju »proto dol om i tima« sastava Ca52-<;aMg42„ls. Pretežno su nastali potiskivanjem aragonita, ali se smatra da bi dio kristali-nićnog dolomita mogao nastati i izlučivanjem iz Mg-bogatc temeljne vode pri njezinoj sna/noj evaporizaciji u završnome godišnjem ciklusu isušivanja jezerca, tj. nakon dolomita koji potiskuje aragonit (Botz i Von der Borch, 1984). 5. Dolomiti/arija pri snažnoj evaporizaciji vode u izoliranim hiperslanim lagunama i jezerima, ako je to slučaj u Kara Bugazu (Teodorović, 1%1), Baffin Bavu u Teksasu (Behreus i l.and, 1972) i Kuvajtu (Gunatilaka et a!., 1984). U Kara Bugazu zbog jake se cvaporizacije izlučuje gips, cime se iz vode odstranjuje Ca-ion, što uzrokuje povišenje Mg/Ca molarnog odnosa i omogućava nastajanje dolomita. U hiperslanim lagunama u Kuvajtu dubina kojih ne prelazi 0,5 m, a slanost je uglavnom od 42 do 44, povremeno i do 52%,,, nalazi se dolomit s lose uređenom rešetkom sastava Ca-uMgJfl?u obliku 5 do 10 cm debelih kora po površini aragonitnih poletnih muljeva. Nastao je potiskivanjem aragonitnih iglica i peleta.
254
KaEbonatne sedimenlne stijene
9.2.2.2. Dolomitizacija u zoni miješane morske i slatke vode Dolomitizacija u zoni miješane morske i slatke vode može se zbivati u ranodijagenetskoj ili prijelaznoj fazi od rane u kasnu dijagenetsku fazu pa i u kasnodijagenetskoj fazi (si. 9-32B). Ovaj proces dolomitizacije temelji se na činjenici da se dolomit lakše stvara iz mješavine morske i meteorske slatke vode negoli samo iz morske ili samo i/ slatke vode (odjeljak 9.2.1). Ako je morska voda razrijeđena meteorskom vodom, dolomit se lakše izlučuje jer je, u tom slučaju, morskom vodom osiguran donos Mg-iona i zadržan molarni odnos Mg/Ca oko 5, a meteorska voda prevladavanjem kinetičkih smetnji omogućava izlučivanje dolomita (Land, 1973; Folk i Land, 1975). Dolomitizacija u zoni miješane morske i slatke vode osobito je pospješena kad mješavina sadrži između 5 i 50% morske vode. Naime, kako je to već spomenuto u odjeljku 9.2.1, miješana voda s omjerom od 5 do 50% morske i 95 do 50% meteorske vode prezasićena je u odnosu na dolomit, a podzasicena u odnosu na kaicit, a u svim je drugim omjerima prezasićena kalcitom (Badioza-mani, 1973). Dakle, u miješanoj vodi s 5 do 50% morske vode kaleit se otapa i potiskuje se dolomitom, odnosno proces dolomitizacije znatno je olakšan. Smatra se, međutim, da je to ipak vrlo spor proces koji pri potpunom potiskivanju kalcita u dolomit traje nekoliko tisuća godina (200 000 godina - llum-phrey, 1988). To je razlog zašto ovaj model nije nađen u recentnim sedimentima, ali je često primijenjen za objašnjenje dolomitizacije pliocenskih i pleistocenskih vapnenaca, npr. na Bahamskim otocima i Jamajci (Land, 1973), na Androsu (Ce-belein, 1977), na Barbadosu (Humphrev, 1988) i Yucatanu (VVarđ i Hallev, 1985) tercijarnih sedimenata Floride (Hanshaw et a!., 1971), donjopaleozojskih sedimenata u zapadnim Kordiljerima u Nevadi u Utahu (Dunham i Olson, 1978). Model dolomitizacije u miješanoj zoni morske i slatke vode obično se primi-jenjuje za objašnjenje postanka dolomita koji nisu udruženi s evaporitima te tada kad se ranođijagenetski dolomiti nalaze u transgresivnim, a ne regresivnim sekvencijama, ali i u slučaju kad se oni pojavljuju u slijedu karbonatnih sedimenata s progradacijom obalne linije koja je povezana s progradacijom razine miješane podzemne vode te općenito pri migraciji miješane zone zbog dizanja i spuštanja morske razine. Dolomitizacija u miješanoj zoni morske i meteorske vode iziskuje aktivnu cirkulaciju i crpljenje vode kroz sedimente koji se đolomitiziraju, a to je pak izravno povezano s klimatskim uvjetima. Cirkulacija temeljne vode najintenzivnija je u uvjetima humidne klime s jakim sezonskim oborinama (Tucker i Wright, 1990).
9.2.3. Kasnodijagenetska dolomitizacija Kasnodljagenetska dolom'iuz.aeiia ili sekundarni), odnosno epigenetska dolomitizacija naknadna je dolomitizacija već oćvrsnutih vapnenaca uz sudjelovanje pornih voda obično na većoj dubini zalijeganja {burial dolomitization) te u podzemnoj zoni miješane slatke i morske temeljne vode (si. 9-32B). To je, geološki gledano, razmjerno spor dijagenetski proces. Prema pokusima i proračunima Usdovvskog (1967) za kasnođijagenetsku dolomitizaciju vapnenaca dovoljna je mala koncentracija Mg-iona u pornim otopinama i malo povišena temperatura.
Dolomitizaciia i dolomiti
"3
Pri tome je vrlo važan čimbenik vrijeme, kako je to već spomenuto kod prikaza dolomitizacijc u miješanoj zoni slatke i morske vode. Taj proces može trajati ne samo tisuće godina nego i čitava geološka razdoblja pa se kemijska ravnoteža može uspostaviti i pri tako malim koncentracijama koje se ne mogu iskoristiti kod pokusa u laboratoriju jer nije moguće primijeniti varijablu vrijeme. Za kasnodijagenetsku dolomitizaciju dovoljna je koncentracija od samo 0,01 mol Mg na 1000 mola vode s molarnim odnosom Mg/Ca 0,37 kod 50 °C ili molarnim odnosom Mg/Ca 0,16 kod 120 °C (Usdovvski, 1967). Usporedbe radi, morska -*j«da sadrži 1 mo\ M^, i 0 AR mcAa Cl \ ima mci\arY\\ odTAOS M^/Ca 5,16.
No, ona pri kasnodijagenetskoj dolomitizaciji dolazi u obzir samo u posebnim slučajevima kao što je slučaj kad je dugotrajno ostala izolirana u porama vapnenaca, u slučaju miješane /one slatke i morske temeljne vode (si. 9-32B) te pri tzv. Kohoutovoj konvekciji. Analize golemog broja pornih voda karbonatnib stijena pokazuju da molarni odnos Mg/Ca u njima varira od 0,04 do 1,8, a da je u više od 2/3 svih pornih voda taj odnos između 0,33 i 1,5. To znači da te vode imaju dovoljnu koncentraciju Mg za kasnod i ja genetsku dolomitizaciju, kako to pokazuju pokusi i proračuni Usdovvskog (1967). Prema Engelhardtu (1973), optimalni molarni odnos Mg/Ca za kasnodijagenetsku dolomitizaciju bio bi oko 2, a Miiller i Fischbeck (1974) eksperimentalno su dobili dolomit pri sobnoj temperaturi natapanjem vapnenaca vodom s molarnim odnosom Mg/Ca oko 1, što približno odgovara spomenutim proračunima Usdovvskog. S obzirom na to da se u prirodi kasnodijagenetska dolomitizacija zbiva uz prisutnost pornih otopina s razmjerno malom koncentracijom magnezija, razumljivo je da u jedinici volumena vapnenca postoji malo kristalizacijskih zametaka dolomitnih kristala i da će oni zbog toga imati dovoljno mjesta za rast pa će nastajati razmjerno veliki dolomitni kristali. Za njihov su rast potrebni mnogo vremena i stalan donos Mgiona i odnos Ca-iona. Proračuni pokazuju da u vapnencu čija je poroznost 30%, a sve su pore ispunjene morskom vodom koja ima znatno veću koncentraciju Mg i viši molarni odnos Mg/Ca od prosječnih pornih voda, teorijski može biti dolnmitizirano samo 0,15% od njegova ukupnog volumena (Fiichtbauer, 1974). Za kasnodijagenetsku se dolomitizaciju, prema tome, magnezij mora osigurati snažnom cirkulacijom pornih otopina i difuzijom iz drugih izvora, a ne iz morske vode sadržane u porama vapnenaca. Da je potrebna jaka cirkulacija pornih otopina, dokazuju brojni primjeri dolomitizacija vapnenaca uz pukotine, rasjedne zone i prsline, kao i izolopska istraživanja (Degens i Epstein, 1964). Pri kasnodijagenetskoj dolomitizaciji u većoj dubini zalijeganja, prema tome, glavni je problem dovoljan dotok ili cirkulacija porne vode i donos Mg-iona iz velikih udaljenosti u vapnence. Da bi se u kasnodijagenelskim uvjetima potpuno dolomitizirao 1 m3 vapnenca, potrebno je 35 000 m1 porne vode temperature 80 °C s molarnim odnosom Mg/Ca - 0,25 i koncentracijom magnezija od 0,1 mol na 1 000 mola vode. Takva cirkulacija porne vode može se u vapnencima ostvariti samo kroz vrlo dugo vrijeme, tj. tijekom cijelih geoloških ra/.doblja (Usdovvski, 1967). Smatra se da porne vode koje uzrokuju kasnodijagenetsku dolomitizaciju uglavnom pripadaju kompakcijskim vodama koje struje iz dubljih sedimenata zbog procesa zbijanja glino vi tih i pelitnih sedimenata u podini ili na bokovima vapnenačkih sedimenata (F.ngclhnrdt, 1973). Tucker i VVright (1990) smatraju da porne vode koje sudjeluju u dolomitizaciji vapnenaca na većim dubinama zalijeganja predstavljaju kompakcijska strujanja koja potječu od zbijanja glinovitih
256
Karbonalne sedimsntne stijene
stijena dublje u podini vapnenaca ili od fluida bogatih Mg-ionima koji struje iz dubljih ili susjednih karbonatnih sedimenata u kojima visokomagnezijski kal-clti u tijeku dijageneze otpuštaju magnezij. Porijeklo magnezija u pornim otopinama nije u potpunosti protumačeno. Kahle (1965) smatra da bi izvor magnezija mogli biti na glinama apsorbirani Mg-ioni koji se u pornoj vodi zamjenjuju Na i Ca-ionima, a Holes i Franks (1979), Mattes i Mountjov (1980) i McHargue i Priče (1982) navode brojne dokaze da se kod procesa kemijske dijageneze glinovitih, pelitnih i pješčenjačkili sedimenata na većim dubinama zalijeganja pri transformaciji minerala glina, posebice pretvorbe smektita u ilit, pome vode obogaćuju Mg2'-ionima. S tim u vezi, prema proračunima što ih je izradio Morrovv (1982), izlazi da je za do-lomitizadju 1 cm1 vapnenca potrebna kompakcija i dijagenetska pretvorba nekoliko stotina cm3 glinovitih sedimenata u šcjlovc, tj. da bi iz tog izvora magnezija za dolomitizaciju bilo potrebno da se na bližoj ili daljnjoj dubini ili u okolici vapnenaca nalazi nekoliko stotina puta veće tijelo glinovitih ih pelitnih sedimenata, a to kod dolomitizacije platformskih vapnenaca nije baš čest slučaj. Poznato je da i morska voda u posebnim fizikalnim i kemijskim uvjetima može cirkulirati kroz vapnence karbonatne platforme ili karbonatnog šelfa po mehanizmu nazvanom po autoru »Kohoutova konvekcija« (Kohout convection). Naime, Kohout je (1967) ustanovio da hladn; morska voda iz većih dubina može zbog konvekcije ili prenošenja topline strujati i prodirati u vapnence na rubovima karbonatnih platformi ako sadrže temeljnu vodu više temperature od temperature vode iz morskih dubina. Konvckcijska je dolomitizacija moguća ako je dubina mora na rubu karbonatne platforme ili Šelfa između 1 i 3 km i ako je hladna morska voda pođzasićena u odnosu na visokomagnezijski kalcit i aragonit, a prezasićena u odnosu na niskomagnezijski kalcit, ili pođzasićena u odnosu na sva ova tri Ca-minerala, ali prezasićena u odnosu na dolomit (Simms, 1984). Dolomitizacija po modelu Kohoutove konvekcije vrlo je spor, geološki dugotrajan proces. Izvor magnezija za ka snodij a genetsku dolomitizaciju vapnenaca na većim dubinama zalijeganja mogu biti i visokomagnezijski kalciti koji se u tijeku dijageneze kao nestabilni karbonati otapaju i obogaćuju porne vode magnezijem jer se pri ponovnom izlučivanju iz njih više ne izlučuju visokomagnezijski kalciti, nego samo kalciti (solulitm canibalization - Goodell i Carman, 1969). Da je visokomagnezijski kalcit izvor magnezija za kasnodijagenetsku dolomitizaciju, dokazali su Muller i dr. (1972) te laboratorijskim eksperimentima Kata i Mat-thews (1977). Vrlo važan Čimbenik kod dolomitizacije vapnenaca jest primarni mineralni sastav i struktura vapnenaca, istraživanja pokazuju da se lakše i intenzivnije dolomitiziraju vapnenci koji su primarno bili sastavljeni od aragonita ili visokom agnezijs kog kalcita negoli od kalcita. Dokaz je tome činjenica da nikada zajedno u paragenezi nisu nađeni aragonit i dolomit, čak ni kod recentnih taloga. Veličina kristala i primarni strukturni sastojci imaju veliko značenje kod kasnodijagenetske dolomitizacije. S obzirom na to da su manji kristaliči toplji-viji od većih kristala, kasnodijagenetska se dolomitizacija lakše zbiva u mikri-trvim negoli u kristalastim ili sparitnim sastojcima vapnenaca. Tu svakako do izražaja dola/i i intenzitet difuzije otopina u odnosu na veličinu kristalića. Dimenzije kristala, kao i razlike u propusnosti između pojedinih primarnih karbonatnih strukturnih komponenata vapnenaca, te hidrofobna svojstva (organ-
Đul om iti? arija i dolomiti
257
ska sluz poleta, onkoida i stromatolkn), glavni su uzročnici selektivne kasnodijagenetske đolomitizacije. Naime, u istom uzorku vapnenca često nalazimo da su pojedini sastojci potpuno, a drugi slabo ili nikako, dakle selektivno, kasno dij a genetski đolomitizirani. Dobar su primjer /.a selektivnu kasnodija genetsku dolomitizaciju gomjokredni rudistni kokinski ili kokinitni vapnenci Jadranske kaTbonatne platforme u kojima je mikritni matriks potpuno dolomitiziran, a fragmenti rudista koji se sastoje od krupnokristalastog kalcita s prizmatičnom strukturom u pravilu uopće nisu zahvaćeni dolomitizacijom. Sličan je slučaj i s nekim onkomikritima, a obrnute primjere nalazimo kod nekih jurskih oos-parita u kojima su đolomitizirani ooidi, a nije dolomitiziran sparikalcitni cement (Tišljar, 1985).
9.2.4. Dolomiti Dolomiti su karbonatne stijene pretežno sastavljene od minerala dolomita, kako je to prikazano na si. 9-1. S obzirom na to da su sve dolomitne stijene koje imaju petrološko značenje nastale ili procesima ranodijagenetske ili procesima kasnodijagenetske đolomitizacije, da /bog toga imaju različite teksturne i strukturne značajke te da je pri stratigrafskim, lito faci jesnim, sedimcntološkim i općenito geološkim istraživanjima vrlo važno razlikovati ta dva genetska tipa dolomita, oni su i ovdje prikazani odvojeno.
9.2.4.1. Ranodijagenetski dolomiti Ranodijagenetski dolomiti, kako je to opisano u odjeljku 9.2.2, nastaju u rancidijagenetskoj fazi dolomitizacijom još mekanih, nelitificiranih taloga na supra-tidiiiu, u salinama i oko njih, u sabkhama i u slanim jezerima cvaporizacijskim procesima ili pak u zoni miješanja slane i slatke vode. Dakle, nastali su u tijeku sedimentacijskih procesa ili ubrzo nakon njih. Zato se za njih još upotrebljavaju nazivi »primarni dolomiti", »sinsedimentacijski ili singenetski dolomiti«. Zbog specifičnog načina i uvjeta postanka oni se odlikuju posebnim teksturnim i strukturnim značajkama na osnovi kojih ih možemo razlikovati od kasnodi-jagenetskih dolomita. - Teksturne su značajke ranodijagenetskih dolomita ove: Granica im je prema karbonatu im sedimentima u podini i krov ini, u pravilu, osobito kod ranodijagenetske eva pori/.arijske đolomitizacije u natplimnoj /oni {suprntidnl), u salinama ili u :,tibkhnma, nepravilna, ali oštra budući da je dolomitizacija taloga završena prije negoli je došlo do taloženja novih sedimenata preplavljivanjem, odnosno uspostavljanja potplimnih ili plimnih okoliša. Gornje slojne plohe natplimnih ranodijagenetskih dolomita često su više ili manje erodirane, sadrže pliinne kanale, desikacijske pukotine (si. 9-33. = prilog hl. 18) i tanke proslojke ili leće desikacijskih breča. Plimni su kanali ispunjeni brečama koje sadrže fragmente ranodijagenetskih dolomita ili detritusa koji su na supmtidal i u plimne kanale nabacili veliki plimni i olujni valovi (si. 9-35C).
258
KnrConalne sediitieulne stijene
Slojevi ranodijagenetskih dolomita sadr/.L' pukotine .stezanja (si. 9-34 = prilog si. 19), stromatolitne lamine, ft'piv-strukture, fenestre ili teksture »ptičjeg oka« (birds n/e structures - Shinn, 1968). Stromatolili, kao i pukotine isušivanja, upućuju na natplimni (supratiđal) okoliš gdje su na karbonatnom talogu rasle livade modrozolenih algi tipa Shizotnx, koje SLI putimo dolomiti/irane u obliku valovitih, raspucanih kriptokristalastih dolomitnih lamina (si. 9-33. = prilog si. 18; 9-35 A i !">). Desikacijske pukotine posljedica su brze dehidratacije taloga u nar-plimnom ili gornjem potplininom okolišu, rubovima salina, sabkhi ili nestalnih (efcm era Inih) jezerca gdje se naglo isparava voda, a đesikacijskc su breče posljedica kidan ja površinskog dijela taloga pri isušivanju te prijenosu i akumulaciji fragmenata pri povremenim visokim plimama i olujnim valovima (si, 13-4). Ranodijagenetski dolomiti se često pojavljuju kao završni članovi ciklusa oplićavanja naviše (si. 9-33. = prilog si. 18). Ranodijagenetski dolomiti nastali u evaporizarijskim uvjetima mogu se pojavljivati u zajednici sa saMr/m-anliiđritima tvoreći »regresivne sfiMr/iii-cikluse« (v. pogl.10), kao što je to primjerice slučaj u dubokim naftnim bušotinama rav-nokotarskog karbonatno-anhiđritnog kompleksa (si. 10-2), ili zajedno s evapo-ritima, tj. gipsom i anhidritom, npr. u gornjem perinu područja Sinja i Knina. — Strukturne su značajke ranođijagenetskih dolomita: Primarni strukturni sastojci vapnenačkih taloga koji su bili ranodijagenetski dolomiti/irani odlično su očuvani tako da ranodijagenetski dolomiti sadrže minuciozno očuvane stromatolitne lamine, pelete, intraklaste, neke iosile i druge unutrašnje strukture. Zbog toga se kod opisa struktura ranodija genetskih dolomita često primjenjuje h'olkova klasifikacija vapnenaca uz prefiks »dolo-«, npr. dolopelmikrit, dolurnikrit (si. 9-35B), dolointrasparit (si. 9-35C) i si. Naime, zbog ranodija genetske dolomit iza čije u cvaporizacijskim uvjetima, tj. uz visok molami odnos Mg/Ca, visoku temperaturu i jaku evaporizaciju, pri do/omi-tiz.aeiji istodobno nastaje velik broj kristali/acijskih klica, a time i vrlo sitni do-lomitni kristali u pravilu manji od 0,015 mm (si. 9-35). To omogućuje potpuno očuvanje primarnih teksturnih i strukturnih značajki vapnenačkog taloga i nakon njegove potpune dolomitizacije (si, 9-35). S obzirom na to da je u uvjetima ranodijagenetske dolomitizacije do određene dubine dolomitiziran sav, još mekani vapnenački talog, ranodijagenetski su dolomiti, općenito, čiste dolomitne stijene bez nedolomitiziranih ostataka, tj. bez relikata vapnenaca. . Ranodijagenetski dolomiti mogu u pogledu stupnja uređenosti kristalne rešetke imati dobro uređenu rešetku jer nastaju u povoljnim uvjetima, a Ca-su-višak ovisi im o ariditetu i salinitetu, tj. s porastom salinitcta i ariditeta pada Ca-suvišak u njihovoj rešetki (Fuchlbauer, 1974). Primjer odnosa stupnja uređenosti rešetke i Ca-suviška ranodijagenetskih i kasnodijagenetskih dolomita donje krede u Istri prikazan je na si. 938, a primjere smanjenja Ca-suviška s porastom ariditeta v. odjeljak 9.2.2. U ranodija genetskim dolomitima između đolomitiziranih zrna kao što su peleti, intraklasti, fosili, stromatolitne lamine i fragmenti te u fenestrama i šupljinama, nalazimo dolomitni cement kao bistar, proziran druzni sparidolomit sličan sparikaleitu (si, 9-35 B,D). Vrlo često dolomitni cement jednostavno samo ispunjava i oblaže šupljinu u obliku ravnomjerno raspoređenih dolomitnih rumboedrijskih kristala. Takav dolomitni cement, odnosno dolomitni kristali, poznat je pod nazivom »prozirni dolomit« {limped dolomite - Tuckcr i VVright, 1990) jer je proziran kao staklo. Smatra se da je »prozirni« dolomitni cement
Dolom ilizaciia i do lomili
Slika 9-35. STRUKTURNE KARAKTTRISTIKF RANODUAGENETSKIH DOLOMITA. A - Stromatolitni dolomit sadrži valovite sttomatolitne dolomitne lamine (S), dolopelsparitne lamine (P) ispresijecane pukotinama stezanja i desikacijskim pukotinama (Dp], Iragmente ili intraklaste dolomikrita (I) te lamine bistroga dolomitnog cementa (crno) Kamenolom »Fantazija«, berijas, Rovinj Negativ-snimka izbruska, dužina linije = 1 mm; B - Dolomikrit s desikacijskim pukotinama i dolomitnim sparitnim cementom u obliku tankih lamina (bijelo) Berijas, Rovinj, dužina linije = 0,5 mm, C
Dolomitna natplimna [supratida!) breča (đolointrasparudit) sastavljena od fragmenata (intraklasta) dolomitnoga stromatoiita, dolomiknta to dolomtrasparitnog matriksa i bistroga dolomitnog cementa (crno) Negativ-snimka izbruska, Berijas, Umski kanal: dužina linije = 0,5 mm;
D - Dolomitni stromatolit sastavljen od dolomikntnih (knptokristalastih) lamina s nepravilnim lenestrama ispunjenim prozirnim dolomitnim cementom (bijelo) i dolopelsparitnih lamina (p), Berijas, okolica Rovinja, dužina linije = 1 mm
259
260
Kar banalne sediineirtne slliene
tipičan produkt dolomitizacije u miješanoj /.oni morske i slatke temeljne vode (Folk i Land, 1975). Dolomitni cement može ponegdje sadržavati i zonu sin-taksijalnog kalcita, što, prema nekim istraživanjima (VVard i Hallev, 1985; Hum-phrey, 1988), upućuje na promjene kemizma pornih voda. Krupni kTistali dolomitnog cementa često se sastoje od zona ra/licita sastava s ob/irom na odnos CaCO, i MgCO-} u kristalnoj rešetki dolomita, tj. jednaki su kristali građeni od zona s različitim Ca-suviškom. Takve /one unutar đolomitnoga kristala lakše se otapaju i lakše podliježu deđolomiti/aciji (v. odjeljak 9.2.5. i si. 9-39).
9.2.4.2. Kasnodijagenetski dolomiti Kasnodijagenetski dolomiti, koje još na/ivaju »sekundarni ili epigenetski dolomiti«, nastaju potiskivanjem kalcita dolomitom u već očvrsnutim vapnencima, dakle, u kasnodijagenetskoj fa/i, kako je to iscrpnije objašnjeno u odjeljku 9.2.3. Zbog takva načina postanka oni pokazuju stanovite teksturne i strukturne razlike u odnosu na ranodijagenetske dolomite (si. 9-33. = si. prilog si. 18, 9-35 i 9-36). - Najvažnije su značajke kasnodijagene skih ili sekundarnih dolomita ove: Granice između kasnodijagenetskih dolomita i vapnenaca, koji ih okružuju, u pravilu su postupne i nepravilne. Vapnenci bočno i vertikalno postupno prelaze u dolomite, a dolomitna tijela, veće mase i leće, ili manja nepravilna gnijezda, mogu zahvatiti više slojeva vapnenaca Tazličita strukturnog tipa. Općenito, kasnodijagenetski dolomiti nisu konkordantno uloženi u vapnence po-dine i krovine, premda se mogu naći izuzeci od ovoga pravila. Njihov odnos prema vapnencima u krovini i podini nije konkordantan zbog nepravilne dolomitizacije samo onih dijelova vapnenca po kojima je cirkulirala porna voda koja je donosila Mg-ione. Budući da je zbog kapilarnih sila i različita stupnja tektonske raspucanosti pojedinih dijelova paketa vapnenaćkih slojeva razina pornih voda neravna i u različitim dijelovima ima vrlo promjenljivu cirkulaciju, to če i ka snod i ja genetska dolomitizacija koju je ona uzrokovala vapnence od mjesta do mjesta prožimati vrlo različito. Pri tome se, u pravilu, udio dolomita obično smanjuje što se više udaljavamo od središta dolomitnog tijela, a prema njegovim rubnim dijelovima nalazimo sve više neđolomitiziranih ostataka vapnenaca tako da između kasnodijagenetskih dolomita i okolnih vapnenaca često postoje svi međusobni postupni prijelazi od čistog dolomita, preko dolomita s reliktima vapnenaca (si. 9-36a i b) i djelomično dolomitiziranih vapnenaca do čistih vapnenaca. Pojava više ili manje od dolomitizacije očuvanih ostataka vapnena'ca na rubnim dijelovima dolomitnih tijela posebno je važna pogodnost pri stratigrafskim, I i to faci jesnim, sedimentološkim i petrološkim istraživanjima jer nam takvi nepotpuno dolomitizirani relikti vapnenaca obično daju izuzetno važne podatke o starosti vapnenaca koji su bili kasnodijagenetski dolomitizirani, kao i o uvjetima i okolišima u kojima su takvi vapnenci bili taloženi, odnosno o litofacijesu i biofacijesu vapnenaca koji su zahvaćeni dolomitizacijom. Međutim, nerijetko se unutar dobro uslojenih vapnenaca nalazi i pokoji konkordantno uloženi sloj kasnodijagenetskog dolomita. To je posljedica cirkulacije pornih voda koje su uzrokovale dulomitizaciju duž jednog ili više slo-
Dolom ilizacija i dolomiti
261
Slika 9-36. KASNODIJAGENETSKI DOLOMITI: a - Kasnodijagenetski dolomitizirani mikritni vapnenac (tamno) s pojedinačnim idiomorfnim dolomitnim kristalima i nepravilnim gnijezdima s ksenotipnom mozaicnom dolomitnom strukturom Bojeni izbrusak, Alb - Tarska vala, dužina linije = 0,5 mm; D - Selektivna kasnodijagenetska dolomitizacija stromatolitnog vapnenca (tamno) u obliku ksenotipnoga dolomitnog mozaika Boiecn izbrusak, Valendis, Vranići-lstta, dužina linije = 0.5 mm; c - Kasnodijagenetski dolomitizirani mikritni vapnenac (tamno) s hipidiotipnom dolomitnom mozaičnom strukturom i oolornitniin kristalima koji su djelomično zahvaćeni dedolomitizacijom (tamno). Bo|eni izbrusak. Alb, Tarska vata. dužina linije = 0,5 mm; d - Kasnodijagenetski dolomit hipidotipne do idiotipne mozaicne struktura. Dolomitni kristali sadrže zonarno raspoređene uklopke bitumena Ukriženi - nikoh, Titon, Zlatni rt Rovinj, dužina linije = 0,5 mm
262
Kortonatne sedimenCne stijene
jeva propusnijih vapnenaca između manje propusnih slojnih ploha koje sadrže male količine gline, bitumena ili jednostavno čine mehanički manje propusne diskontinuitete koji su sprečavali prodor pornih voda u unutrašnjost susjednih slojeva. Pri kasnodijagenetskoj dolomitizaciji prethodno tektonski raspucanih ili razdrobljenih vapnenaca, posebice madstona i vekstona, zbog nepotpune dolo-mitizacije mogu nastati stijene potpuno slične vapncnaČko-dolomitnim breča-ma koje sadrže »fragmente« vapnenaca i dolomitni »cement ili vezivo«. To, međutim, nisu nikakve klastične sinsedimentacijske bTeče, već su to POSTSEDI-MENTNE DOLOMl'l iZACIlSKE BREČE nastale nepotpunom do lomiti za čijom tektonski raspucanih vapnenaca duž i oko tektonskih prslina, pukotina i razdrobljenih zona, kako je to shematski, u trima glavnim fazama postanka dolomi-tizacijskih breča i/ dogerskih vapnenaca južnog Velebita, prikazano na si. 9-37 (Tišljar, 1990). U prvoj fazi (A na si. 9-37) debeloslojeviti madstonski do vek-stonski vapnenci intenzivno su tektonski raspucani i drobljeni. Duž pukotina i prslina zatim cirkuliraju pomc otopine koje donose Mg-ione i pri tome di-fuzno centripetalno prodiru u fragmente vapnenaca (faza B). Pri tome se u dužem razdoblju dolomitiziraju svi sitni fragmenti, ali i rubni dijelovi većih fragmenata vapnenaca, osobito njihovi najtanji dijelovi, tj. bridovi i uglovi (faza C). Konačni rezultat tektonskoga pucanja i kasnodijagenetske dolomitizacije postsedimentna je dotomitizacijska breča koja unutar vapnenaca u kojima se pojavljuje ima bitno različitu ulogu i značenje od sin sedimenta ci jske vapnenaČ-ko-dolomitne breČe. Naime, velike pogreške u tumačenju uvjeta i okoliša se-dimentacije, paleogeomorfologije karbonatne platforme i sinsedimentacijskih procesa nastale bi pri zamjeni ili poistovjećivanju takvih breča s intraforma-cijskim ili sinsedimentacijskim brečama. - Strukturno-teksturne odlike kasnodijagenetskih dolomita bitno su drukčije od onih kod ranodijagenetskih dolomita. Zbog razmjerno velikih dimenzija dolomitnih kristala, koji pri kasnodijagenetskoj dolomitizaciji nastaju kao posljedica malog broja kristalizacijskih zametaka, male koncentracije magnezija u pomim otopinama i spore, dugotrajne kristalizacije, kasnodijagenetski se dolomiti odlikuju ma krokris ta lastom ili mi kro kristal as tom strukturom (teksturom). Dimenzije kristala ka snodij a genetskih dolomita u pravilu iznose od 0,1 do 0,4 mm, a općenito nikada nisu manje od 11,02 mm (si. 9-36). Pri potiskivanju kalcita vapnenaca relativno velikim dolomitnim kristalima gube se primarne teksturne i strukturne značajke vapnenaca jer su takvim potiskivanjem dolomitom uništeni gotovo svi organski ili anorganski i primarni karbonami sastojci vapnenaca. Bez obzira na to kakva je bila struktura i tekstura vapnenca pri potpunoj kasnodijagenetskoj dolomitizaciji, iz njega će uvijek nastati mikrokris-talasli ili ma krokris ta lasti dolomit, t/.v. šećerasti dolomit. Iznimno se ponegdje, ako je vapnenac sadržavao krupne fragmente ili cijele skelete bodljikaša, nakon kasnodijagenetske dolomitizacije mogu očuvati konture tih skeleta ili ako je vapnenac bio stilolitiziran očuvaju se stiloliti. Pri potiskivanju CaCO, dolomitom nastaje stijena dolomit koja se sastoji od dolomitnih kristala čiji oblik i međusobni dodiri variraju od potpuno nepravilnih, akt tri orno rfnih (anhedralnih) preko hipidiomorfnih (suphedralnih) do gotovu potpuno pravilnih, iđiomor-fnih (euhedralnih) kristalnih formi. Za označavanje strukture (teksture) dolomita, osim termina mikrokristalasti (0,01 - 0,1 mm) i makrokristalasti (> 0,1 mm) kojima se izražavaju dimenzije kristala (pogl. 4.5), obično se, posebice u
DuLDmitizacIta i d-alorniti
263
hSOOA o ■ ) ' ■ ■! ■ ' W
Slika 9-3/. Shematski prikaz postanka postsedimentmh dolomilizacijskih breča; A - tektonsko pucanje vapnenca, B - cirkulacija pornih otopina koje sadrže i donose Mg-ione duž prslina i pukotina vapnenca uz penetraciju u okolni vapnenac; C - nepotpuna kasnodijagenetska dolomitizacija vapnenca duž i oko prslina tako da u dolomitu ostaju korodirani relikti vapnenca u obliku •■fragmenata breče« (iz Tišljar, 1990)
RELIKTI VAPNENCA SetICIS OFLIHESTOHE KASH0DIJAGENET5KI DOLOMI7 LAtE-DlAHEHETIC DOLOMITE
američkoj literaturi, upotrebljavaju još i nazivi kojima se označava oblik kristala i njihovi međusobni kontakti: »idiotipna dolomitna mozaična struktura« za dolomit koji se sastoji od idiomorfnih dolomjtnih kristala (si. 9-36a i d) »hipidiotipna dolomitna niozaična struktura« za dolomit koji se sastoji od hipidiomorfnih kristala (si. 9-36c i d) - »ksenotipna dolomitna mozaična struktura« za dolomit koji pretežno sadrži samo alotriomorfne (anhedralne) kristale (si. 9-36a i b). Hoće li nastati dolomit idiotipnc mozaičnc ili ksenotipne mozaičnc strukture, prije svega ovisi o temperaturi pri dolomitizaciji, a zatim i o koncentraciji porne otopine koja je uzrokovala dolomitizaciju. Pri nižim temperaturama nastaju kristali s alotriomormim konturama, tj. dolomiti s ksenotipnim mozaicnim strukturama, a kod viših temperatura dolomitni kristali s idiomorfnim konturama, odnosno dolomiti s idiotipnim mozaicnim strukturama. Ako je koncentracija porne otopine veća, tj. što je ona bliža zasićenosti u odnosu na dolomit, lakše mogu biti dolomilizirani i potisnuti svi karbonatni sastojci vapnenaca bez obzira na primarni mineralni sastav, veličinu kristalića i primarne strukturne komponente. U obrnutu slučaju, što je otopina manje zasićena u odnosu na dolomit, bit će potiskivani, odnosno dolomitizirani, samo manje stabilni karbonatni sastojci, prinueriee oni koji su primarno bili sastavljeni od aragonita ili visokomagnezijskog kale i ta, i sastojci sastavljeni od sitnijih kristalića (mikrita).
264
Karbonatne -edlmentne stkjciie
Tamo gdje potiskivanje idi? lakše i brže, nastaju iđiomorfni, a tamo gdje je sporije i otežano, nastaju alotriomormi kristali dolomita (Gregg i Siblev, 1984; Si-bley i Gregg, 1987). Poseban strukturni (teksturni) tip dolomita čini »barokni dolomit« (barokne dolomite - Tucker i VVright 1990), za koji se upotrebljava i naziv »saddie daiomile« (Radke i Mathis, 1980). Odlikuje se kristalima sa svinutim konturama i pukotinama kalavosti, kliva/nim ravninama i valovitim potamnjenjem. Obično su to ferodolomiti sa suviškom Ca koji sadrže vise od 15 mol.% FcC03. Barokni se dolomit obično pojavljuje kao dolomit nastao potiskivanjem vapnenaca ili samo nekih kalcitnih zrna u njima, osobito ooida, te u zajednici s ugljikovodicima (nafta, bitumen) kao ispune šupljina i pukotina u vapnencima. Smatra se da nastaje uz sudjelovanje ugljikovodika na temperaturama između 60 i 150 °C (Radke i Mathis, 1980). Kasnodijagenetski dolomiti imaju razmjerno nizak stupanj uređenosti kristalne rešetke i obično visok Ca-suvišak, tj. pripadaju »protodolomitima« (si. 9-38), što se tumači njihovim postankom i/ pornih otopina s niskim i promjenljivim molamim odnosom Mg/Ca i malom i promjenljivom koncentracijom magnezija u tijeku dugotrajnog procesa ka sn od i ja genetske đolomitizacije. Unutar više-manje idiomorfnih ili hipidiomorfnih kristala dolomita (»do* lomirnih romboedara«) vrlo se često nalaze sitni uklopci bitumena ili glinovite komponente, koji unutar pojedinih kristal? mogu biti pravilno, zonarno raspoređeni (si. 9-36d). Takav se raspored uklopaka tumači kao posljedica procesa samo čišćenja pri dolomitizaciji, tj, potiskivanju kalcita koji su u vapnencima sadržavali primjese, a te se primjese pri rastu dolomitnih kristala onda povremeno uklapaju u dolomitni kristal (Fiichtbauer, 1974). Bojenje mikroskopskog izbruska Radi lakšeg razlikovanja kalcita od dolomita te ferokalcita i f ero do lom i ta, a osobito radi lakšeg praćenja i zapažanja međusobnih odnosa između kalcita i dolomita kod đolomitizacije i dedolomitizacije u mikroskopskim izbruscima, razrađena je metoda brzog i jednostavnog bojenja mikroskopskih izbrusaka (Evamy i Sberman, 1965). Da bi se obojio mikroskopski izbrusak, potrebne su dvije otopine: Otopina A: 2 g K-fericijanida KjFe(CN)4 otopi se u 100 ml destilirane vode kojoj je dodan oko 1 ml konc, kloridnc kiseline HC1. Ta otopina nije stabilna i uvijek se mora upotrebljavati svježe pripravljena. Otopina B: 0,2 g Ali/.arin-crveni S se otopi u 100 ml destilirane vode kojoj je prije toga dodan 1 ml konc. HCi (= N/8 HC1). Postupak bojenja; Nepokriveni se i/brusak kratko, oko 45 s, uroni u mješavinu otopina A i B napravljenu u omjeru 2:3 (npv. 20 ml A i 30 ml B), lagano pokreće pincetom, a zatim uroni oko 15 sekundi u otopinu B. Izbrusak se temeljito opere destiliranom vodom (pomoću boce štrcaljke), osuši i pokrije po-krovnim stakalcem. Kalcit, odnosno vapnenac, oboji se ciglastocrveno (tamno na si. 9-36a, b, c), dolomit ostaje neobojen, a ako izbrasak sadrži ferokakit, on će se obojiti ljubičastoplavo ako sadrži više od 1% FeCOj, ili ako sadrži fero-dolomit, tj. ankerit, piavičastozeleno. Ako bojimo mikroskopske izbruske u kojima ne očekujemo ferokalcit i / i l i ferodolomit (ankerit), za postupke bojenja nije nam potrebna otopina A, odnosno izbruske bojimo samo s otopinom B, i to njihovim uranjanjem u tu otopinu u trajanju od oko 15 sekundi.
Dolomit £ act| a i do lomili
miri «i^i
265
09
!
Hl
— 0,8 0,7
-4--
0,6
05
o
a
□
■0
T ..... •
04
□ o o
oo
GO O
D
■
X
B
«
0
\
*
«
ft ■
'
03
+
0,2
-------— —
\
Q
------- —
*
+
+ ■+
+
r
— -----+"
0,1
CosoMflso
CQ5SMg4a
Ca^Mg«
Ca^g^
SASTAV DOLOMITA I MOL V.| ■
Ca^g«
Ca^Mg«
K-
VSNODIJAGENETSKI DOLOMITI VAL^UOIS-HAUJERIVEA a BAN0DUA6ENETSKI OOLOMITI VALENOIS-HAUTERIVEA KASNODIJAGENETSKI DOLOMITI BAffREM-APTA , KASNODIJAGENETSKI DOLOMITI ALBA
Slika 9-38. Odnos slupnja uređenosti reselke i Ca-suviška u ranodijagenetskim i kasnodijagenetskim dolomitima donje krede I sire (Iz Tišljar, 1976)
9.25. Dedolomitizacija i dedolomiti Dedolomi ti/acija je proces selektivnog otapanja dolomitnih kristala u dolomi-tičnim vapnencima, kao i proces potiskivanja dolomitnih kristala ili stijene dolomita kaldtom. Potiskivanje- dolomita kaldtom najčešće počinje u unutrašnjosti dolomitnih romboedrijskih kristala i .širi se prema njihovu rubu (sl. 9-36c i 9-39. = prilog sl. 20). Na taj način često od dolomitnih kristala uglavnom preostanu samo do-lomitni rubovi ili konture, a cijeli su kristali pretvoreni u mikra kristala ste kaići tne agregate (sl 9-40. = prilog sl. 21). Takve dolomitne stijene nazivaju se DEDOLOMITI (Evamy, 1967). Potiskivanje dolomita kaldtom, odnosno dedolomi-
266
Karbonalne sedimentu? stidne
tizacija ili kalcitizacija, može biti i centripetalna, tj. počinje na rubu dolomitnih kristala i širi se u njihovu unutrašnjost. U takvim slučajevima pri potpunoj de-dolomitizaciji teško se može zapaziti reliktna dolomitna struktura jer je dolomit pretvoren u manje-više jednolični mikrokristalasti kalcitni agregat ili »vapnenac rekristalizacijske strukture« za koji je teško mikroskopski utvrditi je li nastao dedolomitizacijskim ili rekristalizacijskim procesima. Dedolomitizacija se lakše i intenzivnije zbiva ako dolomitni kri s t al i imaju veći Ca-suvišak, odnosno što je njihov sastav više udaljen od stehiometrijskog sastava. Dakle, »protodolomiti« su podlozniji procesu dedolomiti/acije od čistih stehiometrijskih dolomita. Buduči da kod velikog broja kasnodijagenetskih dolomita razmjerno veliki kristali imaju znatan Ca-suvišak fe da je unutar jednog kristala Ca-suvišak često zonarno raspoređen, to će u nepotpuno kaki-ti/iranim velikim dolomitnim kristalima kal ci tizacija biti zonama (Tišljar, 1976), što se lijepo zapaža kod obojenih mikroskopskih izbrusaka (si. 9-39. = prilog si. 20). Dedolomitizacija, odnosno kalcitizacija dolomita, nastupa pri cirkulaciji površinskih meteorskih voda kroz dolomite, ako su one otapanjem okolnih vapnenaca primile toliko Ca-hidrogenkarbonata da su postale prezasićene u odnosu na kalcit, a podzasićene u odnosu na dolomit. Drugim riječima, takve otopine imaju vrlo nizak molami odnos Mg/Ca pa dolomit u njihovoj prisutnosti više nije stabilan, otapa se ili ga potiskuje kalcit koji je stabilan u otopini s velikom koncentracijom Ca-hidro gen karbona ta. Dedolomitizacija je proces uglavnom vezan samo za površinu zemlje ili za male dubine zalijeganja (Tatarski, 1949; Lang, 1964; Fritz, 1966; Friednian i Sanders, 1967). De Crotovi (1967) eksperimenti pokazuju da se procesi de-dolomitizacije u laboratorijskim uvjetima mogu zbivati samo u uvjetima sličnim uvjetima koji vladaju na površini ili plitko pod površinom zemlje. To su: - velika brzina cirkulacije vode koja pogoduje brzom odnošenju oslobođenih Mgiona tako da se stalno održava niski molarni odnos Mg/Ca; - temperatura niža od 15 "C i - niski parcijalni tlak C02Dedolomitizacija je kasnodijagenetski proces koji se zbiva u već očvrsnu-tim stijenama, uglavnom kasnodijagenetskim ali i ranodijagenetskim dolomitima ako su uslojeni s evaporitima. Smiko je rasprostranjena u površinskim dijelovima dolomitnih stijena različite geološke starosti. Ona je jedan od osnovnih uzroka što se neki dolomiti na izdanku pjeskovito drobe i raspadaju poput slabo vezanog pješčanog sedimenta. Dedolomitizacija je posebno značajna u šupljikavim kaTbonatnim brečama, tzv. opučnjacima ili rauhwackama u karbonatno-evaporitnom kompleksu područja Sinja, Knina i Drniša. To su visoko porozne, šupljikave, celularne breče sastavljene od varijabilnih udjela nesortiranih, nezaobljenih i po površinama i uglovima korodiranih odlomaka vapnenaca, ranodijagenetskih dolomita, de-dolomita i evaporita (gipsa i anhidrita). Odlomci dolomita obično su manje ili više ded o lomiti z i rani (kalcitizirani), a odlomci evaporita uglavnom potpuno izlu/.eni što brečama daje šupljikavost. Osim odlomaka evaporita, izlu^.eni su često i odlomci dedolomita ili je iz njih drobljenjem ili mehaničkim raspadanjem odstranjena drobiva dedolomitna masa, a nastali kalupi - šupljine - naknadno su djelomično, malokad i potpuno, ispunjeni kalcitnim cementom. To
DolomiMaciia i dolomiti
267
je uzrok Šupljikavosti breča i njihove celularne građe. Naime, izluživanje ili mehaničko odstranjivanje drobivog dedolomita iz odlomaka uglavnom slijedi nakon što su odlomci već bili djelomično ili potpuno cementirani, fj. u breci a ne prije njihove cementacije u breču. To je očigledno po tome Sto je cement uglavnom potpuno očuvan od izluživanja i Sto su Šupljine prave kalupne šupljine odlomaka. Ove su breče terestički sedimenti nastali zajedničkim djelovanjem tektonskoga drobljenja, kolapsiranja i fizikalnog i kemijskog trošenja karbonamo-evaporirnih stijena i dedolo mit iza čije dolomitnih odlomaka na površini Zemlje u uvjetima relativno tople i suhe klime, vjerojatno s dugim sušnim i kratkim kišnim razdobljima. U tim uvjetima, uz ispaTavanje oborinskih i pornih voda zasićenih Ca-hidrogenkarbonatom i otopljenim Ca-sulfatom, odlomci stijena su na površini Zemlje cementirani korastim - pizoidnim i speleotem-skim kaleitnim cementom u manje-više čvrstu breču. Zbog izluživanja evapo-ritnih odlomaka te dedolomitizacije i odstranjivanja dedolomitne mase iz. dolomitnih odlomaka, breče dobivaju šupljikavu i celulamu građu. Jak intenzitet dedolomitizacije posljedica je, vjerojatno, vrlo niskoga molamog odnosa Mg/Ca zbog velike koncentracije Ca-iona koji potječu od otapanja Ca-sulfata iz evaporita i od otapanja vapnenaca. Slične primjere izluživanja dolomitnih fragmenata kao posljedice dedolomitizacije nalazimo u »litavcu« - poznatom građevnom kamenu Zagreba -vađenom iz badenskih naslaga Medvednice (Bizek, G. Vrapče).
9.3. Poroznost karbonatnih sedimenata Vapncnci i ranodijagenetski dolomiti, a i kasnodijagenetski dolomiti, odlikuju se, za razliku od pješčenjaka u kojima uglavnom prevladava intergranulama poroznost (v. si. 4-13), s više tipova poroz.nosti. Razlikuju se dva osnovna tipa poroznosti u odnosu na vrijeme postanka: 1. primarna ili sinsedimentacijska poroznost, tj. pore nastale u sedimen-tacijskom okolišu pri taloženju i 2. sekundarna ili pustseđimentadjska poroznost, rj. pore koje su nastale u talogu ili stijeni nakon završetka taloženja. Premda danas postoje mnoge klasifikacije pora i poroznosti karbonatnih sedimenata, najčešće se u svijetu, a posebice u naftnoj geologiji i sedimento-logiji, primjenjuje klasifikacija Choquette i Prava (1970) S modifikacijom koju su dali Reeckmann i Priedman (1981). Ta klasifikacija primijenjena je i ovdje: 1 PRIMARNA l'OKO/NOSI : a) poroznost biogene skeletne rešetke (framework porosity): - intraskeletarna (unutarskeletarna) i - interskeletarmi (međuskeletarna) poroznost; b) intrapartikulama ili intragranularna (unurarzmska), c) interpartikularna ili intergranulama (međuzrnska).
Z68
Karbonati!E sedimentne stijene
S obzirom na vrstu partikula ili zrna ta poroznost može biti: interooidna, interpeletna, interintvaklastična, interbioklastična, interskcletna...., a ako stijena uz zrna sadrži i mikril, a pore su u mikritnom matriksu, tada je to pelmikrit--matriksna, biomikrit-matriksna... poroznost, d) fenestralna poroznost (jene.siral porosity). e) sklonišna ili kišobranska poro/nost (shclter porosih/). 2. SEKUNDARNA POROZNOSI : a) interkristalna poroznost, b) moldička ili kalupna poroznost (moldic porosihj), c) šupljinska poroznost (vug ili vuggj porosihj), d) kanalna poroznost (ciuituicl poraniti/), e) špiljska poroznost {cavc porositt/), f) prslinska poro/nost (fracture porosih/), g) brcčna poroznost (brcccia porosihj), li) poToznost trošenja ili »kredasta« poroznost (chalky porosity), i) poroznost nastala organizmima koji buše podlogu (boring porosihj), j) bioturbarijska poroznost ili poroznost nastala organizmima koji ruju po nevezanim sedimentima (burmzuing porosihj) i k) poroznost pukotina stezanja (uhrinkage porosihj) la) l'OROZNOST BIOGENE SKELETNE REŠETKE ili »framezvork porosihj« sadrži pore između biogene skeletne rešetke (mterskeletarnc pore) i pore unutar skeleta koje tvore rešetku (intraskeletarne poTe). Nalazi se u biolititnim vapnencima kao što su koraljni grebeni, bioherme ostriga, rudistne bioherme i bios-tromc, koralinacejske i briozojske bioherme itd, Porni prostori u tim vapnencima, osobito intraskeletarne pore, obično su djelomice ili potpuno ispunjene vlaknastim i/ili mozaičnim kalcitnim cementom, a interskeletame pore s internim sedimentom. lb) INTRAPARTIKULARNA ILI INTRAGRANUI. ARN A POROZNOST čine pore koje se nalaze unutar svakog pojedinog zrna ili strukturne komponente vapnenca, kao Što su skeleti i bioklasti: komorače foraminifera i kaleisfera (si. 9-16), ostrakoda, intraskeletne šupljine gastropoda, bivavlinskih školjkaša, koralja, briozoa, hidrozoa (si. 9-9A), algi (si. 9-7C; 9-12B) ili zrna kao što su ooidi (si. 9-6A) i unkoidi (si. 4-14). lc) 1NTERPART1KULARNA ILI INTERGKANULARNA POROZNOST su pornl prostori i?među zrna ili strukturnih komponenata (si. 9-3A,B,C; 9-4; 9-6A,B; 9-7A,B; 9-9; 9-10; 9-12B; 921B,C,F; 9-23A). Ta je poniznost istovjetna poroznosti kod pješčenjaka prikazanoj na si. 4-13. U vapnencima koji sadrže krupne bi-oklaste ili polovice ljuštura školjkaša te se komponente mogu pri taloženju rasporediti, odnosno konveksno okrenuti, tako da uzrokuju tzv. efekt kišobrana. Ispod njih se, naime, ne može istaložiti nikakav sediment jer one čine »sklonište poput-kišobrana« koje ostaje šupljina bez sedimenta, a u dijagenezi djelom ili potpuno i bez cementa. Takav podtip interpartikularne poroznosti naziva se SKLONIŠNA POROZNOST« ili »shelte.r porositij« (le). ld) FENESTRALNA POROZNOST česta je u ranodijagenetskim dolomitima, stromatolitnim i drugim vapnencima taloženim u plimnom i natplimnom pojasu i u vadoznoj zoni te najplićem dijelu potplimnog okoliša (si. 9-14, 9-35A).
Poraznost karti onalmh serljmenaln
269
Fenestrc su izdužene, nepravilne i laminoidne šupljine nastale zbog truljenja modrozelenih algi, isušivanja 5 kovrčanja livada modrozelenih algi i akumulacije mjehurića biogenih plinova u talozima u tijeku ili neposredno nakon taloženja (si. 914). U literaturi je čest sinonim za njih termin »tekstura ptičjeg oka« (-»birds n/c slructitre« - Shinn, 1968). ['osoban fenomen fenestralne poroznosti jest tzv. STROMATACTIS. To su krpaste, nepravilno šupljine u vapnencu koje imaju geopetalno punjenje, tj. djelomice su ispunjene internim sedimentom - mikritom, a djelomice, i to u gornjemu dijelu, mo/aičnim đruznim cementom. Dužina im u pravilu varira od nekoliko milimetara do 10 cm, a visina od 1 do 3 cm. Ceste su u vapnencima muljnih humaka (mitd mottnds) te u briozojsko-koralinacejskim i drugim gre-benskim vapnencima, posebno na bokovima grebena (reefflank). Nastale su neposredno ispod morske razine istodobno s postankom sedimenta (odjeljak 13.8.2). 2a) INTFRKRISTALNA POROZNOST o/načuje porne prostore između kristala. To je najrašireniji tip poroznosti u kasnodijagenetskim dolomitima. Nastala je pri dolomitizaciji vapnenaca zbog toga što je dolomitna rešetka gušće pakirana od rešetke kalcita (odjeljak 9.2.3). Osim u dolomitima, taj tip poroznosti nalazimo i u rekristaliziranim vapnencima, odnosno kristaliničnim vapnencima, rjeđe i u anhiđritima. 2b) MOLULČKA ILI KALUI'NA POROZNOST nastaje otapanjem pojedinih komponenata vapnenaca i ranođijagenetskih dolomita, osobito ooida, onkoida, skeleta zelenih algi, gastropoda, bivavlinskih školjkaša, koralja i evaporitnih minerala. Prema otopljenoj komponenti obično taj tip poroznosti dobiva i pobliže ime: oomoldička, pelmoldička, onkomoldicka, biomoldička ili skeletno--kalupna poniznost. Cesto skeletno-kalupne šupljine mogu biti proširene dalj-nim otapanjem i korozijom pa se izgubi primarni oblik ka lupa-šupljine. Takvu šupljinu onda nazivamo KOROZIJSKA ŠUPLJINA. Ona čini prijelaz u poroznost tipa 2c i 2e ili 2c, 2d i 2e. Lijep primjer kalupne poroznosti su ka lupi-šupi jine--dokimitnih fragmenata u badenskim »litavcima« Medvednice (odjeljak 9.2.5). 2c-d) ŠUPI.JINSKA, KANALNA 1 SPILJSKA POROZNOST posljedica je selektivnog, nepravilnog otapanja stijene u ovisnosti o njezinom primarnom sastavu. Šupljine imaju nepravilan oblik i varijabilne dimenzije, a međusobno mogu biti povezane uskim kanalima (si. 9-6F). Spiljska poroznost oblik je šupljinske i kavernozno poroznosti koja se odlikuje velikim nepravilnim šupljinama. Sva tri tipa te poroznosti karakteristična su za krš, ali i za paleokar.srifikaciju i identifikaciju manjih, stratigrafski neprimjetnih cmerzija u vapnencima (v. pogl. 13.4). 2f) PKSLINSKA POROZNOST glavni je tip poroznosti nastale pri tektonskom lomljenju i drobljenju stijena, kao i kod tektonskih breča (si. 9-37). Veliku važnost ima u karbonatnim sedimentima kao ključni čimbenik kolektorskih osobina stijena u naftnim i plinskim ležištima. 2g) POROZNOST BKF.ĆA ILI HREČNA POROZNOST zapravo je specijalni tip interpartikularne poroznosti koja se odnosi na pore između fragmenata od kojih je sastavljena breča ali i na poroznost u matriksu ili u cementu tih breča. 2h) POROZNOST TROŠENJA nastaje kao produkt trošenja i dijageneze vapnenaca i dolomita u subaerskim uvjetima tropskih i suptropskih zona (v. »rauhvvacke«, odjeljak 9.2.5), a »CHALKY«-POROZNOST trošenjem i izlaganjem kar-
270
Kaibonatjie sedimenlne slijene
bonatnih stijena (grebenskih vapnenaca i skeletnih pijesaka) utjecaju atmosfc-rilija u tropskim i suptropskim područjima. Izvanredno je važna kao odličan čimbenik kolektorskth osobina stijena /a naftu i plin (Reeckmaim & Friedman, 1981). 2i) l'OROZNOST NASTALA DJELATNOŠĆU ORGANIZAMA koji buše supstrat uglavnom je vezana samo za površine pojedinih strukturnih komponenata vapnenaca ili /a površinske dijelove vapnenaca. 2j) MOTURBACIJSKA POROZNOST nastaje zbog rovanja, kopanja i bušenja muljevita sedimenta organizmima. Kod litificiranih bioturbiranih vapnenaca tragovi su u pravilu ispunjeni sedimentom drukčijeg granulometrijskog sastava i s drugačijim tipom karbonatnog detritusa pa je i poroznost u njima drukčija od one u stijeni domaćinu.
D. EVAPORITNI SEDIMENTI I STIJENE
livaporitnim sedimentima ili evaporitima nazivamo stijene koje su nastale kemijskim izlučivanjem iz prirodno visokokoncentriranih otopina - salina ili bri-na snažna isparavanja ili evapnri/acije. l'etroloski najvažniji i najčešći cvapo-ritni sedimenti, uz ranodijagenetske evapari/.acijske dolomite, jesu gipsovi, an-hidriti i soli (haiit, polihalit, silvin, kizerit i karnalit). Petrološki i sedimento-loški mnogo manje značenje imaju terestički sulfati, kao npr. glauberit, tenardit i mirabilit te alkalijski karbonati pustinjskih »plava« okoliša, kao što su šortit i trona.
Evaporitm sedimenti i stijene
272
lo.i. Fizikalni, kemijski i geološki uvjeti postanka Evaporitni minerali i sedimenti danas se talože u rubnim dijelovima slanih jezera i depresija, u salinama, /.atvorenjm lagunama i u zaljevima te u slanim jezerima u područjima s aridnom, tj. suhom i toplom klimom. To, drugim riječima, znači da je /.a taloženje evaporita prijeko potrebno jako isparavanje vode koje mora biti višestruko brže od njezina dotoka tako da se neprestano povećava koncentracija soli. Pri isparavanju morske vode najprije se dostiže koncentracija koja omogućava izlučivanje Ca-karbonata u obliku aragonita, kalcita ili visokomagnezijskog kalcita, a zatim i dolomita koji potiskuje Ca-karbonate, kako je to objašnjeno u poglavlju o evaporizacijskoj ranodijagenetskoj dolomi-tizaciji (odjeljak 9,2.2; si. 9-31. i 9-32). Ako se isparavanjem vode poveća koncentracija soli za oko 3,5 puta, tj. salinitet morske vode poraste na oko 120 %n, počinje kristalizacija gipsa, koja se pri temperaiuri od 30 °C zbiva sve dotle dok koncentracija soli u vodi ne naraste na 4,8 puta više od one kakva je u morskoj vodi normalnog saliniteta (tabl. 10-1)- I/nad te koncentracije pri temperaturi od 30 °C počinje se izlučivati anhidril (r-iichtbauer i Miiller, 1970). Međutim, do izlučivanja Ca-sulfata (gipsa i ar,\ idrita) može doći i iz otopina s manjim koncentracijama ako su temperature znanto više od 30 "C. Gips se, na primjer, iz morske vode normalnog saliniteta izlučuje kod temperature od 58 'C, a anhidrit iznad te temperature (Engelhardt, 1973). Ovi primjeri jasno pokazuju da je izlučivanje gipsa i anhidrita i/, morske vode uvjetovano ili povišenjem koncentracije soli zbog isparavanja i l i pak visokim povećanjem temperature. -—
MARINSKI OKOLIŠ
■ —
■'OBALNA"!"- KONTINENTALNI SABKHAi OKOLIŠI
OTVORENO
MORE
LAGU NA
SUPRAUOAL
7&3 ■j 0
<- J
"■3 0°/-
)0 ^"
a
CoOLOMII
a
NODULARNI
0 D O' GIPS I C'gjj: ANHIDRIT ALGALNE LIVAD£ [ GIPS
ANHIDRIT
o0
Slika 10-1. Shematski prikaz stvaranja saMfta-evaporila u regresivnoj sabMia-sekvenciji na primjeru recentne Trucial Coast sabkhe (iz- Selley, 1988]
hzikalm. henni|ski i geološki uvjeti postanka
273
Budući da u geološkoj prošlosti temperatura uglavnom nije bila toliko visoka da bi dosegnula točku kristalizacije Ca-sulfata iz morske vode normalne koncentracije, za taloženje velikih količina t i h stijena jasno je da je kod njihovog postanka, uz povišenu temperaturu i suhu klimu, bitnu ulogu imalo povećanje koncentracije morske vode uzrokovano evapo riza čijom. Istraživanja uvjeta izlučivanja Ca-sulfata u sabkha-uvjetima u Perzijskom zaljevu (Kinsam, 1965; 1969) dokazala su da je izlučivanje anhidrita moguće već i pri temperaturi od samo 2(1 UC ako je saiinitet morske vode evaporizaeijom povišen za oko 7 puta, tj. ako je viši od 130 "'<»>. Prema rezultatima t i h istraživanja u suR'JiJ-uvjetima izlučivanje anhidrita počinje pri temperaturi od 50 "C uz saiinitet dvaput veći od normalnog i traje sve do temperature od 20 °C uz povećanje koncentracije do sedam puta više od normalne. Dakle, iz ovih podataka slijedi da je izlučivanje anhidrita u saMr/iđ-uvjetima uz jaku evaporizaciju, koja traži suhu klimu, moguće na temperaturama od 20 do 58 °C i pri koncentracijama koje su u odnosu na normalnu morsku vodu povećane od 2 do 7 puta. Postanak anhidrita u sflt>Win-uvjetima u uskoj je vezi s procesom ranodi-jagenetske dolomitizacije u evaporizacijskim uvjetima (pogl. 9.2.2; si. 9-31. i 9-32A). Nakon što je vapnenački talog na natplimnoj zoni (supratidal) u salini i oko nje (t,abklia) ranodijagenetski dolomitiziran, zbog povećanja koncentracije soli u vodi saline i/ili povišenja temperature, počinje izlučivanje anhidrita u fenestrama i u šupljinama ranodijagenetskog dolomita na rubovima sabkhe. Istodobno u plimnom okolišu i u donjem dijelu natplimne zone (supmlidal), bočno od sabkhe, nastaju algalne livade i stromatoliti uz izlučivanje gipsa i ra-nodijagenetsku dolomitizaciju (si. 10-1). liudući da u sabkhi proces evaporiza-cije sve vise napreduje (povećava li se koncentracija i/ili temperatura), izlučivanje se anhidrita povećava, a anhidrit potiskuje i okolni dolomit (si. 10-1). Najvažnija teksturna i strukturna značajka takvog sabMfl-anhidrita jest nodularna grada anhidrita (»nodularni anhidrit«) koji oko nodula sadrži deblje ili tanje proslojke, lamine ili samo filmove dolomita, a sam se anhidrit unutar nodula sastoji od različito orijentiranih, izduženih do igličastih kristalića, rj. od »acikularnog anhidrita" (si. 9-26, 9-27 i 9-28. = prilog si. 14,15 i 16). Međusobni odnos anhidrita i dolomita u nodularnome anhidritu ovisi o salinitetu, temperaturi i jačini isparavanja vode u salini, kao i o trajanju Sflbtfal-uvjeta te sadržaju sulfata u vodi saline. Kod idealnih s«Wc/io-uvjcta nastaju sedimenti s ritmičnom izmjenom t r i j u glavnih litoloških članova, odnosno tzv. regresivni sab-Mn-ciklusi (si. 10-1). Odozdo prema gore u ArabDarb formaciji, Trucial Coast (VVood i VVolfe, 1969) to su:
- član A; algalni baundston/grejnston, odnosno stromatolit, taložen u pe-riplimnom okolišu (shallmv sabtidal). Daljnjim opličavanjem u interlidal i supra-lidai član A prema gore postupno prelazi u homogeni i laminirant ranodijagenetski dolomit - član B: stromatolitni ranodijagenetski dolomit s fenestralnom građom i desikacijama (gornji miirliiinl-siiprntidii!) - član C; nodularni anhidrit (supratitlul). Umjesto idealnih snW;/i<7-eiklusa često mogu nastati ciklusi u kojima nedostaje član A, 13, ili član C, odnosno ciklusi u kojima je neki od tih članova razvijen u maloj debljini. Ćlan A može izostati ako je ranodijagenetska dolomitizacija zahvatila cijeli tanki sloj vapnenačkog taloga jednog ciklusa, a član B ako je
Fvaponlm sedimenti i sirene
274
evaporizacija vode u snbklii bila intenzivna pa je anhidrit potisnuo gotovo sav dolomit. Izvanredne primjere suM/jn-ciklusa sa sabkha nudularnim anhidritima nalazimo u dobokim istražnim bušotinama karbonatno-anhidritnoga kompleksa u području Ravnih kotara i Dugog otoka. Primjer regresivnog sflM7w-nklusa iz duboke istražne bušotine RK-3 ravnokotarskoga karbonatno-anhidritnng kompleksa prikazuje si. 10-2. A C
f- s*\ n /-» r\ /-4
1
MODULARNI ANHIDRIT
1 SUPRAtIDAL
DOLOM IKRI T SA STROMATOLfTHIM LAMINAMA
SUPRATIDAL &ORHJ1INTERTIDAL
B
'■:r!:~:rs:\~^:'-:-
HOUOSENI DOLOMIKRIT
SUPRATIDAL 1 INTEHTIOAL
£
m
t-i J-
BITUMINOZNI OST RA KODNI BIOMIKRIT ILI HIKRI'
PLITKI 5UBTIDAL LAGUNA
< C
<
^V
j-.
f*.
S\
A
C
fea Slika 10-2. Shematski prikaz tipičnoga regresivnog sabkha-cMusa ravnokotarskoga karbonatno-anbidrilnog kompleksa (bušotina RK-3)
Hoće li se u evaporitnim uvjetima izlučiti gips ili anhidrit prije svega ovisi o koncentraciji vode u obalnim salinama ili sabkhama te u plitkoj morskoj vodi na plimnoj zoni {inlertidai). Gips se izlučuje u plimnoj zoni gdje koncentracija u morskoj vodi još nije dostigla potrebnu vrijednost za izlučivanje anhidrila (v. si. 10-1. i tabl. 10-1) te u početnom stadiju isušivanja sabkhe dok josi nije dostignuta koncentracija za izlučivanje anhidrita (»gipsna kaša" na si. 10-1). Tablica 1U-1. Granične vrijednosti povećanja koncentracije morske vode cvapori za čijom potrebne za izlučivanje evaponrnih sedimenata pri temperaturi od 30 '(' Mineral
Povećanje koncentracije morske vode
Ca-karbon a ti, ranodijagenetski dolomiti
< 3,5 puta
GII'S ■
3,5 - 4,8 puta 4,8
ANHIDRIT
- 9,5 puta 9,5 -
HAI.IT
11 puta > 60
K-Mg KLORIDI
PUTA
Petiologija evapontmti sedimenata
275
Izlučivanje halita u evapori^aeijskim uvjetima zbiva se nakon Što je ispa-ravanjcm vode njezin salinitet povišen za 9,5 do 11 puta u odnosu na normalni salinitet pri prosječnoj temperaturi aridnih klimatskih područja od 30 °C (tabl. 10-1). Tek nakon povećanja koncentracije više od 60 puta u odnosu na normalnu koncentraciju morske vode počinje izlučivanje K-Mg-klorida (Fuehtbauer & Miiller, 1970). S obzirom na to da se u prirodi takva ekstremno visoka evaporizacija u većim, petrološko značajnim razmjerima pojavljuje u strogo određenim, rijetkim uvjetima, jasno je zašto su i veća ležišta K-Mg-klorida razmjerno rijetka. Hvaporizacijom morske vode teorijski je redoslijed izlučivanja soli ovakav: halit NaCI, epsomit MgS0 4 ■ n H20, sivin KCl i bišofit MgCl3 6H;0. Međutim, cp-somit i bišofit pri izlučivanju soli vrlo često izostaju, a mjestimično se može izlučiti karnalit, Ij. K-Mg-kloriđ s vodom KMgCl 3 ■ n H20. Evaporiti mogu nastati i u subakvarskim jezerskim i marinskim uvjetima. Velike količine gipsa i/ili halita koje nastaju u plitkoj vodi uvijek sadrže pro-slojke neevaporitnih stijena koje se falože u takvim okolišima. To su u pravilu debele naslage velikoga bočnog rasprostranjen ja, često s kontinuitetom od više desetaka kilometara. Subakvatski se evaporiti, međutim, osim velikog bočnog, ali i vertikalnog kontinuiteta odlikuju učestalim izmjenama tankih proslojaka i lamina karbonata, sulfata i halita ili halita i pelitnih sedimenata. Zbog izrazite laminacije takvi se evaporiti obično nazivaju I.AMINIRANI EVAPORITI ili, ako su lamine posljedica taloženja godišnjih sezonskih kolebanja, F.VAPORITNE VAR-VF. (v. pogl. 12.5). - Evaporiti u cehštajnu (gornji perm) zapadne Europe, primjerice, čine sukcesiju debljine više od 2 000 m u kojoj se razlikuje pet ciklusa taloženja, odnosno četiri glavna i jedan sporedni završni ciklus (Smith, 1981; iz: Schreiber, 1986). Idealni ciklus počinje tankom klastičnom jedinicom koja se zatim nastavlja serijom: vapnenci - dolomiti - anhidriti - haliti - kalijsko/magnezijske soli. No, obično su razvijena samo tri ciklusa poznata pod imenom Zl, Z2 i Z3 (od Zechstcin). Prvi ciklus (Zl) sastoji se od karbonata koji sadrže normalnu marinsku faunu koja prema gore postaje sve siromašnija zbog povišenja saliniteta. Smatra se da je taj ciklus nastao pri brzoj progradaeiji karbonatnoga klina u moru dubine nd oko 200 m. Drugi ciklus (Z2) obično se sastoji od dvaju dijelova: donji je dio sastavljen od bitumino/nih tankolaminiranih karbonata poznatih pod nazivom »smrdljivi karbonati« {StinkkarbontJte ili Stinkkalk) koji oplićavanjem postupno prelaze u periplimne dolomite sastavljene od vrlo sitnih ooida i peleta s izluženim jezgrama. Gornji se dio sastoji od halita ili anhidrita debljine obično > 300 m. Treći ciklus (Z3) također je podijeljen u dva dijela: donji se dio sastoji od tankoga sloja šejla (< lm) na kojemu slijedi mikrokristalasti algalni dolomit sive boje koji sadrži tanke lamine i proslojke šejla (Platlendolomit). Gornji je dio sastavljen od redanja evaporila ovisno o mjestu u bazenu: u središtu bazena ta-ložene su K-soli koje prema rubu bazena prelaze u halite, da bi se na samom rubu bazena, tj. u natplimnoj zoni i sabkhamu taložili algalni stromatoliti i no-dularni anhidriti. S gornjim, rubnim dijelom trećeg ciklusa (Z3) mogu se dijelom usporediti gornjopermski evaporiti područja Sinja i Knina taloženi u uvjetima opće regresivno tendencije sa stalnim smanjivanjem marinskog prostora u tijeku gornjeg
276
Lvaporiliii sedimenti i slijene
pcrma na tom području, koji inače pokazuju sličnosti s evaporitima Bellerop-honske formacije u talijanskim Alpama.
m.2. Petrologija evaporitnih sedimenata Premda većina anhidrita u sobkdrt-uvjetima nastaje izravno, dio anhidrita u sab-khaciklus ima može potjecati i od dehidratacije gipsa koji se stvarao LI inlertidahi ili u početnome stadiju isušivanja sabkhc. Takav je anhidrit onda pseudomorfnza po gipsu i često je zadržao lijepo očuvane konture kristala gipsa. Dehidratacija gipsa u anhidrit reverzibilni je proces koji možemo prikazati sljedećom rever/.ibilnom reakcijom: CaS04 2HX) <-----------■-------> CaS04 + 2H.O porast temperature i saliniteta Dehidratacija gipsa nastaje porastom saliniteta i temperature, a hidratacija anhidrita smanjenjem saliniteta i temperature (Mac Donald, 1953). Prema tome, anhidrit može nastati na površini zemlje u aridnim hiperslanim, a gips u hladnijim, manje slanim okolišima. Gips dehidratacijom prelazi u anhidrit porastom dubine zalijeganja. Kod prosječnog saliniteta i geotermalnog stupnja dehidratacija gipsa u anhidrit zbiva se pod površinom Zemlje na dubinama većim od 1 000 m, a pliće od te dubine, posebice na površini Zemlje anhidrit se hi-dratizira u gips (Murrav, 1964). Hidratacija anhidrita u gips obično počinje duž pukotina kalavosti anhi-dritnih kristala i po tektonski razdrobljenim i raspucanim zonama u obliku žilica mikrokristalastih i makro kristala stih agregata gipsa ili gipsnih vlaknastih nakupina. Pri većem stupnju hidratacijc anhidrita u gips veći kristali novonastalog gipsa pojkilitno uklapaju relikte anhidrita ili pak gips mrežasto okružuje i centripetalno potiskuje anhidritne kristale. Takvim intcrkristalnim mrežnim potiskivanjem anhidrita gipsom nastaje struktura (tekstura) slična onoj kod ser-pentinizacije olivina u ultrabazičnim magmatskim stijenama. Pri manje-više potpunoj hidrataciji anhidrita nastaje homogeni, vlaknasti (fibrozni) gips koji mjestimice sadrži rijetke nagrizene ostatke anhidrita. Hidratacija anhidrita u gips uvjetovana je smanjenjem temperature i saliniteta pornih voda sadržanih u evaporitima, osobito kad na anhidritite duže vrijeme djeluju slatke oborinske vode na površini ili blizu površine Zemlje. Taj je proces posebno intenzivan u tektonski raspucanim i razdrobljenim anhidritima, kao Što je to na primjer slučaj kod evaporita gornjeg perma okolice Sinja i Knina. Procesi hidratacije anhidrita u gips i dehidratacije gipsa u anhidrit mogu se u istim stijenama višestruko ponavljati. Pri tome tanke lamine ranodijage-netskog dolomita, glinovite i organske materije u evaporitima, zbog višekratnog rastezanja i stezanja, tvore raskinute ili plisirane lamine, gnijezda i svinute trake. To je tzv. HNTEROUTNG ĐORANJH (enterolithk folđs ~ Bosellim & Hardi, 1973) slično tektonskim boranjima, koje se često i tumači tektonskim boranjem.
277
Međutim, premda po obliku slično tektonskim deformacijama, ono nije posljedica tektonike nego rekristalizacijskih i kemijskih promjena volumena Ca-sul-fata zbog stezanja i rastezanja kod hidratacije i dehidratacijc, tj. reverzibilnih prijelaza anhidrita u gips i gipsa u anhidrit. Kod hidratacije anhidrita u gips povećava se volumen evaporitne stijene oko 38%, što je, naravno, praćeno snažnim naprezanjima i dijapiri/mom, tj. utiskivanjem gipsa u okolne stijene, obično u krovinu evaporita. Pri procesu enterolitog boranja, zbog bitne razlike u stupnju plastičnosti gipsa i proslojaka ili lamina dolomita koje sadrže sabkha--anhidriti obično dolazi do pucanja ili potpuna razaranja debljih dolomitnih lamina. Na taj način, uz stvarna tektonska drobljenja, nastaju dolomitnogipsne breče sastavljene od fragmenata dolomita i gipsnog veziva ili matriksa. Odio dolomita u sabkha-anhi dri tima u pravilu je znatno manji od udjela kakav je prvobitno bio, jer je potisnut procesima ranodijagenetskc anhidritizacije već u sabkhi, a također i pri hidratarijskim i dehidratacijskim procesima, pri entero-litnim boranjima te osobito dijapirizmu. Naime, kod dijapirizma kreće se uglavnom plastični gips, a dolomit ostaje i osiromašuje se gipsom. To je vjerojatno objašnjenje zašto su scibkhti-vvaporiti gornjeg perma u području Sinja i Knina siromašni dolomitom.
278
E. SILICIJSKI SEDIMENTI
u.i. Definicija i podjela silicijskih sedimenata i stijena U silidjske sedimente ubrajamo stijene pretežno sastavljene od autigenih, fj. nedetritičnih, silicijskih oksida ili oksida s vodom: kriptokristalastog ili mikro-kristalastog kvarca, kalcedona i opala. Silicijski sedimenti mogu nastati kao primarne stijene akumulacijom biogeno ili anor ;anski i/lučenih spomenutih silicijskih minerala ili silicifikacijskim procesimr iz već postojećih taloga ili sedi-menrnih stijena {vapnenci, dolomiti, lapori, vitroklastični tufovi). Najvažniji organizmi koji svojim opalnim skeletima sudjeluju u stvaranju silicijskih sedimenata jesu dijatomeje, radiolarijc, spikule spužvi kremenjašica (silicispongija) i silikoflagelati (= planktonske protozoe). lJrema tome jesu li si-licijski sedimenti organskog ili anorganskog porijekla, prema stupnju litifikacije, dijagenetskim promjenama te tekstumim i strukturnim karakteristikama napravljena je podjela i klasifikacija silicijskih sedimenata (Fiichtbauer i Miiller, 1970} prikazana u tabl. 11-1.
n.2. Biogeni silicijski sedimenti U biogcnc silicijske sedimente, kako je to prikazano u tabl. 11-1, ubrajaju se sedimenti pretežno sastavljeni od skeleta dijatomeja, radiolarija i spikula spužvi. U ovisnosti o stupnju litifikacije i poroznosti među njima, razlikuju se tri osnovna tipa: 1. muljevi; 2. porozne poluoćvrsnute zemlje i 3. čvrsto litificiranc stijene koje dobivaju ime prema prevladavajućoj vrsti skeleta. Ovdje će ti sedimenti i stijene biti prikazani prema prevladavajućoj vrsti skeleta: - DIJATOMEJSK1 MULJEVI, DIJATOMEJSKE ZEMLJE I DIIATOMITI silicijski su sedimenti pretežno sastavljeni od skeleta dijatomejskih algi, a u/, njih obično još i skeleta radiolarija, minerala glina, Fe-oksida i hidroksida. Dijatomeje su alge kremenjašice iz roda Chnjsophi/ceaea s oko 10 000 vrsta. Žive u svim klimatskim područjima u marinskim i slatkovodnim okolišima. Skeleti dimenzija od 50 do 150 mikrometara sastoje im se od opala.
Biogsm silictjski sedimenti
279
Tablica 11-1. Podjela i klasifikacija silicijskih sedimenata prevladavajući rji-sastojak
nevezani talog taložen na dnu sedimenta ci js kog bazena
slabo do umjereno litificirani sedimenti s visokom poroznošću
izrazito čvrsta gusta stijena . bez poroznosti
dijatomeje
DIJATOMEJSK1 MULJ
DIJATOMEJSKA ZEMLJA (Kiesclgur)
DljATOMIT
radiolarije
KADIOLARJJSKI MULJ
RADIOLARIJSKA ZEMLJA
RADIOLARIT (L1UIT)
spikule spužvi
SP1KULNI MUL)
POROZNI SPIKULIT
SPIKULIT
TR1POLI, PORCULANU, GEJZIRIT
SLOJEVITI ROŽNJAK, NODULARNI ROŽNJAK, FLINT
autigeni kriptoknstalasti do mikrokristalasti kvare, kalcedon ili opal
- RECENTNI DIJATOMEJSKI MUI.JEVI u obliku muljeva žućkaste do sivkaste boje pojavljuju se u širokom pojasu na dnu oceana i mora na južnoj Zemljinoj poJukugli i/.među Antartika, Južne Amerike i Australije te u Meksičkom zaljevu i Ohotskom moru između Kamčatkc, otoka Hokaido i otoka Sahalina. Sadrže između 20 i 60% opala i 40 do 80% gline. - DIJATOMEJSKA je ZEMLJA visokoporozna, mekana do slabo vezana, si-tnozrnata stijena male je zapremninske mase, obično od 0,15 do 0,9 g/m 3. Vrlo je rezistentna na vatru i kemikalije pa se upotrebljava kao odličan vatrostalni izolacijski materijal i kao materijal za izradu filtra i apsorbera. Osim opalnih skeleta, dijatomeja obično sadrži i skelete radiolarija, silikoflagelata i forami-nifera. Dijatomejske su zemlje sitno/.rnati sedimenti koji se sastoje od čestica promjera pretežno u/među 5 i 10 mikrometara. - DljATOMIT je, za razliku od đijatomejskog mulja i dijatomejske zemlje, vrlo čvrsta, gusta stijena niske poroznosti u kojoj su opalni skeleti dijatomeja međusobno cementirani opalnim ili kod starijih stijena krupnokristalastim kvarcnim ili kalcedonskim cementom, a istim takvim cementom ispunjene su i komorice skeleta. Dijalomiti starijih geoloških razdoblja, koji su pretrpjeli potpunu rekristalizaciju opala u kvare po sastavu i strukturi bitno se ne razlikuju od rožnjaka. - RADIOLARIJSK1 MUI.JRVI, RADIOLARIJSKE ZEMLJE I RADIOLARITI pretežno su sastavljeni od skeleta radiolarija. Recentni radiolarijski muljevi bitno su manje rasprostranjeni od dijatomejskih muljeva. Crvenkasto smeđ a ste su boje i u pravilu sadrže između 60 i 70% radiolarijskih skeleta, a ostali su sastojci glina i Ec-oksidi i hidroksidi. Pojavljuju se u sjevernom dijelu ekvatorijalnog pojasa Tihog oceana, a na dnu Atlantskog oceana uopće nisu pronađeni. - RADIOLARIJSKI' ZFMI )K u većim se količinama nalaze samo u području Malih Antila, u sedimentima starijeg tercijara na Kubi i na Barbadosu zajedno s vapnencima i turovima.
280
Silicijski sedimenti
- KADIOl .ARI I' je gusta stijena oštrobridna školjkasta loma, staklasta sjaja, obično crvenkastosmeđaste, crvenkaste, a rjeđe i sivozelenkaste ili crne boje. Crvenkastosmeđa i crvenkasta boja potječe ud primjesa Fe-oksiđa i hidroksida, a crna boja od organske supstancije. Radiolariti crne boje nazivaju se I.1DITI. Radiolariti /.elenih nijansi boja sadrže klorit i druge minerale dvovalentnog željeza, U mikroskopskome izbrusku radiolariti pokazuju mikrogranularne kal-eedonske agregate od kojih svaki pojedini vlaknasti kristal ima valovito po-tamnjenje. Vlaknasti kristalići pokazuju radijalni raspored, međusobno zupčaste kontakte, a između kalcedonskih agregata u pravilu se nalazi Fe-oksiđ kao pigment ili kod lidita ugljevita supstancija i glina. Skeleti radiolarija također se sastoje od vlaknastog kaleedona, koji je unutar kružnoga presjeka skeleta raspoređen u obliku centrifugalno orijentiranih zrakastih agregata bez pigmenta, a kod ukriženih nikola pokazuje jedinstveni kalcedonski sferulit (prilog si. 22). Rjeđe se može zapaziti i tanak rub i l i stijenka skeleta. Što su đijagenetske promjene bile dugotrajnije i jače, to če skeleti radiolarija u radiolaritima biti lošije očuvane /bog rekrislalizacije i deformacije oblika pa se u takvim slučajevima te stijene svojom strukturom približavaju Tožnjacima. - Sl'IKULNI MUI.JEVI I SPIKULITI pretežno su sastavljeni od spikula silicispongija, odnosno spužvi kremenjašica. Za razliku od muljeva, spikule u spi-kulitima cementirane su opalnim cementom u čvrstu stijenu. Skeleti su izgrađeni od opala ili kaleedona, a izduženi centralni kanal spikule obično je ispunjen opalnim cementom. U tijeku dijagenelskih procesa opal u spikulitima re-kristalizirao je u kriptokristalasti kvare. Uz opal i kalcedon, spikuliti kao bitne sastojke, jos" sadrže karbonatni, glinoviti i siltozni matriks, a katkada i glaukonit.
11.3. Silicijski sedimenti različita postanka Silicijske sedimente koji ne sadrže očuvane skelete dijatomeja, radiolarija i spikula spužvi, ili koji nisu biogena, nego nekog drugog načina postanka, pribrajamo drugoj skupini silicijskih sedimenata, kako je to prikazano u tabl. 11-1. Najraširenije i petrološki najvažnije silicijske stijene iz te skupine jesu rožnjaci, a potom slijede ostale inačice poznate pod različitim nazivima, kao što su: flint, novakulit, porculanit, tripoli i si. - UOŽNjACl (od njemačke riječi »Hom« = rog ili roznata tvar, od rožina, odnosno, naziva stijene »Hornstein« - rožnata stijena) guste su, neklastične silicijske stijene, ostrobridna školjkastog loma, crvenkastosmeđe, zelenkaste i crvene boje, kriptokristalaste do mikrokristalaste strukture, sastavljene ođ krip-tokristalastog ili mikrokristalaslog kvarca i / i l i kaleedona (prilog si. 23). U američkoj terminologiji te su stijene poznate pod nazivom CHliKr. Neki naši geolozi umjesto naziva »rožnjak« koriste naziv »rožnac«. S ob/irom na način pojavljivanja, teksturne odlike i oblike, rožnjaci mogu biti: slojeviti ili nodularni, grudasti i lečasti, a s tim je u vezi i način njihova postanka.'Premda nema općeprihvaćenog, jednoznačnog tumačenja postanka
SLIKSJBKI sedimenti različita pmliinM
281
rožnjaka, opće je prihvaćeno mišljenje da su rožnjaci poligenetskog postanka, tj. da mogu nastati na više načina. Pri objašnjenju postanka rožnjaka prisutna su dva bitna problema: što je bilo izvorište silicija te u kakvim su uvjetima i okolišima nastali slojeviti rožnjaci, a glavni sporni problem oko tumačenja njihova postanka jest pitanje mogu li rožnjaci ili ne mogu nastati kao koloidni silicijski gelovi na dnu seđimentacijskih bazena na kontaktu sediment/voda ili su nastali samo procesima potiskivanja? Dok su rožnjačke nodule, grude i leće uglavnom nastale procesima sili-cifikacijc, dakle, potiskivanjem drugih stijena opalom, kalcedonom ili kripto-kristalastim kvarcom (v. pogl. 3.5. i si. 3-21), postanak slojevitih rožnjaka nije jednoznačno objašnjen. Prema rezultatima istraživanja rožnjaka u sklopu »Deep Sea Drilling Program« smatra se da je izvorište silicija biogenog porijekla, da uglavnom potječe od otapanja skeleta radiolarija i da se postanak rožnjaka odvija u četiri faze: počinje ispunjavanjem komorica roraminifera kalcedonom, zatim slijedi potiskivanje karbona tnog matriksa kristobalitom pa potiskivanje foraminifera kalcedonom i napokon ispunjavanjem svih preostalih pora kvarcom i pretvorbom kristobalita u kvare (Davies i Supko, 1973; Adachi et al., 1986). Primarno izlučivanje opala iz vode povremenih (efem era Inih) jezeTa u Australiji opisali su Peterson i Von der Borch (1965), a za neke geološki stare rožnjake Steinit2 (1970) te Carozzi i Gerber (197H) nedvosmisleno su dokazali sinsedimentacijski ili »penekontemporalni« postanak. S druge pak strane, pojava rožnjaka po pukotinama i prslinama, kao i potiskivanje karbonatnih skeleta rožnjacima, daje uvjerljive doka/.e da oni mogu biti sekundarna podrijetla, odnosno da mogu nastati procesima potiskivanja (Sellev, 1988). Smatra se, također, da bi većina slojevitih rožnjaka mogla nastati potpunom rekristalizaci-jom iz radiolarita, dijatomita ili spikulita, tj, da su i rožnjaci biogena porijekla, ali su se u tijeku dijageneze pri rekristalizaciji potpuno izgubili skeleti tih organizama. Teorija izravna koloidnog izlučivanja opala iz morske vode i taloženja rožnjaka u dubokom moru, nakon Što je morska voda submarinskim efuzijama primila velike količine silicija, danas ima sve manje pristaša. Dok je, naime, izravno anorgansko izlučivanje opala iz visokokon centri ranih voda efemeralnih jezera moguće, dotle bi izravno izlučivanje koloidnog opala na dnu dubljih mora iziskivalo toliko velike koncentracije silikatne kiseline pri morskom dnu koje se praktički teško mogu doseći. No, tu, ipak, treba uzimati u obzir i faktor vrijeme, tj. da do uspostavljanja kemijske ravnoteže može doći u tijeku geološki dugog vremena. Međutim, neosporno je da pri povećanju koncentracije silikatne kiseline u moru nastaju povoljni uvjeti za razvoj organizama koji skelete grade od opala, čime se stvaraju uvjeti za taloženje velikih količina radiola-rijskih, dijatomejskih i spikulnih muljeva, a time i nastanak radiolarita, dijatomita i spikulita iz kojih potpunom rekristalizacijom, skeleta mogu nastati rožnjaci. Rožnjaci'kriptokristalaste do mikrokristalaste strukture, bez sumnje, nastaju i rekristalizacijom kiselih tufova i vulkanskih stakala, za što ima mnogo dokaza (v. pogl. 85.1). - PUNI je sinonim /a rožnjak kriptokristalaste strukture nodulamog ili slojevitog pojavljivanja, uglavnom kredne starosti, od kojeg je u kamenom dobu pračovjek izrađivao svoje oružje i oruđe, ti. artefakte. - NOVAKUL1T (»Novaariite«) inačica je svijetlog ili bijelog rožnjaka, neslojevitog pojavljivanja, đevonske i karbonske starosti, koji se odlikuje kriptokris-
282
SLItcIjski sedimenti
talastom strukturom, a sastoji se od kriptokristalastoga kvarca. U literaturi su poznati t/.v. Arcansas novaculiti. - PORCULANU je naziv za nečisti rožnjak sastavljen od opala, koji je zbog svojega sastava, sjaja i strukture vilo sličan neglaziranom porculanu. Kao primjese u porculanitima obično se nalaze varijabilne količine gline i karbonata. - TR1POL.T je bjeličasti ili svijetlosivi, porozni silicijski sediment koji se sastoji od sitnozmatoga kvarca pelitnih dimenzija. Nastao je nepotpunom silici-fikacijom karbonatnih stijena, pri čemu je kvarcna komponenta ostala nakon trošenja, a karbonatna je komponenta uglavnom potpuno izlužena i/ stijene.
TREĆI DIO
OKOLIŠI TALOŽENJA I FACIJESI
284
Okoliši taloženja i lacijest
12.1. Definicija i podjela okoliša taloženja i njihov odnos prema facijesu SREDINA ILI OKOLIŠ TAI .OŽENJA (sedimentary environment) je definiran kao »dio Zemljine površine, jezerskog ili morskog dna u kojem se zbiva taloženje sedimenata pri čemu se taj dio od susjednog dijela razlikuje po fizikalnim, kemijskim i biološkim karakteristikama« (Sellev, 1970). - Fizikalne karakteristike okoliša sedimentacije uključuju brzinu, smjer i varijacije jačine vjetra ili vodenih struja, energiju vode te klimu i značajke vremena u svim njihovim varijacijama dnevnih i godišnjih temperatura i oborina, kao i značajki ariditeta (suša) i humiditeta (vlažnosti). Fizikalni parametri mogu biti vrlo različiti već i na manjim udaljenostima u istome sedimentacijskom bazenu, osobito u pogledu energije vode, smjera i snage struja, jer primjerice, brzina i snaga morskih struja i valova mogu se bitno razlikovati na prednjoj strani grebena (predgrebenu) i u njegovoj stražnjoj strani (zagrebenu) pa su to i dva posebna okoliša. Međutim, i u istom okolišu fizikalni parametri mogu uzrokovati taloženje potpuno različitih sedimenata, kako je to, primjerice, slučaj u potplimnom okolišu ili obalnom licu (shoreface) iznad, a osobito ispod, osnovice valova za lijepa vremena postoji bitna razlika u energiji vode i tipu sedimenata taloženih za lijepa i za olujna vremena (v. odjeljak 12.7.1.1. i 13.7.2). - Kemijski parametri okoliša taloženja uključuju sastav i pH-koncentraciju vode u riječnim, jezerskim i marinskim okolišima, kao i geokemijske značajke stijena u sljevnom području terestičkih ili kopnenih okoliša sedimentacije. Kod marinskih okoliša posebno su važni ovi kemijski parametri: salinitet, pH-kon-centracija i stupanj zasičenosti morske vode u odnosu na petrogene minerale kao što su kalcit, aragonit i dolomit (odjeljak 9.1.1). Kemijski parametri, kao salinitet, ionska i pH-koncentracija oksidacijsko-redukcijski potencijal, od okoliša do okoliša mogu varirati u vrlo širokim granicama. - Biološke karakteristike okoliša taloženja uključuju kompletnu floru i faunu koja ima vrlo veliko značenje kod procesa sedimentacije, posebice u vezi s akumulacijom skeleta, rastom organogenih grebena ili pak pri izlučivanju karbonata zbog asimilacijskih procesa biljaka (v. pogl. 9.1.1), kao i bioerozije (v. pogl. 9.1.2.1). Među biološkim parametrima okoliša taloženja osobito su važne kvantitativne i kvalitativne razlike u razvoju organizama, produkciji organske tvari, kao i razlike u ekološkim uvjetima potrebnim za optimalni, povoljni, nepovoljni ili potpuno nemogući život pojedinih organizama te njihova sklonost da u danim uvjetima svoje skelete i ljušture izgrađuju od ostih ili različitih minerala (odjeljak 9.1.2.7). Znanstvena i stručna istraživanja uvjeta i okoliša taloženja najkompleksniji su i najvažniji zadatak istraživača koji se bavi proučavanjem i istraživanjem sedimentnih stijena. Vrlo važni podaci za interpretaciju uvjeta i okoliša taloženja dobivaju se istraživanjem teksturnih, strukturnih i litoloških karakteristika, ritmičnosti i cikličnosti, sadržaja fosilne flore i faune, mineralnog sastava i dijagenetskih značajki sedimentnih stijena i oblika sedimentnih tijela. Kompleksnost varijabli i parametara koji djeluju unutar nekog sedimentacij.skog okoliša i njihova međusobna isprepletenost od okoliša do okoliša razlog su složenosti takvih istraživanja, kao i složenosti sistematizacije i klasifikacije svih
Definicija i podjela okoliša Iskrenja i nfihm ođnm prema facijeau
285
okoliša taloženja koji su postojali u geološkoj prošlosti ili koji danas postoje na Zemljinoj površini i u njezinoj hidrosfcri. Uobičajena i najjednostavnija podjela okoliša taloženja temeljena je na odnosu okoliša taloženja prema ra2ini mora pa se tako Tazlikuju tri Osnovne skupine okoliša: marinski, prijelazni i kontinentalni. - U kontinentalne okoliše ubrajaju se svi terestički i akvatički okoliši na kopnu (tabl. 12-1) u kojima nema nikakva utjecaja morske vode pa čak ni pri visokim plimama i olujnim valovima. - Marinski se okoliši nalaze ispod najniže razine oseke i uvijek su podvrgnuti submarinskim uvjetima, tj. pod utjecajem su mora. - Prijelazni okoliši taloženja okoliši su između kontinentalnih uvjeta, s jedne, i marinskih, s druge strane (tabl. 12-1). U modernoj sedimentološkoj i geološkoj literaturi nalazimo mnoge klasifikacije okoliša taloženja s brojnim varijacijama unutar glavnih skupina i podskupina okoliša, a sve su one uglavnom izvedene iz osnovne klasifikacije prikazane u tabl. 12-1, Princip oceanografske klasifikacije marinskih okoliša sedimenta čije prema Hedgpethu (1957) i Riedelu (1963) prikazuje tabl. 12-2. Pri iscrpnim istraživanjima scdimenmih stijena, osim okoliša taloženja, često se opisuju i izdvajaju »facijes«, »biofacijes«, »litofacijes« i »mikrofacijes«. Tablica 12-1. Primjer klasičnog tipa klasifikacije okoliša taloženja (prema: Sclley,1988) pustinjski okoliši glacijaini okoliši TERESTIČKI spiljski (speleotemski) okoliš KONTINENTALNI njecni (fl uvija Ini) okoliši OKOLIŠI močvarni okoliši AKVATIČKI jezerski okoliši PRIJELAZNI OKOLIŠI
MARINSKI OKOLIŠI
delte estuari lagune plimne zone (intertidnl, supratidal)
priobalni okoliši grebenski okoliši neritički okoliši (< 200 m) dubokomorske lepeze pelagični okoliši batial (200 2 000 m) abisal (> 2 000 m) hadal (> 5 000 m)
- SPDIMF.NTNI FACIJES (sedimentan/facies) definiran je kao »svaki prostorno omeđeni dio određene stratigrafske jedinice koji pokazuje znatne razlike od drugih dijelova te iste jedinice« (Moore, 1949) »u ovih pet parametara: vizualnoj geometriji, litologiji, paleontologiji, sedimentnim teksturama i značajkama pa-leostruja« (Sellev, 1970). Dakle, ova je definicija kombinacija prvobitne Moore-ove (1949) definicije i nadopune koju je dao Sellev (1970).
OkoliSi taloženja i (acijesi
286
Neki autori nešto drukčije definiraju facijes, kao npr. Reading (1986): »Fa-cijes je sedimentno tijelo sa specifičnim karakteristikama koje može biti definirano na osnovi podataka dobivenih na izdancima stijena ili podataka iz bušotina s obzirom na boju, slojevitost, sastav, teksturu, strukturu i sadržaj fosila.« - BIOFACIJES je uže definirani facijes u kojemu su srž razmatranja i osnovni kriterij izdvajanja sadržaj fosilne flore i faune. - LITOFAC1JES je facijes shvaćen u užemu smislu u kojemu su bit i osnovni kriterij izdvajanja temeljeni na litološkim, sedimentacijskim, fizikalnim i kemijskim karakteristikama stijena. - MIKROFACIJES je facijes definiran na osnovi svih paleontoloških i sedi-mentoloških kriterija koji se mogu dobiti istraživanjem stijena na mikroskopskim izbruscima, folijama i poliranim pločicama. Tablica 12-2. Osnovni princip oceanografske klasifikacije marinskih okoliša sedimentacije RIEDI. (1963)
Engleska Njemačka terminologija
Hrvatski nazivi
Zona do koje dopire morska voda (prskanje, visoki valovi)
SUPRAL1TORAL SUPRATIDAL SPRITZVVASSER- NATPLIMNA BEREICH ZONA (supratidal)
Najviša razina plime
----------------......................--------------................................................----------EULITORAL INTERTIDAL GLEICHZEITEN- PLIMNA BEREICH ZONA (intertidal) --------------.........................—................-...................------------.........--------SUBLITORAL SUBTIDAL UNTERVVASSER- POTPLIMNA BEREICH ZONA (subtidal) ----------------................---------....................................----------------------------
. KT . .. Najniža razina oseke _, Donja granica fotičke zone (100 - 200 m)
BATHYAL
BATHYAL
BATIAL
Približno 4 000 m.............................---------...............................------------------.........------------(1500 - 5 000 m) ABYSSAL ABYSSAL ABISAL > 5000 m ..........................-------.........................--------------------------------------........ HADAL HADAL HADAL ; Masno otisnuti engleski termini uobičajeno se upotrebljavaju u svjetskoj i našoj literaturi u izvornu obliku bez prevođenja na materinski jezik! Iz svih ovih definicija izlazi da »okoliš sedimentacije« i »facijes«, a posebicel »litofacijes« i »biofacijes« nisu sinonimi. Razlike između »okoliša sedimentacije«, »facijesa«, »litofacijesa« i »biofacijesa« najbolje su vidljive iz ovih nekoliko primjera: u priobalnom plitkomorskom okolišu taloženja mogu se izdvojiti različiti facijesi, litofacijesi i biofacijesi, kao npr. »facijes progradacijskih klastičnih sedimenata«, »litofacijes kososlojevitih pješčenjaka«, ili » litofacijes ili biofacijes biohermalnih vapnenaca«, »litofacijes prigrebenskih kokinskih vapnenaca«, »biofacijes klipeinskih vapnenaca« ili »biofacijes ostrakodnih lapora«. Slično tome, u dubokomorskom okolišu mogu postojati: »facijes pelagičnih sedimenata«, »turbiditni litofacijes« i »litofacijes lapora i siltita« ili »globigerinski biofacijes« i si.
A. OKOLIŠI TALOŽENJA KLASTIČNIH SEDIMENATA
12.2. Fluvijalni (aluvijalni) ili riječni okoliši taloženja Fluvijalni, odnosno aluvijalni ili riječni sedimenti nastaju akumulacijama kmpnozmatih ili sirnozrnatih klastičnih taloga koji su bili prenošeni vodama riječnih sustava, bilo pri njihovim stalnim bilo povremenim tokovima. Osnovna je značajka riječnog toka da se pri tome općenito gledano, detritus prenosi u smjeru toka. Najveći dio krupno zrna tih sedimenata riječni tokovi odlažu u aluvijalnim lepezama, a sitnozrnatih sedimenata u riječnim ravnicama. Aluvijalni sustavi imaju vrlo različite okoliše i uvjete taloženja. Sedimentološki, najvažniji su od njih: - aluvijalne lepeze,
-
okoliši meandrirajućih rijeka, okoliši prepletenih rijeka, okoliši rijeka s račvanjem korita (anastomoznih rijeka) i okoliši područja između riječnih korita.
12.2.1. Aluvijalne lepeze Aluvijalne lepeze (Alluvial fans) morfološke su lepezaste tvorevine manjih i velikih dimenzija nastale akumulacijama klastićnog materijala na izlazima riječnih tokova iz uskih dolina gorskih lanaca u ravničarska područja (si. 12-1A). Najčešće nastaju i najljepše su razvijene u semiaridnim klimatskim područjima s rijetkim, ali obilnim i naglim oborinama i snažnom erozijom, posebice u podnožju gorskih masiva. Tu aluvijalne lepeze obično sadrže tzv. pjedmonske fan-glomerate (piedmont fmitflomrrittrs - Sellev, 1988). Naziv »fanglomerat« primjenjuje se za taloge pjedmonske zone, odnosno zone u podnožju gorskih masiva, kojim se označavaju oblik i litologija sedimentnoga tijela. Dimenzije i oblici sedimentih tijela aluvijalnih lepeza prije svega ovise o površini sljevnog područja planinskoga riječnog sustava, intenzitetu fizikalnog
288
Okoliši talgzenia klaslifcniti sedimenata
trošenja stijena te količini i energiji vode riječnog sustava. Površine im variraju nd nekoliko desetaka metara pa do nekoliko kilometara. U gornjim dijelovima nagibi sedimentnih tijela obično iznose oko 10 - 15°, a na rubnim dijelovima i do 30°. Aluvijalne se lepeze u gornjem dijelu, tj. neposredno kod izlaza iz gorskoga masiva, odlikuju krupno/matim šljuncima/konglomeratima, a dalje niz tok u nižim dijelovima lepeza postupno ima sve više pješčanog pa i sii-toznog detritusa. U višim dijelovima aluvijalnih lepeza šljunkovito-pjeskoviti materijal uglavnom se taloži mehanizmom detritnog toka (debns flow), koji uz krupnozmati detritus sadrži i razmjerno velik udio sitno/rnatog matriksa. Takav matriks daje toku veliku viskoznost. Sedimenti aluvijalnih lepeza (si. 12-1A) razmjerno se lako prepoznaju i razlikuju od ostalih aluvijalnih naslaga po lepezastu obliku sedimentnoga tijela koje se sastoji od krupnozrnatih konglomerata (fanglomerata) u koje u gornjemu, proksimalnom dijelu mogu biti uloženi i blokovi veći od 1 m. Za srednji dio aluvijalne lepeze karakteristična je učestala izmjena konglomerata i slojeva konglomeratičnih pješčenjaka različite debljine i različita granu lome tri jskog sastava i stupnja sortiranosti. U donjem, distalnom, vrlo širokom dijelu lepeze prevladavaju pješčenjaci s tabularnom i koritastom kosom slojevitošću. Razlikuju se dva osnovna tipa aluvijalnih lepeza: humidne lepeze ili lepeze s dominacijom riječnog toka i semiaridne lepeze (Collinson, 1986). - Lepeze s dominacijom riječnog toka (stream-dominated fims) ili humidne lepeze imaju migrirajuće riječne kanale i glavno su mjesto akumulacije taloga. Odlikuju se debelim sekvencijama kanalnih sedimenata u obliku stogova uglavnom krupnozrnatih šljunaka koji postupno završavaju prudovima. Bitna značajka tih šljunčanih nanosa jest dobro izražena imbrikacija ako sadrže plosnate valutice te lečasti pješčani ulošci s kosom laminacijom kao posljedicom migracije riplova. - Semiaridne su lepeze klasični primjeri aluvijalnih lepeza tektonski aktivnih rubova bazena gdje u procesu taloženja djelomično sudjeluje prijenos materijala mehanizmom masenih tokova (mass-ftviv). U gornjem dijelu semiaridne lepeze dominiraju taloži detritnih tokova uglavnom u obliku malih režnje-va ili lobova, a rjeđe u obliku bočno široko rasprostranjenih prostranih ploha ili pokrova (sheet deposits). U donjem dijelu lepeze, za razliku od gornjeg dijela, prevladavaju taloži tipa pokrovnih tokova (sheetflood deposits) nastali iz slabo viskoznih tokova. To su dobro sortirani pijesci i šljunci s lećastom slojevitošću, mjestimice i kosom slojevitošču. Oko prepletenih prudova na prijelazu u donji dio lepeze koncentrirani su sedimenti siromašni sitnozrnatim detritusom zbog nagla gubitka vode i sitnog detritusa iz toka kroz izrazito propusne i porozne starije Šljunčane nanose. To su tzv. »prosijani taloži« (^ievc deposits).
12.2.2. Okoliši mcandrirajućih rijeka Rijeke s meandrirajučim tokom {meandering rivers) imaju jedno, izrazito vijugavo meandrirajuče - korito (si. 12-1). U takvim meandrirajučim koritima vanjski su dijelovi mcandrijskih lukova izloženi eroziji, a na unutrašnjim dijelovima lukova akumulira se velika količina riječnih nanosa stvarajući MHAN-
riu'i.irJ i^i'-f- |Jlnn ih n|Bbni ol:'w lnh/pr^i
2SG
m^^rtk ii juiurn
L;I)UI|II
praejak
SUSTAV i LUVIJ.*^ N LEPEZA
/V\
uiiibi i
lili LiDLIornEelJ '
T"** L
." rX ', V ^ ■ <■
\
3U5TAV 41 UVIJA |_H|H LEFF7A / piliti ^iHta d*lf.
>->.
IS"r?F PLrJTFHF RIJFKF^n 1-iDflnivijugn.ltinal^ »truj4v.nkimtra.ji
■*%, '■i -'- N.,5^ ,-*?* ^.VT^. V ^<£** //V EU3TAV
,i-**
K
^-. .
^--^ Č* -\t-&*^
.
ZIHANIH »anal: drilom ravni, d l|«l Dirnl| uc|(in
ni i
J
1
.'** ' j-^""" Jfcf ^-i''""
,
-^-zf, ^e£*--^ir*i
5U5TAV AHAiiTnMn? inArJF PUErlt l*r&«E EHEP^Jt 5 PflCVLAPAVANJEM MUIJA V 'iLOfi MUTVSIE
POSTAV MEANuRlflAJUtrll RIJEKA c truja ni^hf mu ||ii|
'■-
pijtuk
-nul]
'-Htitl Pjaitinjaci l KMom iSaiaviltiiću vilikSh dirFiatlila — - Btolurbirana »na — KalKutni nođuLt Kmclorn pjuctniaci rPj»
m
Sri S'i&muiiki prikaz taloženja
ka 1? I Glavni tipovi rjećmh uhuiišđ Idiu^nju A aluvijdlruli leui>Ai te ukuh&i incantlrirajunh.
prepletenih I diin!ilunnj^iiib ureku cnipuni aluvijalni ciklus ili alluvlal cyrt/p - Ppiiljflhn,
hriEiihli^iriirm \£ biiisclc. 1D021. Fl - Irlp^li'irjini ■aluvijalni dkluR positnlavarclđ" [ftntng-upwanl Ti7G) dioaCnim krUHIIm - - " — EroOirann p&diofla
290
Okoliši 1ak)}en|a klastibilh sedimenala
DRIJSKE PRUDOVE (point bar). Riječni okoliši s meandri raj u dm tokovima, osim toga, kod niskih vodostaja sadrže brojne napuštene meandre sa stajaćim vodama ili MKTVAJK (oxbow lakes). Na bokovima korita meandri raju ć ih rijeka postoje PRIRODNI NASIPI (natural levee). Kod visokih vodostaja napušteni meandri postaju privremeni dodatni tokovi i korita, prirodni nasipi mogu biti probijeni VODENIM PROBOJIMA [crevasse), a zbog prelijevanja vode iz korita u okolnu ravnicu nastaje okoliš koji se naziva POPLAVNA RAVNICA (floođ plain). S vremenom meandrirajuće rijeke mijenjaju korita i meandre tako da sedimenti ta-loženi u takvim okolišima imaju karakterističan vertikalan slijed, odnosno tvore sekvencije positnjavanja naviše (si. 121B). Zbog veće br/.ine i energije vode na vanjskim dijelovima meandrijskih lukova, rijeka ima erozijsko djelovanje uz potkopavanje obale i odnošenje detritusa, a manje brzine i bitno niže energije na unutrašnjim dijelovima lukova tako da rijeka tu stalnim odlaganjem sedimenta stvara meandrijske prudove. Pri tome se neprestano, bočno u odnosu na opći smjer toka, pomiče glavno korito rijeke. To je ra/log zbog kojega pri taloženju sedimenata u meandrirajućim riječnim tokovima nastaju sekvencije positnjavanja ili ciklusi s tipičnim vertikalnim slijedom litoloških članova koji završavaju prestankom aluvijalnog ciklusa i smanjenjem veličine zrna ili positnjavanjem (fining-upivard allitvijal cycle). Idealizirani potpuni aluvijalni ciklus ili sekvencija positnjavanja nastala iz meandrirajućeg toka sastoji se od triju dijelova: donji dio čine sedimenti taloženi na dnu i koritu, srednji dio taloži me-andrijskoga pruda i gornji dio taloži poplavne ravnice (si. 12-1B). U donjem dijelu ciklusa prevladavaju krupnozrnati pješčani sedimenti s pojedinačnim valu ticama šljunka, u srednjem dijelu ili meandrijskom prudu pješčani sedimenti s kosom slojevitošću velikih dimenzija i smanjivanjem veličine zrna prema gore (prilog si. 1) uz postupne prijelaze u siltite s riplovima. U završnome dijelu a-
Slika 12-2. Shematski prikaz migracije korita i vertikalnog redaka sekvencija u okolišu meandrirajuće rijeke (iz: Visher, 1965)
Fluviialni (aluvijalni) ili rijećni okolici lalozenia
291
klusa taloži poplavne ravnice pretežno su zastupljeni pelitima i glinama koje su pri kraju ciklusa bioturbirane ili, ovisno o klimi, sadrže i kalkretne nodule (si. 12-1B). Sedimenti taloženi u okolišima meandrirajućih rijeka ne moraju uvijek imati potpuno razvijene cikluse ili sekvencije jer mehanizmi promjena režima tokova nisu uvijek sadržavali sve faze, niti su uvijek mogli jedan pored drugog, a u vertikalnom slijedu taloga jedan iznad drugoga biti razvijeni taloži korita, moandrirajućeg pruda i poplavne ravnice. Kedanje facijesa na aluvijalnoj ravnici s migracijom korita meandrira/ućc rijeke uz prikaz bočnih migracija korita i vertikalnog redanja sekvencija, prema Visheru (1965), donosi si. 12-2. Kako to prikazuje si. 12-2, sekvencija je aktivnog korita sastavljena ovako: u donjem dijelu od tankoga sloja šljunka ili samo pojedinačnih valutica šljunka u krupno zrnatome pijesku i od debelih pješčanih sedimenata s kosom, uglavnom koritastom i tabulamom slojevitošću, sa setovima debljine do 1 m (prilog si. 1), a kod tabularne kose slojevitosti i setovima debljine od više metara. Gornji dio te sekvencije sastoji se od tanjih pješčanih slojeva s kosom i horizontalnom laminacijom i od pojedinačnih proslojaka pelitnih sedimenata (siltovi, šejlovi, muljci) i gline (si. 12-2). Sekvencija napuštenog korita u donjem dijelu sadrži tanki šljunkoviti sloj i na njemu debeo paket pelitnih sedimenata i glina u kojima se mjestimice nalaze pješčani proslojci s kosom laminacijom. Ti su pješčani proslojci bih taloženi u napuštenom koritu (si. 12-2) u tijeku visokih vodostaja.
12.2.3. Okoliši prepletenih rijeka Naziv prepletene rijeke (brciided rivers) upotrebljava se za takav riječni sustav u kojemu rijeka pri normalnom i niskom vodostaju ima unutar glavnoga korita više međusobno prepletenih manjih, povremenih korita, kanala i tokova međusobno odvojenih šljunčano-pješčanim prudovima (si. 12-1A). Povremena korita i tokovi neprestano mijenjaju svoj položaj, oblik, brzinu toka i količinu vode i međusobno se isprepleću. Pri visokim vodostajima pojedinačna prepletena korita i tokovi, kao i prudovi između njih, poplavljeni su i tvore jedinstveni riječni tok unutar jednog velikog korita. Recentni okoliši prepletenih rijeka najčešće se nalaze na aluvijalnim lepezama i odlikuju se velikim količinama krupnozmatoga šljunčanog sedimenta. Općenito, taloži prepletenih rijeka sadrže znatno više Šljunka /konglomerata od taloga meandrirajućih rijeka. U talozima prepletenih rijeka obično se razlikuju POPREČNI POKROVNI PRUDOVI {shrrt bari,) uobičajeni u gornjem dijelu riječnog sustava, PRUDOVI NA ZAVOJIMA KORITA, PRIJELAZNI I UZDUŽNI PRUDOVI (longituđinai bars), koji su najčešći u srednjem dijelu aluvijalne lepeze prepletenih rijeka (si. 12-3). Šljunkoviti i pjeskoviti sedimenti s vrlo malim udjelom sitnozrnatih pelitnih klastita osnovna su litološka značajka taloga prepletenih rijeka (Miail, 1977). Šljunkovite sedimente pretežno čine valutice promjera do 64 mm, ali i pojedinačni blokovi promjera i do 30 cm (si. 12-3). Glavni su sedimenti pokrov-nih i uzdužnih prudova i korita. Pojavljuju se u obliku debeloslojevitih ili ma-
292
UKLIIL L-jki?uii|j Kli'iJlIh ESil.lieiU'a ^IMJUID UniBltitni IIJU imU j1 l«đn||i™n i i|#n lP .. i
.
J____ J_______i___i___ L_^J.-.---------------------1- - -i—i---------1--------1--
rumom rvrmiv
đflaLttv«! Uilooa pieptetene rijeka fivlF.nn o nafjibu latena i n|eslu u aMiainoj lepezi Nestanak blokova označava i p'i|elaz iz pokiovnih pnprečnlK prudova u uzdužne prudove iprefnu. Rorhrc.ViH. 1R72Iz ColHnson IJJSfr).
tnks. tada je to u^ldvi'imi mateiijal koji &e naknadno, nakon taloženja Šljunka, usipavao u nicđuprosloie vaLulica.. Vahitire obiirio pokazuju jasnu imbrikadju, a pojedinačni tanki uU)^n pjesvanili Mediiue/nata u njima mogu tili ko^o slojeviti {si. J2-?). Šljunei lulu? LM ii u malim koritimA pokazuju jasnu kori tastu kosn sloj e v i t o s t & nagibom kosih lamina do lfl°. -i oni talu>t-ni u obliku jezieaslih prudova ih bočnih delti na ostacima siaiijih prudova tabulamu kosu slojevitog S-T .setovima debljine uglavnom od (J.Z? do ■! m. Knipruv.rnuti pjf*kovili taloži sjsLojc se od deb^hh slojeva koji, uz. 'mm dimenzija srednjeg i kiupnu^ pijeska, obično sadrže i val" hrt1 -sitnoga šljunka, Redovito poka/Aiju jasno razvijenu kn-rilastu kosu .slojevitost koja sađrii kose tove veliki1 debljina {Allen, I9fi3). Srvd-njozniiili pjuičani ■ledimeriti t? lo?
Fliiviialni [aluvijalni ili riječni okoliši taloienia
293
minacijom, biotuTbacijom, korjenčićima, sitnim nakupinama i ulošcima ugljena, mjestimično kalkretnim nodulama, a na gornjim slojnim površinama i pukotinama isušivanja.
12.2.4. Okoliši rijeka s račvanjem korita ili anastomoznih rijeka Anastomo/.ne rijeke {anastomosing rivers) ili rijeke s racvajem korita, za razliku od meandrirajućih i prepletenih rijeka, odlikuju se stalnim, vrlo stabilnim položajem korita koje se, međutim, račva u više pojedinačnih, manjih korita koja su međusobno odvojena stalnim velikim izduženim riječnim otocima, da bi se zatim mjestimice spojila u jedno, široko korito {si. 12-1A). Pojedina račvasta korita mogu biti izrazito sinusoidno zavojita i krivudava ili pak razmjerno ravna, a uvijek imaju vrlo mali pad, odnosno malu visinsku razliku toka (< 0,5"). Između račvastih se korita nalaze stabilni i stalni riječni otoci izduženih oblika čija je stabilnost fiksirana vegetacijom. U područjima s više aridnim klimatskim značajkama vegetacija nema toliko važnu ulogu pri stabilizaciji takvih otoka. Obale su korita vrlo izražene i stalne pa riječni tokovi nemaju gotovo nikakve bočne migracije. Rijeke s račvanjem korita (anastomozne rijeke) tvore specifične oblike sedimentnih tijela. To su dugačka korita ispunjena šljunčanim i pješčanim sedimentima koja se nalaze unutar sitnozrnatih sedimenata obale, riječnih otoka, je/era ili močvara. Vertikalni je slijed sedimenata korita sljedeći: pri dnu korita obično su pješčani sedimenti u obliku pješčanih valova, a samo je korito ispunjeno pješčanim sedimentima s jasnom tabularnom kosom slojcvitošću uz stalno smanjivanje veličine zrna od osnovice prema vrhu profila korita, tj. sekvencijom positnjavanja.
12.2.5. Okoliši područja između riječnih korita Područja između riječnih korita (intcr-rfianne! arena), u pravilu unutar aluvijalnih sustava, zauzimaju mnogo veće površine od samih riječnih korita i zbog toga imaju vrlo važnu ulogu kod fluvijalnih okoliša sedimentacije. Za razliku od sedimenata korita, pri taloženju detritusa u područjima između korita vrlo važnu ulogu ima klima. U području između riječnih korita razlikuju se dva glavna tipa sedimenata: I. Taloži nastali pod utjecajem vodenog toka korita kao riječni nasipi (le-vecs), probojne naplavine ili lobovi (crevasse splai/) i udaljene poplavne ravnice (đistant floodpiaiii). To su tzv. okoliši preko riječnih nasipa (overbank environment - Collinson, 1986). - NASIPI se pojavljuju asimetrično niz riječno korito, a poplavljeni su vodom samo pri najvišim vodostajima. Sastoje se od valovito, koso i vodoravno laminiranih krupnozmatih (šljunkovitih) pješčanih sedimenata vrlo promjenj-
294
Okoliši talojenja klasičnih sedimenata
ljiva granulomctrijskog sastava. Obično nisu očuvani zbog erozijskog djelovanja riječnog toka. - PROBOJNK NAPLAVINE (RHŽNJEVI ILI I.OBOV1) nastaju odlaganjem detritusa nakon Sto je voda probila prirodni riječni nasip i razlila se u okolnu ravnicu. Na mjestu proboja nasipa taloži se krupnozrnati detritus (šljunkoviti pijesci) koji se u obliku režnja ili manje lepeze Siri od mjesta proboja nasipa u ravnicu uza stalno smanjivanje veličine zrna s udaljavanjem od proboja kao posljedice pada energije vode. Sedimente probojnih naplavina uglavnom čine pijesci u izmjeni sa siltom i glinama. Mogu pokazivati kosu laminaciju u/la/nih riplova. - Uvjeti taloženja na UDALJENIM POPLAVNIM RAVNICAMA, kao i promjene sedimenata nakon taloženja i povlačenja vode, bitno su ovisni o klimi i udaljenosti od aktivnoga riječnog korita. Klimatski faktor, naime, ima presudnu ulogu pri učestalosti poplavljivanja, odnosno vremenskim razmacima u kojima dolazi do poplavljivanja udaljenih ravnica. Najčešće se takva periodična poplavljivanja događaju u razdoblju od 1 do 2 godine s taloženjem razmjerno malih količina sitnozmatog taloga, tj. praha i gline, odnosno mulja zbog spore akumulacije detritusa jer je pri popiavljivanju ravnice voda izlivena i/, riječnog korita imala brz tok i zbog udaljavanja od riječnog toka malu koncentraciju suspendiranog sedimenta. Taloženje se pretežno zbiva iz suspendije i pokazuje tendenciju smanjivanja veličine zrna udaljavanjem od riječnoga korita. Tijekom jednog poplavljivanja rijetko se istalozi više od nekoliko centimetara debeo talog mulja, pri čemu obilno sudjeluje i postojeća vegetacija, i pri procesima taloženja i pri usporavanju naknadne erozije taloga nakon povlačenja vode u riječno korito (Collinson, 1986). Nakon povlačenja vode u korito, taloži su podvrgnuti isušivanju uz stvaranje desikacijsklh pukotina i drugih tvorevina karakterističnih za subaerske uvjete, kao što su nejednolična litifikacija, odnošenje praha vjetrovima i si. 2. Taloži u područjima izvan izravna utjecaja rijeka nastali na prijašnjim riječnim terasama izloženi su procesima stvaranja tla i djelatnosti vjetra. Pri tome djelatnost vjetra, posebice odnošenje prašine nastale sušenjem muljeva preostalih od prijašnjega poplavljivanja ravnice, izravno ovisi o vegetaciji i njezinu sudjelovanju u vezivanju muljeva. Vjetrom prenošeni prah taloži se kao les ili prapor daleko od područja odakle je podignut (v. pogl. 7.1.3) ili se u neposrednoj okolici akumulira u obliku dina.
i2.3. Jezerski okoliši taloženja Jezera su manji ili veći slatkovodni, rjeđe i slani bazeni koji nemaju izravnu vezu s morem ili oceanom, premda velika je/era imaju slične fizikalne uvjete kao ep i kontinentalna mora, U njima se mogu miješati vrlo različiti okoliši taloženja kao npr. priobalni, evaporitni, padinski, turbiditni, deltni (Gilberhrvc delte) itd. S druge pak strane, u manjim jezerima uvjeti i okoliši taloženja mogu biti jednaki ili slični onima u močvarama i barama. S obzirom na to da su jezera
Jazerski okoliši taloienia
295
zatvoreni hidrografski i scdimentacijski sustavi iz kojih nema mogućnosti obećanja vode u njima se talože velike količine sedimenata, uglavnom detritusa donesenog rijekama, potocima i bujicama, a u pojedinim slučajevima i autohtonoga biokemijskog i/ili kemijskog porijekla. U jezerskim okolišima sedimentacija ovisi o brojnim faktorima: klimi, količini vode, fizikalnim, kemijskim i biološkim procesima koji su određeni veličinom jezera, kemizmom, temperaturom i pH-koncentracijom vodu, a posebice količinom i načinom donosa terigenog materijala u jezero. U velikim i dubokim jezerima, /bog nejednoliena zagrijavanja površinskog i dubinskog dijela vode, jezerske su vode termički raslojcne na gornji, topliji sloj ili epilimnij, i donji, hladniji sloj ili hipolimnij. Dok je gornji, topliji sloj prozračan i bogat kisikom uz stalno primanje fosfata i nitrata, što omogućuje razvoj mikroorganizama, vode su donjeg hladnijega sloja stagnirajuće i siromašne kisikom, a ponegdje bogate sumporovodikom.
Slika 12-4 Shematski prikaz zapunjavanja jezera zbog donosa detntusa rijekama i potocima, stvaranjem delti i postupnom prograrjacijom obale prema središtu
jezera. Jezera s takvim načinom taloženja odlikuju se uglavnom dettnim i riječnim, a ne tipičnim jezerskim sedimentima (Iz1 Selby, 1985)
Vrlo važnu ulogu pri sedimentacijskim procesima u jezerima imaju klimatske promjene, količina i način pritoka vode u jezera površinskim i potpovršin-skim tokovima, kao i tokovima po dnu jezera. U područjima s vlažnom klimom jezera obično imaju mnogo pritoka, rijeka i potoka, koji stvaraju veće ili manje delte na ušćima u je/ero u/ taloženje velikih količina sedimenata koji ne pokazuju tipične odlike sedimentacije u jezerskim okolišima (si. 12-4). Vodeni tokovi koji prije ulijevanja u donose mnogo materijala u jezero. Pretežni obalu stvarajući progradacijska sedimentna prenosi se po jezeru i taloži tokovima pri ravničarskim terenima uli-
jezero teku kroz gorsko područje (visoki reljef) se dio toga materijala krupnijeg zrna istnloži u/, tijela, a dio materijala, u pravilu sitnijeg zrna, dnu - pridnenim tokovima. Rijeke koje teku po
296
0ko-lkSi lalo?en|s klastpčnih sedimenata
ji-vanjom u jezero unose sitno/mati materijal koji se dalje unutar jezera uglavnom Siri ti suspenziji. Sitnozmati detritus unesen u jezero takvim tokovima ostaje dugo u vodenoj suspenziji, uglavnom na granici toplijeg i hladnijeg vodnog sloja, da bi se potpuno istalo/io tek u ljetnim mjesecima kad se zagrije i donji sloj vode koji onda promjenom viskoznosti omogući taloženje sitnih čestica. Takvim načinom taloženja nastaju tanko laminirani sedimenti promjenljiva sastava lamina (zimi siltozne, ljeti glinovite) ili Uv. varve. U jezerskim okolišima taloženja razlikuju se, kao osnovni tipovi sedimentacije, jezera s klastičnom i jc/era s karbonatnom sedimentacijom sa svim međusobnim prijelazima. Za razliku od jezera s kemijskom sedimentacijom, koja su ograničena samo na aridna i semiaridna klimatska područja, je/era s klastičnom sedimentacijom pojavljuju se u svim klimatskim područjima. U recentnim jezerima, a i u geološkoj prošlosti, jezerska sedimentacija zbivala se u dva hidrološki osnovna lipa jezera: - sedimentacija u hidrološki otvorenim jezerima sa stalnim dotokom slat ke vode (Dilutc laka in ht/droh)gicall\/ open basens) i —sedimentacija u zatvorenim (slanim) jezerima (Lakm, in h\jdroiogictiU\j cfased baseiii,).
12.3.1. Sedimentacija u hidrološki otvorenim jezerima sa stalnim dotokom slatke vode U hidrološki otvorenim jezerima sa stalnim dotokom slatke vode nastaju dvije široke grupe facijesa (Allen & Collinson, 1986): a) pretežno siliciklastični sedimenti: u priobalnim zonama jezera na prudovima riječnih ušća talože se pješčani sedimenti s riplovima i kosom laminacijom, a u središnjim dijelovima jezera tankoslojeviti siltiti i laminirani karbonati; b) pretežno karbonatni sedimenti: bioherme, ooidni i onkoidni vapnenci, bioklastični grejnstonski vapnenci s harofitima i školjkašima. Siliciklastični se materijal nalazi samo u području riječnih ušća u jezero. Jezerski okoliši s pretežno siliciklastičnom sedimentacijom odlikuju se velikom količinom sitnozmatih klastita, tj. pelitnih sedimenata (muljnjak, pratiov-njak, šejl) koji su se taložili iz suspenzije u središnjim dijelovima je/.era. Zbog progradacije obale, tj. postupnog sužavanja površine jezera poradi njegova neprestanog zapunjavanja od obale prema središtu (si. 12-4), na pelitne sedimente u pravilu se talože pjeskoviti prahovnjaci (siltiti) koji imaju oscilirajuće valne rjplove, a na njih pješčani sedimenti s humčastom kosom slojevitošću i porastom veličine zrna od dna prema vrhu sekvencije (sekvencije pokrupnjavanja). Daljnjim napredovanjem progradacije nastaju riječna ušća s pješčanim prudovima u kojima se pojavljuju uzlazni strujni riplovi (ctimbing current ripples). Na kraju, jezero je ispunjeno progradacijskim riječnim sedimentima i talo/ima poplavne ravnice koji su izloženi izronjavanju, subaerskom trošenju i sadrže obilje korjeneića (si. 12-5).
Jezciskf okoliši lalolenia
297
Slika 12-5. Idealizirana vertikalna sekvencija nastala regresijom i progradacijom obale fiidrološki otvorenog tipa jezera s prevladavanim siliciklastične sedimentacije (Van Dijk et al., 1978. iz: Allen & Collinson, 1986]
IEJJČINBJRNA
■lk~T;
INTERPRETACIJA UVIJETA L OKOLIŠA TALOŽENJA firenjanf mnrp > paplavljtna r a v n i ca
IIIOLOOIM 1 TEKSTURE Koruenfici PukoTme Ituiivanio np'iovt HonicmloJno larnihifđrn pniterijđci Pjetbiaviti niiili i OJtllirojuum np| ovima Pjiičarrjak i rtun£a>Tam koiam Biolurbiram ftornogarn silfih
Proarađiraiuei prud na uiću
Djtlainoit valova pri liitpam vrtminu
— OLujna -đlnd baia —
—- -~ Pja»Ć»iijaci *r"j'*' grodncijont Pijaiak nabaćtn olujnim
Taloisnj* rr tuf um lift u^radrin}*™ dijelu j«i«ra
12.3.2. Sedimentacija u hidrološki zatvorenim (i slanim) jezerima U hidrološki zatvorenim, Često slanim, je/erskim bazenima mogu prevladavali različiti uvjeti i okoliši taloženja. Najpoznatiji su plaja {playa) okoliši i jezerski okoliši s evaporitnom sedimenta čijom. Plitka zatvorena jezera u aridnim klimatskim područjima, koja vodu imaju samo povremeno, a veći su dio godine pretežno suha, poznati su tzv. PLAJA--OKOI.IŠI ili »plaje«. Taloži plaja odlikuju se cikličkom sedimentacijom kao posljedicom ponavljanja taloženja u vodi jezera i njezinom postupnom nestanku, odnosno isušivanju većeg dijela ili cijelog jc/era. Ciklusi s pretežno klastićnom sedimentacijom u pravilu počinju pjeskovitim pelitima - siltitima ili muljnja-cima čiji je detritus na plaju nanesen vjetrom, povremenim tokovima ili bujicama nakon jake kratkotrajne kiše. Odlikuju se gradacijom i horizontalnom la-minacijom. Na siltitima i muljnjacima slijede tanko horizontalno laminirani gli-njaci, mjestimično i algalni stromatoliti, te halit i drug« soli kao posljedica porasta isparavanja vode i potpunog isušivanja jezera. Takav slijed plajasedime-nata, bez slromatolita, ali s kalupima kristala halita, nalazimo u gornjoperniskim klas ti tima u krovini ležišta evaporita Malog Kukora u Dalmaciji. - U nekim tipovima zatvorenih jezera nastaju ciklusi s taloženjem klasti-čnih, organskih i evaporitnih sedimenata. Ciklusi počinju eolskim pješčanim takvima koje slijede vapnenci s proslojeima pelita i organskog materijala, da bi ciklus završio debelim naslagama gipsa koji sadrži i/.mjenu proslojaka pelita, organske tvari i vapnenaca u gipsu (Tođilto-fbrmacija, New Mexico - Anderson i Kirkland, 1960; iz Allen i Collinson, 1986). Unutar kambrijskog Officer bazena u južnoj Australiji White i Youngs (1980) opisali su kompletni jezerski ciklus koji započinje siltitima s ovaporitnim kristalnim pseudomorfnzama na kojima
298
Okoliši taloženja klastičnih sedimenata
slijede dolomitićno-kalcitični siltiti pa dolomikriti s rožnjačkim nodulama, da bi završio algalnim stromatolitima i stromatolitnim brečama. Slični su ciklusi u Coorong jezerima južne Australije (Von der Borch i Lock, 1979), opisani kod »Coorong modela ranodijagenetske dolomitizacije« (odjeljak 9.2.2.1. i si. 9-32A).
12.3.3. Močvarni okoliši taloženja Hidrološki zatvorena jezera u humidnim klimatskim područjima obično prelaze u močvare, tj. stajaće vode u depresijama na površini zemlje u kojima se nakupljaju velike količine mrtve, ali još nepotpuno raspadnute biljne supstancije koja potječe od bujne močvarne vegetacije. Osim bujne vegetacije, bitna je značajka močvara plitka i gotovo stajaća voda. Močvare mogu nastati ispunjavanjem i vegetacijskim zarašćivanjem hidrološki zatvorenih jezera, ali i na del-tnim ravnicama i napuštenim riječnim meandrima, a brakične močvare i na niskim morskim obalama. Početni taloži pri ispunjavanju močvare organogeni su muljevi koje nazivamo sapropel. Oni uz oplićavanje jezera omogućavaju i bujan rast močvarne vegetacije koja u većim močvarama od obala prema središtu močvare ima strogo određen raspored ovisno o dubini vode. U umjerenim klimatskim područjima, na primjer, na obali raste drveće, uz obalu trstika i šaš, a lopoči i vodeno bilje u dubljem dijelu. Osim sapropela i ostataka višeg i nižeg bilja u močvarama se mogu taložiti i sitni pijesci i prah, a osobito muljevi i gline koji su u močvaru spirani s okolnoga tla jakim kišama ili su u nju doneseni vjetrovima ili pak potocima i povremenim sezonskim tokovima (kišna razdoblja, otapanje snijega). Međusobni omjer akumulacije organske supstancije i anorganskoga si-liciklastičnog detritusa od močvare do močvare, ali i u istoj močvari, vrlo je različit, jer ovisi o brojnim čimbenicima, među kojima su najvažniji: razlike u vrstama močvarnog bilja i intenzitetu njihova rasta, ugibanja i akumulacije s obzirom na klimu, brzinu truljenja biljnih ostataka, a s druge strane, morfologija, sastav i način kemijskog trošenja i erozije stijena oko močvare, klima, godišnji raspored oborina, vjetrova, količina snijega i brzina njegova topljenja u proljeće itd. Pri potpunu ispunjavanju močvara nestaje, a njezini se taloži odlikuju velikom količinom treseta i glinama ili muljevima bogatim organskim supstancijama. Procesima karbonizacije i litifikacije od treseta mogu nastati tanji ili deblji slojevi ugljena, što je vrlo čest slučaj kod karbonskih i tercijarnih močvarnih taloga koji su dali velika ležišta ugljena.
12.4. Pustinjski i eolski okoliši taloženja Pustinjski i eolski okoliši taloženja kontinentalna su područja u kojima se taloži pijesak i prah nakon njegova prijenosa vjetrom. Takve sedimente nazivamo eolski sedimenti. Uz obale istaloženi vjetrom prenošeni pijesci koji su na stražnji
Pustinjski i ealskl okoliši taloženja
299
žal naplavljeni valovima, a dobro su litificiranj, nazivaju se »obalni eolijaniti« među kojima se razlikuju kvarcni ( < 50 % CaCO,) i karbonatni ( > 50% CaCO,} eolijaniti, uglavnom pleistocenske i holocenske starosti. Osim u pješčanim pustinjama velike količine eolskih sedimenata taložile su se u kvartaru u obliku lesa ili prapora
300
Okoliši taloženja klastićnih sedimenata
12.5. Glacijalni okoliši taloženja U glacijalne okoliše taloženja ubrajaju se sva područja koja su u izravnoj vezi s ledom i djelovanjem ledenjaka, a obuhvaćaju više glavnih zona: - subglacijalna ili bazalna /ona nalazi se u izravnom kontaktu leda s podlogom koju pri svojem kretanju ledenjak erodira, a ujedno na nju može taložiti materijal koji prenosi; - englacijalna ili unutrašnja zona unutar ledenjaka koja ima malu ulogu pri procesima taloženja; - supraglacijalna ili gornja zona na površini ledenjaka koja se najprije i najjače otapa i iz koje se taloženje uglavnom zbiva samo na rubovima i na prijelazu u proglacijalnu zonu; - proglacijalna zona koju čine fluvio-glacijalna i jezersko-glacijalna, a i ma-rinskoglacijalna područja: fluvio-glacijalni okoliš obuhvaća prijenos glacijalnog materijala bujicama i vodenim tokovima ispod ledenjaka koji su nastali otapanjem ledenjaka; jezersko-glacijalni okoliši obuhvaćaju ušća fluvio-glacijalnih tokova u jezerima u kojima se taloži glacijalni materijal, a marinskim glacijal-nim sedimentima glacijalni detritus taložen u priobalnom pojasu ili u moru nakon otapanja santi leda koje su imale uključen glacijalni materijal; - periglacijalna zona ili okoliš nastavlja se na proglacijal i u njoj nema izravna taloženja glacijalnog materijala, osim najsitnijeg detritusa, ali na nju bitno utječu led i ledenjaci zbog promjena klime i oscilacija razine vode pri naglu otapanju leda. Glavni tipovi glacijalnih sedimenata jesu til, tilit ili dijamiktit (v. pogl. 5.1). Tiliti su najčešće masivne stijene debljine od nekoliko metara do više desetaka pa i stotinjak metara. Granulometrijski im je sastav izuzetno neujednačen jer kod prijenosa ledom i otapanja leda ne postoji mogućnost separacije detritusa po veličini zrna. Pojedini veći fragmenti pokazuju glacijalne strije i jednostrana poliranja površina. U podini tila i tilita često se nalaze tragovi erozije. Tiliti mjestimice mogu imati trakastu laminaciju zbog miješanja glacijalnog materijala s nevezanim sedimentima podloge i njihova plastičnog tečenja uzrokovana kretanjem leda. O prijenosu materijala ledenjacima i o postanku ledenjaka iscrpnije je prikazano u odjeljku 2.2.1. Najpoznatiji su oblici glacijalnih sedimentnih tijela morene i morenski jezici, drumlini i poprečni subglacijalni grebeni. - MORHNK nastaju pri otapanju čela ledenjaka prilikom njegova spuštanja u niže predjele ili kada ledenjak pri svom spuštanju svojim čelom gura ispred sebe u dolinu ranije akumulirani til. - MOKHNSKI JEZICI (fluted moraine) izdužene su vrlo dugačke, a uske akumulacije glacijalnog materijala, uglavnom nastale utiskivanjem tila u usku, dugačku pukotinu. - DRUMLINI su nazivi za elipsoidna nakupljanja glacijalnog materijala sa strmim stranama u suprotnome smjeru od kretanja ledenjaka i blažim stranama u smjeru kretanja ledenjaka. Poprečni subglacijalni grebeni ili »Rogen-morene« nastaju ispod ledenih pokrova. Dužine im mogu biti od nekoliko .stotina metara
Taloženje u deltama
301
do 1 km, a debljine (visine grebena) od nekoliko metara do nekoliko desetaka metani. U jezersko-glacijalnim i marinsko-glacijalnim okolišima taloži se sitnozrna-ti laminirani glacijaini detritus, mjestimično s pravilnom ritmičkom sedimen-tacijom, poznat pod na/ivom LAM1NITI, odnosno, u slučaju ritmičnosti, K1TM1-TI. Laminacija i ritmičnost posljedica je sezonskog donosa detritusa različita granulometrijskog sastava pa je tanko laminirana i gradirana izmjena glinovitih i siltoznih jezersko-glacijalnih sedimenata poznata pod nazivom VARVE, odnosno pravilnije GLACIJALNH VARVE (od švedskog »varv« - tanki sloj). Naime, termin »varve« oznaka je za laminaciju nastalu zbog sezonske godišnje izmjene lamina različita sastava (ljeto - zima na primjer) pa su tako poznate evaporitne varve kod evaporitnih sedimenata kao tanko laminirana izmjena karbonata ili mulja (vlažno godišnje doba) i halita ili gipsa i/ili anhidrita (sušno godišnje doba) i jezerske varve nastale taloženjem siltoznog i muljevitog materijala zimi i glinovitog materijala ljeti (v. pogl. 12.3). Glacijalne se varve sastoje od tankolaminirane izmjene gline, mulja ili silta i sitnog pijeska, a nastale su kao posljedica sezonskih varijacija u intenzitetu otapanja leda (ljeto) i zaleđivanja (zima). Pri jačem otapanju leda nastaju vodeni tokovi koji u ledenjačko jezero donose krupno/mafiji detritus, pri slabijem otapanju sitnozrnati, a u zimi nema glacijalnog ili fluvio-glacijalnog detritusa, već se u jezeru taloži samo mala količina sitnozrnatoga glinovitog materijala iz jezerske vode. Što se tiče debljine jedne varve, tj. godišnjeg ciklusa taloženja, razlikuju se »proksimalne varve« ili »makrovarve« obično taložene na samom rubu ledenjaka i »distalne varve« nastale daleko od ledenjaka, ako su im debljine centimetarskih dimenzija. Medu ovima drugima razlikuju se »mikrodistalne ili mikrovarve« ako sii milimetarskih dimenzija i »ultradistalne varve« koje su toliko tanke da im se debljine makroskopski ne mogu mjeriti (De Geer, 1912). Glacijalni sedimenti imaju veliku ulogu pri rekonstrukcijama palcoklimat-skih uvjeta u geološkoj prošlosti.
i2.6. Taloženje u deltama Delte su prostrana područja na ušćima rijeka u more ili veća jezera u kojima se /bog smanjenja energije i brzine riječnih tokova taloži pretežni dio detritusa koji su ti tokovi nosili. U deltama je akumulacija detritusa uvijek znatno brža i jača od mogućnosti njegova odnošenja hidrodinamskim procesima vodene sredine u području delte. Taloženjem riječnog detritusa stvara se veliko sedi-mentno tijelo lepezasta oblika, u tlocrtu slično grčkom slovu »delta« od čega i potječe ime tog područja (si. 12-6). Na ušćima se rijeka riječni tokovi, ranije omeđeni obalama i riječnim nanosima, naglo šire, što uzrokuje smanjenje brzine toka, osobito pri ulijevanju u stajaću morsku ili jezersku vodu. Time je uzrokovano taloženje velikih količina materijala koji je dosada prenosio riječni tok. Pri tome dolazi do granulometrijskog razdvajanja detritusa: krupnozrnati sedimenti talože se odmah blizu riječnog ušća, a oni sve sitnijeg zrna sve dalje
302
Okoliši taloženja klastičnih sedimenata
Ocu ni«*
Slika 12-6. Morfologija Mahakamske delte (Indonezija) s više riječnih korita ili distribucijskih kanala, deltnom ravnicom s prevladavanjem djelatnosti plimnih struja, ćelom delte i prodeltom (iz: Allen et a!., 1979)
od ušća u bazenu. Na taloženje i pretaiozavanje detritusa mogu bitno utjecati i struju plime i oseke, valovi i morske struje, tako da u području delte mogu nastati vrlo različite i kompleksne sedimentne tvorevine. Klasični primjeri istraživanja scdimentacije u deltama Gilbertovi su (1885, 1890) radovi o pleistocenskim deltama jezera Bonneville i Barellovi (1912, 1914) radovi o devonskim deltama Catskillske formacije. Unutar lepezastih delti nas-talih akumulacijom materijala prenošenog fluvio-glacijalnim tokovima Gilbert je izdvojio tri karakteristična dijela delti: gornji dio ili topset, srednji dio ili/o-reset i donji dio delte ili bottomset (si- 12-7). Takva je podjela deltnih sedimenata, nakon što ju je Bareli (1912) primijenio za izradu modela scdimentacije delti u devonskoj Catskillskoj formaciji, našla široku primjenu i upotrebu u istraživanjima deltnih sedimenata. Izvorno, delte Giibertova tipa aluvijalne su lepeze koje progradiraju u dublju vodu niske energije. Nazivi topset, foresel i bottomset imaju samo fizikalno značenje. - GORNJI DIO DELTE ili »topset" gotovo je horizontalni ili samo malo u smje ru bazena nagnuti paket slojeva šljunkovitih i pješčanih sedimenata s nagibom od 5 do 10 m na kilometar (si. 12-7). Taj dio delte pretežno je izvan, a samo manjim dijelom pod vodom jezera (ili mora) u koje se ulijeva riječni tok, u tlo crtu ima polukružan oblik s polumjerom ne većim od nekoliko kilometara. To je produžetak aluvijala pa stoga i sadrži Harno detritus krupnijih zrna u kojemu je cesta -kosa slojevitost. Setovi su kosih lamina u šljunčano-pješčanim sedimen tima razdvojeni glinovitim ili pelitnim laminama. - SREDNJI ILI PREDNJI DIO DELTE »foreset« podvodni je dio delte koji se sastoji .od šlj unca no-pješčan ih naslaga nagnutih prema bazenu pod kutom od 10 do 25" koje su dijelom bile taložene brzim strujama velike gustoće, a dijelom gravitacijom kontroliranom lavinama. U prednjem dijelu delte mjestimično se nalaze veći erozijski kanali. Visina takva foreseta delte obično je više metara, ^ksmai "O^roa ^sts^o.
Taloženje u deltama Topset
303
Foreset . Be-ttomset >= ^ '; "
PREDNJI SET (FORESET) „ koso nagnuti (10-20) pješčani slojevi s votuticama Šljunka DONJI SET (flOTTOMSET). blago nagnuti slojevi sitnozrnatih sedimenata
GORNJI SET ITOPSETI: gotovo horizontalni slojevi Šljunka
Slika 12-7. Poprečni presjek kroz deltne sedimente Gilberlovog tipa delte s prikazom osnovnih NtoloSkih i leksturnih značajki »topseta«, »foteseta« i »bottomseta« u vertikalnom slijedu facijesa nastalih prograđacijom delte (B). Pleistocenska delta u jezeru Đonneville (prema: Gilbert, 1885; Barrell, 1912).
Sekvencijc pokrupnjavanja koje završavaju koso slojevitim (19-24°) konglomeratima u starijim dijelovima konglomeratnc Prominskc formacije područja Karina, sjeverna Dalmacija, Babić i Zupanič (1990) interpretiraju kao sedimente padine Gilbe.rtove. delte. Konglomerati su završni Član cikličkoga progra-dacijskog slijeda pokrupnjavanja nagore koji počinje siltoznim vapnencima pekstonskog do vekstonskog tipa s rijetkim bentoskim foraminiferama i školjkašima. U takve vapnence uloženi su pješčenjaci i fora mini ferski vapnenci. To je donji dio slijeda koji pokazuje intenzivnu bioturbaciju, rjeđe ravnu ili kosu laminaciju biaga nagiba i interpretiran je kao talog šelfnog okoliša ispod »normalne« osnovice valova sporadično s djelovanjem olujnih valova. Srednji dio slijeda počinje laminama i tankim slojevima (< 0,5 m) sitnozmatih pješčenjaka koji pokazuju erozijsku bazu, bioturbaciju i amalgamaciju te horizontalnu ili blago kosu laminaciju, a sporadično i simetrične riplove. Srednji slijed završava pješčenjacima karakteri/, i ranima riplovima, od kojih većina pripada valnim ri-plovima. U pješčenjacima se obično pojavljuju tanke leće konglomerata ili samo pojedinačne valutice. Srednji dio slijeda također pripada talozima šelfnog okoliša ispod »normalne« valne osnovice u/ češći utjecaj oluja negoli u donjem
304
Okoliši Ulofenfa klasičnih sedimenata
dijelu slijeda. Gornji dio slijeda sastoji se od koso slojevitih konglomerata debljine 2,1 m sa slojevitošću do 10 em, isklinjavanjima, tangencijalnim i banalnim kontaktima. Taj je dio slijeda taložen na padini delte Gilberlova lipo (Babic i Zu-panič, 1990). Navedeni primjer progradacijskog slijeda sekvencija pokrupnja-vanja s kong lome ratnim vrhom, odijeljenim crozijskom plohom i transgresiv-nim pokrivačem, odražava ponavljanje i izmjenu razdoblja brze progradacije s taloženjem velike količine krupnozrnatog dctritu.sa na padini delte Cilbertova tipa i razdoblja transgresije bez znatnijeg prinosa sedimenata (Babic i Zupanič, 1990). - DONJI DIO DELTE 1I..1 »bottamset« sastoji se od sitnozrnatih sedimenata, uglavnom sitnozrnatih pješčanih i muljevirih taloga koji su se taložili na jezerskom e dnu. Slojevi su, za razliku od onih u foresetu, horizontalni ili samo vrlo blago nagnuti prema bazenu (si. 12-7). Bitna odlika sedimenata tog dijela delte horizontalna je laminacija, a samo rijetko pojavljuju se i riplovi malih amplituda. - Mnoga istraživanja u recentnim deltama, posebice rijeke Mississippi (Trowbridge, 1930; Russell, 1936; Vi.sk, 1947, 1961; Fisk ct al., 1954) pokazala su da se Cilbertova podjela delti ne može univerzalno primjenjivati na sve delte te da bi delta Mississippija mogla biti najpogodniji opći model koji bi odgovarao za sve recentne i fosilne delte i u jezerima i u morima. Danas se, ipak, najčešće primjenjuje podjela okoliša taloženja u deltnim sustavima prema modelu delte Mississippija koji su razradili Fisk i dr. (1954). Po tom modelu deltni sustav sedimentacije obuhvaća ove okoliše: - DELTNA RAVNICA (delta plairi) koja uglavnom odgovara Gilbertovom topsetu; - ČELO DELTE (delta front) koje se ne može usporediti s Gilbertovim fore-setom i - PRODELTA koja se ne može usporedili s Gilbertovom podjelom delte. Uz deltnu ravnicu i čelo delte Eliott (1986) razlikuje »PODRUČJE NAPUŠTANJA DELTE« (delta abandonment) kao destrukcijsku fazu deltne sedimentacije pri smanjivanju količine donosa sedimenta u deltu.
12.6.1. Uvjeti i okoliši taloženja na deltnoj ravnici Deltna ravnica prostrano je nizinsko područje u gornjem dijelu delte koje se, kako to prikazuje si. 12-6, obično dijeli na: a) deltnu ravnicu s prevlašću fluvijalnih uvjeta taloženja (fluvial-dommated delta plam) i b) deltnu ravnicu s prevlašću plimnih struja (tidal-dominatcd delta plahi). Deltna ravnica općenito se sastoji od brojnih aktivnih i napuštenih riječnih kanala, korita i rukavaca između kojih se nalaze plićaci, zaljevi i povremeno poplavne ravnice, plimne ravnice (intertidal flats), močvare, a u aridnim klimatskim područjima i saline u kojima se izlučuju evaporiti. Neke deltne ravnice mogu imati samo jedan distribucijski kanal, ali su mnogo učestalije deltne ravnice s dva ili više lepezasto račvana distribucijska kanala (si. 12-6). Između ta-
TalD?en|e u deltama
305
kvih kanala nalazi se cijeli splet močvara, jezerca, prudova i plimnih ravnica. Mnoge su deltne ravnice izložene utjecaju rijeka, izmjena plima i oseka, a rjeđe i djelatnosti valova. Utjecaj valova uglavnom je moguć samo kod oluja ili ekstremno visokih plima ako ispred deltne ravnice u moru ne postoje obalne pješčane barijere. U distribucijskim kanalima deltne ravnice talože se šljunčano--pješčani sedimenti sličnih karakteristika kao u riječnim okolišima (v. pogl. 12.2.2. i 12.2.3). Uvjeti taloženja na deltnoj ravnici izravno ovise o tome prevladavaju li na deltnoj ravnici fluvijalni uvjeti ili djelatnost plima.
12.6.1.1. Deltne ravnice s prevlašću fluvijalnih uvjeta Sedimenta čija u riječnim koritima iii distribucijskim kanalima na deltnoj ravnici s prevlašću fluvijalnih uvjeta slična je onoj u riječnim dolinama jer su korita i kanali na deltnoj ravnici zapravo prirodni nastavak riječnog toka, ali s tom razlikom što je tok ovdje znatno usporeniji zbog proširenja, nagla oplićavanja i/ili meandriranja korita. Riječni distribucijski kanali karakterizirani su nezaobilaznim tokovima s periodičnim fluktuacijama vodostaja. Taloži korita odlikuju se vertikalnim redanjem ovih sekvencija: donji se dio obično sastoji od ispranih Šljunčano-pješčanih sedimenata, na koje slijede pješčani taloži s kori-tastom kosom slojevitoŠću, rjeđe i iaminacijom s prcvrnutim laminama. Gornji dio sekvencije sastoji se od sitnozmatih pješčanih taloga koji pokazuju valovitu laminaciju i sadrže prošlojke pelita, a sekvencija završava muljevitim i glinama u kojim se nalaze ostaci korjenčića. To je tipična sekvencija p osi tn ja van ja nagore (si. 12-1: pogl. 12.2.2), nastala kao posljedica migracije meandri raj uče ga riječnog korita. U područjima između distribucijskih kanala, koja su na deltnoj ravnici s prevlašću fluvijalnih uvjeta zatvoreni, plitkovodni okoliši samo s povremenim valovima kod jakih vjetrova koji uzrokuju nastajanje izoliranih setova s riplo-vima i lećastim laminama, taloženje se uglavnom zbiva kod visokih vodostaja samo za vrijeme izlijevanja vode iz korita i distribucijskih kanala ili proboja nasipa. U područjima između korita i kanala deltne ravnice uglavnom postoje mirni, zaštićeni plićaci ili močvare s bujnim niskim raslinjem. U aridnim klimatskim područjima tu se mogu izlučivati evaporiti ili se u subaerskoj zoni stvaraju kalkretne kore. U močvarama u kojima stajaće vode imaju slabu drenažu talože se crni, organskom supstancijom bogati muljevi koji sadrže pirit, biljne ostatke ili ugljen. U tijeku razdoblja s visokim vodostajem, vode iz korita i/lijevaju se i poplavljuju deltnu ravnicu (overbank flooding) na kojoj se tada talože tankolaminirani muljevi, koji su u pravilu intenzivno biorurbirani. Na rubovima korita i kanala pri poplavljivanju mogu se taložiti pješčani sedimenti nasipa i/ili vodenih proboja (pogl. 12.2.2).
12.6.1.2. Deltne ravnice s prevlašću plimnih struja Deltne ravnice u kojima prevladava djelatnost plimnih struja u pravilu se nalaze u donjem dijelu ravnice morskih delti (si. 12-6). U ovim okolišima u područjima s mezoplimnim i makroplimnim uvjetima (v. pogl. 12.7) plimne struje prodiru u distribucijske kanali1 i korita, izlijevaju se preko kanala i poplavljuju
306
OkoliSi taloženja klasticjifi sedimenata
susjedna međukanalna područja. Distribucijski kanali koji su pod utjecajem plima imaju nisku zavojitost, vrlo Široka i sasvim plitka korita. U njima se talože sedimenti u obliku sekvencija positnjavanja. Sekvencije obično počinju krupno-zrnatim ispranim lagsedimentom koji sadrži marinske fosile. Slijede pješčani taloži s koritastom kosom laminacijom velikih (dm) dimenzija s postupnim prijelazom vi koritastu kosu laminaciju malih (cm) dimenzija. Uz smanjivanje veličine zrna pijeska prema gore, postupno raste i udio mulja i gline. Vrh sekvencije u pravilu je intenzivno bioturbiran, a često završava i močvarnim glinama bogatom organskom supstancijom i tragovima korjenčića ili može imati varijabilni razvoj ovisno o položaju distribucijskog kanala na delinoj ravnici (Elliotl, 1986). U područjima i/među korita i kanala nastaju lagune, manji plimni kanali (tiđal creeks) i plimne ravnice koje su u tijeku plima preplavljene, a tijekom oseka većim dijelom izronjene iznad razine vode. Tu se stvaraju brojni plimni kanali unutar pješčanih prudova ili močvara s mangro-ra si injem, kako je to primjerice slučaj u delti Nigera (Allen, 1965). U donjim dijelovima deltnih ravnica talože se, unutar kanala nastalih sustavom utjecanja vode strujama plime i oseke u obliku malih, potocima sličnih tokova (lidal creek s\jstem), kanaine sekvencije malih dimenzija. Na plimnoj se ravnici nalaze sekvencije plimnih ravnica i sekvencije plimnih distribucijskih kanala velikih dimenzija. Sedimenti deltnih ravnica s prevlašću plimnih struja odlikuju se pješčanim sekvencijama male debljine i čestim plimnim kanalima ispunjenim krupnozrna-tijim pijeskom koji se odlikuju erozijskom osnovicom. Usječeni su u pješčane sedimente i obično su erodirali vise pješčanih slojeva. Pijesci se u plimnim kanalima talože pri bočnoj migraciji prudova, a mangro-močvare nastaju na površinama pokraj prudova tako da nastaju tanke sekvencije s erozijskom osnovicom i pijescima na početku, a močvarnim talozima na vrhu (Allen, 1965). Progradacijom delte na takve pješčane sedimente s plimnim kanalima talože se sitni, crni močvarni taloži. Sedimenti s plimnim kanalnim sekvencijama i sekvencijama plimne ravnice koje se odlikuju malim debljinama i teksturama tipičnim za plimne ravnice (v. odjeljak 12.7.3.2) mogu u gornjem dijelu deltne ravnice biti u oštrome erozijskom kontaktu pokriveni pješčanim fluvijalnim kanalnim sedimentima (Elliott, 1986).
12.6.2. Uvjeti i okoliši taloženja na čelu delte Čelo je delte područje delte u kojemu riječni tokovi ulaze u jezerski ili morski prostor i gdje odlažu najveći dio materijala donesenog tokom. Do taloženja tog materijala ovdje dolazi zbog naglog sirenja toka i opadanja njegove brzine. Riječni taloži akumulirani na čelu delte mogu djelovanjem morskih struja i valova biti pretaložavani tako da poprime teksturnc odlike i oblike sedimentnih tijela koja nišu tipična /a deltne sedimente. Akumulirana masa sedimenata međusobnim se djelovanjem ba/.enskih procesa, prije svega plimnim i priobalnim morskim strujama, raspoređuje u sedimentno tijelo koje se uz ušće distribucijskih kanala sastoji od krupnozrna tog, a dalje, u distalnijem dijelu, od sve si-tnozrnatijeg sedimenta. Progradacijom delte uz stalan donos materijala ti su
Taloženje n deltama
307
distalni sitnozmati sedimenti prekriveni krupnozrnatijim proksimalnim sedimentima pa je osnovna značajka sedimentnog tijela čela ili padine delte stvaranje sekvencija pokrupnjavanja. Na ćelu delte nekada prevladavajuću ulogu imaju riječne struje, ponegdje plimne struje, a mjestimično i valovi, no često je raspored sedimenata rezultanta .svih tih međusobnih činitelja. Na čelo delte sedimenti mogu biti doneseni riječnim tokovima različitih hidrodinamskih karakteristika koje ulaze u interakcije s vodama bazena u koji se ulijevaju. Prema Batesu (1953), postoje tri osnovna tipa tokova na čelima delti: - Homopiknalni tokovi s podjednakom gustoćom vode riječnog toka i vode bazena, uglavnom jezera, što omogućava brzo taloženje detritusa odmah na ušću, ili naglog taloženja krupnozrnatog detritusa primjerice kod delte Giiber-tova tipa; - Hiperpiknalni tokovi s riječnom vodom veće gustoće od vode u bazenu pa se detritus donesen rijekom nastavlja kretati dalje po dnu niz čelo delte u obliku mutnog toka tako da se taloži znatno dalje od ušća; - Hipopiknalni tokovi s riječnom vodom manje gustoće od vode u bazenu, uglavnom moru, zbog čega se na ušću može taložit; samo najkrupniji detritus, dok se njegov pretežni dio prenosi dalje u morski bizen vodenim strujama blizu površine. Jednako kao što je bio slučaj kod deltne ravnice, i na čelu delte razlikuju se: - čelo delte s prevladavajućim fluvijalnim uvjetima taloženja; - čelu delte s prevladavajućim djelovanjem plimnih struja i - ćelo delte s prevlašću taloženja pod djelovanjem valova.
12-6.2.1. Čelo delte s prevlašću fluvijalnih uvjeta taloženja Na čelu delte u kojoj prevladavaju fluvijalni tivjeti talože se riječni sedimenti, a udio bazenskih sedimenata vrlo je mali ili potpuno zanemariv. Prevladavajući tip taloga čine muljevi (muljnjaci) s vrlo malo pješčanog sedimenta (si. 12-8). Zbog neprekidne progradacije čela delte i progradacije pješčanih prudova na njezinu čelu nastaju debele sekvencije pokrupnjavanja s povećanjem veličine zrna od dna prema vrhu sekvencije. Sekvencije obično počinju glinama, koje sadrže marinsku faunu ako se radi o delti u moru, i koje su se taložile dok je čelo delte još bilo jako udaljeno. Na marinskim glinama slijede tankolami-nirani peliti (muljnjak, siltit, šejl) pa pješčani sedimenti s valovitom laminacijom ili masivni pješčani sedimenti s kosom slojevitoŠću, ako sekvencija završava zbog progradacije sedimentima riječnog korita (si. 12-8). Idealiziranu deltnu sekvenciju pokrupnjavanja nastalu progradacijom čela delte koja se odlikuje povećanjem veličine zrna od dna prema vrhu sekvencije prikazuje si. 12-9. Klasični primjer recentne sedimentacije na čelu delte s prevladavajućim fluvijalnim uvjetima jest delta fvlississippija. Rijeka donosi pretežno mulj (98%) i vrlo malo pijeska (2%). Taj se pijesak na ušćima brojnih distribucijskih kanala
Okoliši taloženja klastičnih sedimenata
308
LiTOLOGlJA ^A. Masivni pjmićmnjact s L'iii.*;-^ kotom stojurttoiću l_J L - , - ' *^ i Entzijtka pov. t tag -kongiomrafima rJ
tiititi 9 para mnom Itjminacijnm i Orattaci/om Rijatki tttrbtdtli tittuni mvij Hort/ont* koncun tra*tjam _ martntk* nuns_______
^ m -\
INTERPRETACIJA Kori to rijtinog rukava Prud ut6o trtđnjt fitibin* FR0QFA0ACUA ČELA DELTE f PREVLADAVANJEM FLUVtJALNOu HEŽlMA Mortko priobcij* j prodttta Trome? *MIJQ f Obalni prtttt koji nugrira prtma oba ti
Lamintratti štititi t zavriotak napum tonog pruda uUa r Pa$lupna naputlan/o pruda ojfij/t bioturbac'ija oSia zbog ntmtajanja Tanke Ha/Miti p/tii*nj. i dntriOvz vatovitau} lairvnacjjom ' kor'ta-ruttavo Zona u kojoj poiinjt opadati premtojcima tiitita innuiltr talalonja PrakMimatnr-uzduzni grud utia sittozni muij ■ itprlkiđtvum umitnim lamlnama
PRBVtAĐtCtJA ttU OELTC POB PflCUAOiHNJeM FLUVIJAINOB KC2IHA Prud uića irođnjt dubino
Laminitarti oittoznl iiuij * blanoHItiimo Tamni mulj s martnskom faunom
Mortko prtobaljtjprođoira
Slika 12-8. Vertikalni slijed sekvencija pokrupnjavanja na čelu delte S prevlašću fluvijalnih uvjeta taloženia: prva sekvencija pokrupnjavanja (oko 38 rn debljine) počinje prodeltnim sedimentima, a zbog progradacijo fiela delte završava sa sedimentima napuštenog pruda ušća; Gornja sekvencija pokrupnjavanja (debljine oko 25 m) ponovno počinje sedimentima prodelte i zbog progradaci|e čela delte završava s masivnim pješčanim sedimentima korita riječnog rukava, tj. distribucijskim kanalom (prema: Kelling & George, 1971; iz- Elliott. 1986)
akumulira u obliku lepezastih pješčanih prudova na čijim padinama obično nastaju klizišta. Pregrada čijom pješčanih prudova nastaju debele sekvencije pokrupnjavanja (Coleman i Wright, 1975). Počinju debelim slojem homogena mulja koji poka/uje laminaciju ili je bioturbiran, a talo/en je u pmdelti. Nakon njega slijedi sloj muljeva i siltova sa slamp-teksturom, potom sloj mulja s pro-slojcima silta i pijeska. Zatim slijedi glavni debljinski dio (60 - 150 m) sekvencije pokrupnjavanja nastao progradacijom pješčanih prudova koji se u gornjem dijelu sastoji od siltova i pijesaka koji pokazuju laminaciju uzlaznih riplova (v. odjeljak 3.1.2) i strukture deranja površina (scoitr surfaccs). Sekvencija završava tankim slojem tla i treseta.
'■Ii-žrmć u delto ma
309 12.6.2.2. Čelo delte s prevlašću djelovanja plimnih struja
Čela delti u kojima prevladavaju struje plime i oseke najčešća su u područjima s makroplimnim obalama, tj. obalama u kojima je razlika razina mora između oseke i plime veča od 4 m. Na takvim čelima delta nalaze se nepravilne skupine korita, plimnih pješčanih prudova, otoka i plićaka. Na čelu delte s prevladavajućom djelatnošću plima nastaju sekvencije pokrupnjavanja kao rezultat pro-gradacije delti stvorenih pri strujama oseke (ebb-tidai deltas) ili plimni pješčani grebeni (tidal sand riđ$ei), ali i sekvencije plimnih kanala s erozijskom osnovicom i sekvencije plimnih rukavaca (tidal inlet sequenc.es). Osnovna značajka takvih okoliša velike su količine pješčanih taioga u obliku nepravilnih i debelih pješčanih sedirnentnih tijela orijentiranih dužom osi okomito na obalu, koja se odlikuju kori tastom kosom lami nacijom, a mjestimično i dobro očuvanim ri-plovima. Pješčani prudovi nastali na čelima delta (delta fronl sheet saitds) nastaju aku mulacijom pijeska koji su primarno bili taloženi na ušćima rijeka i pijesaka i praha na čelu delte, a zatim su strujama plima razneseni i akumulirani duž, obale u širem području delte. Neprestanom akumulacijom pijesaka i porastom veličine prudova na ušću, uz napredovanje delte prema moru, nastaju tzv. pi jesci prstastih prudova (bar fiitger sands - Fisk et al., 1954) koji postupno tonu u muljevite sedimente prodelte i zadržavaju razmjerno velike debljine pješčanih tijela. ^_
~T [
Slika 1^-9. Idealizirani prikaz kompletne sekvencije 1 nastale progradacijom ćela delte Bitna je -*karakteristika povećanje veličine zrna, odnosno udjela pješčanih sedimenata, od dna prema vrhu sekvenci]e = sekvencija pokrupnjavanja naviše (iz1 Pettijohn, 1975).
FrfW ~~ Zaljiioviti udiminli I _ , W ~ Bi °
1
— ,
(
Krupno/rnali pjt šć tnjaci
Tankoilojtuli liltiti
Gradiram siltili Turbidili
— Crni lisnaU&
«jLovi
310
Okoliši Uloienja klasliSmh sedimenata
12.6.2.3. Čelo delte s prevlašću taloženja pod utjecajem valova Na čelima delta u kojima prevladavajuću ulogu ima djelatnost valova sedimenti više nemaju značajke deltne sedimenlacije jer su djelatnošću valova u tolikoj mjeri pretaloženi da poprimaju odlike pijeska plaža i obalnih plićaka izloženih valovima. Pješčani prudovi ne nastaju na ušćima rijeka na čelu delte, nego paralelno s obalom i/van područja delte (v. odjeljak 12.7.1.1). Idealiziranu sekven-ciju pokrupnjavanja nastalu na čelu delte s prevlašću djelatnosti valova opisali su Cnleman i VVright, 1975) na primjeru čela delte San Francisco. Sekvencija počinje biolurbiranim, fosihfcrnim muljevima na kojima slijedi sloj s učestalim izmjenama mulja, silta i pijeska s tragovima deranja (scour casts) nastalim valovima, gradacijom i kosom laminacijom. Sekvencija završava dobro sortiranim pijeskom s parelelnom i blago kosom laminacijom, koji je bio taložen u viso-koenergijskim uvjetima okoliša na obalnom licu ili potopljenom žalu {v. si. 12-10). Između ovih triju osnovnih tipova uvjeta i okoliša taloženja na čelu delte postoje i svi njihovi međusobni prijelazi koji bitno kompliciraju rekonstrukciju i interpretaciju uvjeta i okoliša taloženja.
12.6.3. Prodelta Prodelta je vrlo široko područje između ćela delte i bazenske ravnice, odnosno morskoga dna. Umjesto naziva prodelta, katkada se primjenjuje termin »padina čela delte«. U prodelti se taloži sitnozrnati detritus, uglavnom muljevi, siltozne gline i gline te lapori (donji početni dio sekvencija na si. 12-8. i 12-9). Za te je sedimente tipična tanka laminacija uzrokovana izmjenom lamina različita granulornetrijskog sastava, boje, unutrašnje teksture, sastava i sadržaja fosilne flore i faune. U proslojcima i laminama krupnijega zma (pjeskoviti silt, kru-pnozmatiji silt) koji su taloženi obično bliže čelu delte, može se pojaviti valovita laminacija, sitna gradacija ili asimetrični riplovi. U srednjem i donjem dijelu prodctte, koji su najudaljeniji od čela delte, uglavnom prevladavaju mu-ljevi, gline ili lapori s bioturbacijom, sitnim fragmentima školjkaša i biljnim tru-njem. Od mikrofosila tu su dominantni marinski taksoni, ako je posrijedi ma-rinska prodelta.
B. MARINSKI OKOLIŠI TALOŽENJA KLASTIČNIH SEDIMENATA
127. Okoliši klastičnih obala Okoliši klastičnih obala (siliciclastic shorelincs - rJlliott, 1986) obuhvaćaju žale ili plaže, barijerne otoke, lagune, plimne rukavce (lidai inkt), plimne ravnice (tidal flat) i estuare. Osnovna podjela okoliša klastičnih obala s najvažnijim li-tološkim i strukturno/tekotumim značajkama prikazana je na si. 12-10. Osim podjele prikazane na si. 12-10, tj. na STRAŽNJI ŽAI. {back-shore), PREDNJI ŽAL (fore-shnre), POTOPLJENI ŽAL ILI OBALNO 1JCK (shore-face), PRIJELAZNU OBALNU ZONU (offshare - transition) i na UNUTRAŠNJI ŠELF (offshore), kod prikaza uvjeta na niskim obalama često se primjenjuje i podjela obalnih oko li Sa na osnovi visine plime, tj. razlike između razine oseke i razine plime. To su (Hayes, 1979): - mikroplimna obala ili microtidal s plimom < 2 m; - mczoplimna obala ili mesohdal s plimom od 2 do 4 m i - makroplimna obala ili macrotiđa! s plimom > 4 m. Osim struja plima i oseka na procese taloženja u području niskih klastičnih obala, velik utjecaj ima djelatnost valova pa se okoliši i uvjeti taloženja na njima, prema Elliottu (1986), dijele na: - klastične obale s prevlašću djelatnosti valova (Wave-dominated shoretines) - klastične obale s mješovitom djelatnošću valova i plima (Mixed wave-tid? shorelines) - klastične obale s prevlašću djelatnosti plima (Tide-dominated shorelines).
12.7.1. Okoliši klastičnih obala s prevlašću djelatnosti valova Niske klastične obale otvorene prema moru bez prirodne otočne ili grebenske zaštite od djelatnosti valova pripadaju visokoenergijskim okolišima taloženja. Karakteristični okoliši taloženja na njima prostrane su plaže (žali) vezane uz nisko kopno i barijerni otoci koji su od plaža ili kopna odvojeni plitkim lagunama. Barijerni otoci i plaže nastali su akumulacijama pijeska, uglavnom us-
312
Marinski okullgi taloi^nj^ klasličnili sedimenata Zono prelamonjg volova
Zono plitkih valova -Zonaoscihrajućih valova
PRIJELAZNA OBALNA ZONA
UNUTRAŠNJI 5ELF lOffshote-transition)
lOffshore) - Srednja razina plime
POTOPLJENI ŽAL , ili OBALNO LICE , (ShĐreface)
----------------------------------------1—Osnovica valova 10 lijepog vremena Ploha nastajanja simetričnih . ..... --^ i asimetričnih riplova a ■ : .\ . -.:,:; ■:?>Tl^-Osnovica volova pn olujama moguć« i dina,£«to ispranihV:-" Prevladavanje olujnih olujnim taloiima-promjen-Ijivi stupanj bioturbacije s opadanjem u smjeru obale PREDNJI ŽAL (foreshore)
slojevi pijeska taložani tijekom djelatnosti olujnih valova pokazuju humćastu kosu slojevitost i b i trt u r baci ju, tijekom lijepog vremena taloženje muljevitih i
POTOPLJENI ZAL ILI OBALNO LICEIStioreface) siltoznin proslojaka .PRIJELAZNA OBALNA ZONA Srednja razina plime Srednja razina oseke
;Zona'zapljuskivanja
Osnovica valova za jepog vremena 1
,l
Paralelna Lami nacija •- ■" i pojedinačni setovi kose
slojevitosi
Slika 12-10. Shematski prikaz podjele okoliša na niskim klasičnim obalama (modificirano prema: Elliol, 1986. i Reading, 1988)
poredo s linijom obale /bog djelatnosti valova i priobalnih morskih struja. Ba-rijerni otoci u pravilu paralelno s obalom tvore prekinute nizove pješčanih otoka između kojih se nalaze uži ili Siri plimni rukavci ili zatoni (tidal inlets).
12.7.1.1. Uvjeti taloženja na žalima s dominacijom valova Klastićne obale, neprestano donosom s kopna (rijeke, delte) primaju velike količine pijesaka. Taj se pijesak djelatnošću valova donosi na potopljeni žal ili u zonu obalnog lica, na prednji i stražnji žal (si. 12-10). - Na stražnji žal, koji se kao manje-više ravna ploha nalazi iznad srednje razine plime (si. 12-10), pijesak je uglavnom naplavljen olujnim valovima da bi za lijepa vremena njihov površinski dio bio raznošen vjetrovima. Tijekom razdoblja s jakim vjetrom tu se paralelno s obalom može akumulirati tanji pješčani nanos ili pokrov ili pak nastaju manje pješčane dine s eolskim riplovima. Međutim, poplavljivanjem stražnjeg žala morskom vodom pri olujnim valovima eols_ke dine i riplovi obično su potpuno razoreni jer se bitno mijenja pješčana morfologija na stražnjem žalu sve dotle dokle dosežu more i valovi. Olujnim valovima, naime, na stražnjem žalu nastaju pješčani plažni grebeni ili hrptovi (beach ridge) čija je strmija padina okrenuta prema kopnu. U prijelaznoj zoni od stražnjeg u prednji žal, ali mjestimično i na prednjem žalu, mogu nastati plažne kupe {beach citps) koje se protežu kao jezici ili rogovi krupnozrnatijeg
Okoliš i Mastitnih obala
313
pijeska prema moru na jednakim razmacima. U pravilu, nastaju na obalama s valovima srednje energije na kojima nema jakih struja paralelnih s obalom (Keineck i Singh, 1973). Osnovna teksturno-strukturna značajka sedimenata stražnjeg žala jesu horizontalno laminirani pješčani sedimenti Čija je monotonija prekinuta mjestimičnim pojavljivanjima kose slojevitosti malih dimenzija kao produkta migracije malih strujnih riplova. Po površini pijeska, osobito u plitkim udubljenjima, može se koncentrirati krupniji fosilni detritus, obično fragmenti ljušturica školjaka, nakon Sto su vjetrom bile otpuhnute velike količine pijeska (lagsedimenti). - Prednji žal, odnosno prema moru blago nagnuta površina koja leži izme đu srednje razine plime i oseke, tj. intevtidahm zona (si. 12-10), stalno je zapljus kivan valovima tako da se tu taloži pijesak, obično u tankim slojevima blago nagnutima prema moru. Na prednji žal pijesak iz morskih plićaka nanose va lovi najprije vučenjem zma po dnu, a zatim, nakon Što su valovi stigli na plićak i počeli se ustrmljavati i razbijati, krupna se 7,rna prenose saltacijom, a sitna zma suspenzijom. Pješčani su slojevi karakterizirani blagom kutnom diskordancijom i ravnom laminacijom, pri čemu se pojedinačne lamine mogu slijediti i do 30 m paralelno s obalom i više od 10 m poprečno na obalu (Reineck i Singh, 1973). Sedimenti taloženi na prednjem žalu s dominacijom valova najčešće po kazuju odlično razvijene valne riplove. U plimnim kanalima, koji mogu biti čes ti, talože se pješčani sedimenti s malom debljinom slojeva koji se odlikuju slojevitošću malih riplova. _Na prednjem žalu često nastaje jedan ili više dugačkih obalnih prudova {iongsliore bar), koje brže ili sporije razaraju olujni valovi ili plimne struje. Dugački obalni prudovi u poprečnome presjeku imaju asimetričan oblik, sastavljeni su od blago (4 - 6°), u smjeru mora nagnutih pješčanih lamina. Padine prudova nagnute prema kopnu većinom se sastoje od jedinica planame kose slojevitosti s nagibom od 10 do 30°. - Na potopljeni žal ili obalno lice, tj. nagnutu ravnu plohu ispod srednje razine oseke do dubine osnovice valova za lijepa vremena (si. 12-10), taloži se u donjem dijelu, koji za lijepa vremena nije zahvaćen valovima, sitnozrnati se diment iz suspenzije. U donjem dijelu žala ti sedimenti imaju valne riplove i valovitu laminaciju malih dimenzija. Obično su snažno bioturbirani. Uobiča jeno je i smanjivanje veličine zrna pijeska u smjeru mora te smanjenje inten ziteta bioturbiranja prema obali. Za olujna vremena valovi zahvaćaju cijeli du blji dio potopljenog žala sve do osnovice valova za takva vremena. Struje va lova pri kretanju na sve plići dio žala u zonu prelamanja i zonu udar^ ili mlata valova (surf zone) nose sediment prema obali. Zbog toga za olujna vremena na donjem dijelu potopljenog žala dolazi do nagle agradacije, tj. brzoga vertikal nog akumuliranja sedimenata. Takav način sedimenlacije uzrokovan izmjena ma razdoblja lijepa i olujna vremena poznat je pod nazivom plažni ciklus (beuch ci/clc). U gornjem dijelu potopljenog žala za lijepa vremena taloži se srednjozrnati do sitnozrnati pijesak koji obično pokazuje horizontalnu laminaciju, simetrične i asimetrične valne riplove. Li tijeku olujnog vremena ti su sedimenti intenzivno erodirani i pretaloženi kao preljevne lepeze (mashover fans) u lagunama, a oni iz donjeg dijela žala i unutrašnjeg šelfa »pometeni« su i pretaloženi u slojeve olujnih sedimenata (v. odjeljak 13.7.2). Prema tome, na gornjem dijelu potoplje-
314
Maurski okoliši laloženja KlasliCnih sedimenata
nog žala taloženje se pretežno zbiva u tijeku lijepa vremena, a /a olujna vremena njihova erozija (Elliot, 1986). Na potopljenom žalu ili obalnom licu može se taložiti pijesak u obliku brojnih dugačkih obalnih prudova koji se stalno nalaze ispod morske razine i imaju kanale na strani koja gleda prema kopnu. Prudovi se stvaraju u zoni prelamanja valova (breaker zone) koja se u tijeku jakih valova razvija na vrhu najdublje smještenog pruda na potopljenom žalu (obalnom licu). Taj je prud aktivan samo kod olujnih valova {Reineck i Singh, 1973). Za kanalne sedimente potplimne 7one - obalnog lica - karakteristični su dobro razvijeni valni riplovi malih dimenzija, a rjeđu i megariplovi. - U prijelaznoj obalnoj zoni, koja obuhvaća nagnutu plohu između osnovice valova za lijepa vremena do osnovice valova za olujna vremena (si. 12-10), prevladavaju pijesci s fosilima ili bez njih taloženi u tijeku olujna vremena. Pokazuju humčastu kosu slojevitost s tankim laminama mulja i silta taložcnog u tijeku lijepa vremena (v. odjeljak 13.7.2). Valni riplovi nastali pri olujnim valovima, u tijeku dugog razdoblja lijepa vremena obično su izrazito bioturbirani (Rlliol, 1986).
12.7.1.2. Uvjeti taloženja pješčanih barijernih otoka, taloga u lagunama iza barijera i u plimnim rukavcima Barijcrni otoci uz obale s prevlašću djelatnosti valova i mikroplimnih uvjeta (microtidal barrier isiand) protežu se usporedo s obalom u obliku dugačkih i uskih pješčanih otoka međusobno razdvojenih s više stalnih plimnih rukavaca ili zatona. Lagune kojima su barijerni otoci odvojeni od obale, a koje su s otvorenim morem povezane plimnim rukavcima, imaju tako ograničenu komunikaciju s otvorenim morem (si. 12-11). U ariđnim i semiariđnim klimatskim područjima isparavanje je vode iz laguna izraženije od dotoka vode rukavcima iz mora pa takve lagune imaju povišen ili čak visoki salinitet. Bitna značajka sedimenata taloženih u obliku barijernih otoka u uvjetima i okolišima klastičnih obala jesu pješčane dine. Dine imaju brežuljkastu morfologiju, a odlikuju se eolskim riplovima koji pokazuju planarnu kosu slojevitost. Za dine barijernih otoka tipični su klinasti oblici setova kose slojevitosti s Tazličitim smjerovima nagiba (Dickinson et al., 1972; iz: Rlliot, 1986). Ako barijerni kompleks ima tendenciju progradacije, tj. obalna se linija i barijerni kompleks pomiču sve više u more, sedimenti tvore karakterističnu sekvenciju po-krupnjavanja s vertikalnim redanjem pješčanih sedimenata i porastom veličine zrna naviše. Na sitnozrnate sedimente otvorenog Šelfa talože se barijerni pijesci (sekvencjja barijernih otoka na si. 12-11). Na sekvenciju pokrupnjavanja nastalu progradacijom barijernog otoka, u slučaju nastavka progradacije i stvaranja laguna i piimnih ravnica, talože se lagunski sedimenti i taloži plimne ravnice (pješčenjaci, šejlovi s proslojcima ugljena - si. 12-11). U idealnim uvjetima potpunog'razvoja sedimentacijskog modela progradacije, kako ga je prikazao Sel-ley (1988), slično kao kod progradacije delte s dominacijom fluvijalnih uvjeta, na obali mogu nastati sustavi fluvijalnih okoliša (poplavna ravnica i riječna korita uz taloženje šejlova s proslojcima ugljena i pješčenjaka kao ispuna korita - si. 12U).
OKoliši HasTičn^ obala
315
MORE: sajlo vi
Slika 12-11. Shematski prikaz okoliša taloženja, facijesa i vertikalnog slijeda sekvencija nastalih p rog ra đaci jom barijernog kompleksa prema moru (iZ" Selley, 1986|
- U lagunama koje razdvajaju barijeme otoke i obalu iz suspenzije /.a lijepa siv vremena talože, sitnozrnati, muljeviti ili karbonatni sedimenti. Akumulacija fagunskih muljcva u mirnoj je vodi spora, obično u obliku ta nkolam ini ranili izmjena gline, muljcva i silta. Laminacija je često više ili manje uništena biotur-bacijom. U rmmidnim klimatskim područjima i lagunama s toplom vodom, mulj obično sadrži visok udio organske supstancije, uključujući i ostatke bilja, koja je bila naplavljivana rijekama (Elliot, 1986). Valovi nastali pri olujnom vremenu na dnu lagune proizvode tanke laminc sastavljene od zrna krupnog silta i simetrične riplove uložene u muljevite taloge. U tijeku olujnog vremena na ušćima plimnih rukavaca u lagune nastaju plimne delte o kojima će više govora biti u sljedećem odjeljku. - U plimnim rukavcima, koji između otoka spajaju lagunu i otvoreno more, uglavnom se talože pješčani sedimenti koji sadrže različitu floru i faunu koja porjpče i/, laguna, ali i i/ otvorenog mora. Cesto pokazuju kosu slojevitost i riplove različitih dimenzija.
316
Marinski okolni talofenia klasličnih sedimenata
12.7.2. Okoliši klastičnih obala s mješovitom djelatnošću valova i plima Niske klastiene obale s mješovitom djelatnošću valova i plima obuhvaćaju ba rijerne otoke međusobno odvojene plimnim rukavcima i laguno iza barijernih otoka. Ti se okoliši najčešće razvijaju i održavaju uz obale s visokim mikro-plimnim do mezoplimnim uvjetima. Zbog neprestana spuštanja i di/anja morske razine izmjenama plima i oseka te jakih struja valova kroz rukavce na ušćima rukavaca u lagune, tj. u smjeru obale nastaju plimne delte Iflood-tidal deltas), a na ulazima rukavaca, tj. s morske strane, delte nastale strujama oseka (ebb-tidal deltas)- Lagune iza barijernih otoka odlikuju se normalnim salmitctom i obično prostranim plimnim ravnicama i/ili sitpratidalnim zonama ispresijecanim mrežom plimnih kanala. - PLIMNE DELTE, koje nastaju u lagunama u ušćima rukavaca i najbolje su razvijene u uvjetima visokih plima i valova, sastoje se od pješčanih taloga u kojima prevladavaju setovi kosih lamina s nagibom u smjeru obale. To su setovi s planamom ili koritastom kosom slojevitošću koji na vrhu sckvencijc sadrže proslojak sa setovima kose slojevitosti suprotnog nagiba jer su ti setovi nastali pri oseci, tj. strujanju vode iz lagune u otvoreno more. Količina sedimenata istaloženih u obliku plimne delte često je toliko velika da mogu nastati značajne akumulacije sedimenata u lagunama. - DELTE NASTALE POVRATNIM STRUJAMA PRI OSEKAMA na ulazu rukavaca u more sadrže pijeske taložene pri režimu oseka i proslojke pijesaka ta-loženih valovima i/ili priobalnim morskim strujama tako da pokazuju različitu orijentaciju kosih lamina i slojeva. U rukavcima na ulazu iz otvorenog mora prema laguni, koji zbog djelovanja jakih plimnih struja i valova neprestano bočno migriraju talože se pješčana tijela u kojima se razlikuju: donji član nastao taloženjem pod dominacijom struja oseka i plima i gornji član nastao pod prevlašću djelatnosti valova. Sekvencija, odnosno pješčano tijelo taloženo u takvim rukavcima ima ove karakteristike (Kumar i Sanders, 1974): Donji član: Na dnu je rukavca isprani sitni šljunak s fosilnim detritusom kao lag-sediment preostao nakon odnošenja pijeska plimnom strujom. To je sediment dna kanala. Na njemu slijede pijesci tj. član nastao pod prevladavajućim djelovanjem struja oseke (godišnje doba bez većih valova). Taj se pješčani član odlikuje setovima planame kose slojevitosti s nagibom od 15 do 25° u smjeru struja oseke koji su nastali migracijom pješčanih valova. To su sedimenti dubljeg dijela kanala. Na vrhu tog člana može se taložiti tanji sloj pijeska s kosom slojevitošću malih dimenzija s nagibom u smjeru plimnih struja koji je nastao taloženjem pod utjecajem plimne struje slično kao kod plimne delte na ušću rukavca u lagunu. Gornji elan: To je pješčani član talozen pod prevlašću djelovanja vajov.i (godišnje doba jakih vjetrova). Počinje tanjim slojem paralelno laminiranog pljeska koji pokazuje riplastu laminaciju i blagu kosu slojevitost. To je sediment plitkog dijela kanala, koji je pretežnim dijelom već ispunjen sedimentima opi sanoga donjeg člana. Glavni dio ovog Člana Čini debeli paket pijesaka sa strmim kosim slojevima (30-35°) nastalim nanošenjem pijeska snažnim valovima »pje-
Okoliši klastiimh obala
317
ščanom lavinom« u obliku foreseta. Takvi koso slojeviti pijesci pokriveni su tanjim slojem pijeska koji pokazuje rlplastu laminaciju s orijentacijom u smjeru plimnih struja jer je nastao nakon prestanka valova djelatnošću plimne strujo. Glavni dio ovo,; či.ma, Ij. kososlojeviti pijesak, sediment je kojim je poravnan kanal i kojim nastaje debeli sloj pješčanog sedimenta pri djelatnosti valova /bog puhanja vj el ra (*f.>ii pLiiiorm Kumar i Sanders, 1974).
12.7.3. Uvjeti i okoliši taloženja na klastičnim obalama s prevlašću djelatnosti plima Klastične obale s prevlašću djelatnosti plima obuhvaćaju dva karakteristična okoliša taloženja. To su estuari i plimne ravnice.
12.7.3.1. Uvjeti taloženja u estuarima listuari su poluzatvoreni obalni morfološki oblici riječnih usca u more na kojima je donos materijala riječnim tokom tako mali da se ne stvara delta ili su struje visokih plin,a t ol i ko jake da raznose sav riječni materijal, čime je onemogućeno stvaranje delte. Estuari imaju slobodnu vezu s otvorenim morem, dno im se u moru širi i produbljuje tako da zapravo čine neku vrstu kanala u kojima se miješaju slatka riječna voda i more. Estuari se pojavljuju zajedno s plimnim ravnicama i b smjernim otocima, rjeđe i riječnim deltama. Na hidro-dinamski režim, a time i na uvjete taloženja, znatan utjecaj u estuarima ima djelatnost plima i oseka /bog omjera miješanja morske i slatke vode i načina cirkulacije vode. Ako je. razlika između razine plime i oseke mala (mikroplimne obak'), oslađena voda i/ estuara teče u more zbog manje gustoće slatke vode i, obratno, kod velikih razlika između razine plime > oseke (mezoplimne i makroplimne obale) voda iz mora pri plimama utječe u estuare. U slučaju mikro-plimnih uvjeta u estuarima prevladava dobro raslojena cirkulacija slane i slatke vode s taloženjem uglavnom riječnih sedimenata. U estuarima s mezoplimnim uvjetima prevladavaju pješčani taloži u obliku plimnih delti (flood-tidal delta) i poprečnih prudova {transverse bars). U estuarima s makroplimnim uvjetima talože se linearni plimni pješčani hrptovi (linear tidal sand ridges) poredani približno paralelno sa strujama plime i oseke (Off, 1963). Dimenzije su takvih pješčanih hrptova znatne: visina 10-21.1 m, Širina do 300 m i dužina do 2 000 m. S takvim velikim sedimentnim tijelima obično su udruženi strujni riplovi koji također pokrivaju i područja koja nisu bila zahvaćena najbržim plimnim strujama. Mjestimično, na dnu i rubovima kanala, pojavljuju se i megariplovi i pješčani valovi (F.lliol, 1986). teksture i strukture estuarskih sedimenata viŠe-manje slične su onima kod plimnih ravnica pa je mnogo puta teško razlikovati sedimentne Stijene ta 1 ožene u estuarima i na plimnim ravnicama. Najčešće teksture u esruarnim pješčanim tijelima čini krupna kosa slojevitost koja prema gore postupno može prijeći u nplove koji pokazuju slabo izra/enu bimodalnost. Cesta je kosa slojevitost tipa
318
Mannski okoliši taloženja klasnčnih sedimenata
riblje kosti (herringbone cross-bedding) koja se uglavnom nalazi u slojevima s laminacijom strujnih riplova. Kompletna sekvencija nastala ispunjavanjem estu-ara, primjerice na obali Georgije prema Greeru (1975) odozdo prema gore sastoji se od: - kanalnog lag-sedimenta (šljunak, fragmenti školjaka) - sedimenata donjeg dijela estuarskog kanala (krupnozrnati pijesak s pla-narnom kosom slojevitošću, laminirani mulj, bioturbirani muljeviti krupnozrnati pijesak koji na vrhu sadrži riplove i valovitu slojevitost) -sedimenata kanalnoga pruda (planarno-kososlojeviti/oresi'f s valuticama mulja) - sedimenata plitkog dijela kanala (bioturbirani muljeviti pijesak) - sedimenata plimne ravnice (laminiranog pijeska i sitnoga bioturbiranog pijeska nakon kojega slijedi muljeviti bioturbirani pijesak s flazer-strukturom) i - sedimentima slane močvare (silt i glina s korjenčićima). Muljeviti sedimenti otvorenih estuara pokazuju slične teksture kao i sedimenti plimnih ravnica (v. odjeljak 12.7.3.2).
12.7.3.2. Uvjeti taloženja na plimnim ravnicama Plimne su ravnice (tidal flat, intertidal flat u engleskoj terminologiji ili Watt u njemačkoj terminologiji), kako im samo ime govori, područja na niskim morskim obalama koja su za vrijeme plima poplavljena morem, a za vrijeme oseka uglavnom izvan mora. S obzirom na nagib površine plimne ravnice, njezinu morfologiju i visinu plima na plimnim ravnicama obično razlikujemo tri zone: - NISKA PLIMNA RAVNICA je uglavnom poplavljena morem, osim vrlo kratka vremena pri najnižoj oseci. Tu se talože pijesci u obliku pješčanih valova koji na površini sadrže asimetrične riplove s kosom laminacijom tipa riblje kosti i/ili jednosmjernom kosom laminacijom. Na gornjim slojnim plohama mogu se pojaviti pukotine isušivanja, tragovi orjecanja vode i mreškanja (zvrinkle marks). Zbog različite brzine i snage plimnih struja pijesci taloženi na niskoj plimnoj ravnici odlikuju se smanjivanjem veličine zrna od mora prema obali. - SREDNJA PLIMNA RAVNICA u tijeku plimnog ciklusa približno je polovicu vremena poplavljena morem, a polovicu vremena iznad morske razine. Na njoj se talože pijesci nošeni plimnim strujama po dnu i muljevi nošeni u suspenziji, što obično rezultira izmjenama flazerske valovite i lečaste slojevitosti kao posljedice postupna smanjenja energije vode (si. 3-6. i 3-7). Na gornjim slojnim plohama česte su pukotine isušivanja, mreškanje, asimetrični i inter-ferencijski ili strujni riplovi. - VISOKA PLIMNA RAVNICA ravna je površina koja se uglavnom nalazi iznad razine mora, osim kratko vrijeme kod maksimuma plima kad je kratkotrajno poplavljena morem. Na njoj se uglavnom talože muljevi, odnosno vrlo sitan detritus koji su mogle donijeti oslabljene plimne struje koje su snagu i sedimente izgubile za prolaza preko niske i srednje plimne ravnice. Muljeviti taloži visoke plimne ravnice mogu imati više-manje jasno izraženu horizontalnu laminaciju, brojne pukotine isušivanja i bioturbaciju u obliku vertikalnih tragova rovanja.
Okoliši [služenja na ariđmm i evaporiimm kla&hćmrn obalama
319
Najtipičnija teksturu a odlika sedimenata taložunih na plimnim ravnicama jest učestala vertikalna izmjena pješčano-pelitnih sedimenata koji se odlikuju čestim izmjenama flazerske, valovite i lećaste slojevitosti (si. 3-6) te kosom slo-jevitošću malih dimenzija (smallscaie cross-bedding) koja je nastala pod utjecajem struja valova. Mjestimično je razvijena i »kosa slojevitost tipa riblje kosti«, a horizontalno iaminirani pješčani sedimenti pojavljuju se znatno rjeđe. Lamina-cija uzlaznih riplova velika je rijetkost. Mjestimično na plimnim plićacima i prudovima mogu nastati i megariplovi. Ceste su pojave erozije malih dimenzija kao i bioturbaeija. Pješčani slojevi taloŽeni su za vrijeme jačih strujanja vode, tj. kod vise energije, a mulj (pelitni proslojci) za vrijeme tromih i slabih struja.
12.8. Okoliši taloženja na aridnim i evaporitnim klastičnim obalama U priobalnim područjima s aridnom i semiariđnom klimom unutar zatvorenih laguna i zaljeva, a osobito sabkhi i salina u natplimnoj zoni (supraiidal), gdje je isparavanje vode jače od dotoka oborinske vode, što uzrokuje stalno povećanje saliniteta, nastaju cvaporitni sedimenti. Na rubovima karbonatnog šelfa i u najplićim dijelovima karbonalne platforme, tj. u mtertiđal-supratidainoj zoni, evaporiti nastaju samo u zajednici s karbonatnim sedimentima. O takvim okolišima i uvjetima iscrpnije se govorilo u poglavljima o ranodi ja genetskoj dolomiti/ariji (pogl. 9.2.2) i sabkhn-cva pori tima (pogl. 10). U priobalnim područjima s aridnom i semiariđnom klimom mogu se, međutim, taložiti i evaporiti u zajednici sa sitnozmatim klastičnim i karbonatnim sedimentima, kao što je to danas slučaj na obalama Crvenog mora u Saudijskoj Arabiji, u Rlatskom zaljevu na Sinaju i 13aja Californiji u Meksiku. U takvim se uvjetima i okolišima, sličnima onim u karbonatnim snbkhama, talože siliciklastični pješčanomuljeviti taloži (siltiti, peliti), ili mješavina tih taloga s karbonatnim sedimentima, zajedno s evaporitima. Tu dolazi do velikih razlika u uvjetima taloženja zbog naglih promjena u količini pritjecanja morske vode i oborinskih voda u odnosu na intenzitet evaporizacije, kao i udjela donesenog siliciklastičnog materijala prema donesenom i autohtono i/lučenom karbonatnom sedimentu. Karbonarni sediment u takvim okolišima može nastati izravnim izlučivanjem iz vode sab-khe, hvatanjem sitnoga karbonatnog taloga na livade modrozelenih algi ili povremenim donosom karbonatnog taloga (mulja, peleta, sitnih Ijušturica organizama) iz otvorenog mora plimnim strujama i olujnim valovima. S druge pak strane, udio evaporitnih sedimenata (gipsa, halita, anhidrita, soli i si.) ovisi o intenzitetu isparavanja, koncentraciji, sastavu i salinitetu vode u salini ili sabkhi te o količini donesenoga siliciklastičnog i karbonatnog detritusa i brzini taloženja. Akumulacija je evaporitnih sedimenata "10 do 100 puta brža od brzine taloženja drugih sedimenata, što je vidljivo iz sljedećeg primjera: dok se za 1 000 godina u s
320
Marinski okoliši (alojenja klastičnih sedimenata
nim priobalnim barama za isto se to vrijeme istaloži između 1 do 40 m debeo sloj gipsa ili 10 do 100 m debeli sloj halita (Schreiber i Hsu, 1980). U recentnim obalnim sabkhama Sredozemnog mora gdje prevladavaju se-miaridni do aridni klimatski uvjeti (npr. Španjolska, Levant, sjeverna Afrika) taloži se gips u obliku nodula ili odvojenih kristalnih dru/a unutar miješanih karbonatno-siliciklastičnih sedimenata. Evaporitne sekvencije u tim sedimentima razlikuju se od tipičnih sabkha ciklusa karbonatnih sabkhi (si. 10-1. i 10-2). Naime, u uvjetima siliciklastičnih evaporitnih okoliša karbonati, odnosno ranodijagenetski dolomiti, nastaju zajedno s gipsom unutar siliciklastičnog mulja s varijabilnom količinom karbonata, a ne unutar čistoga karbonatnog taloga. Vertikalna izmjena litoloških članova u tipičnoj sekvenciji nastaloj u takvim sabkhama u priobalnim depresijama u Egiptu jest sljedeća: Glaukonitni pijesak s ljušturicama taložen u lagunarnom okolišu; lamini-rani pijesak s pojedinačnim kristalima gipsa nastalog u hiperslanoj temeljnoj vodi intertidala; laminirani pijesak s velikim kristalima, nodulama i slojevima gipsa nastalog iznad razine temeljne vode u natplimnom okolišu; gipsne no-dule sastavljene su od malih kristala gipsa u uvjetima nagla porasta saliniteta od oko 60 na 300%o; laminirani pijesak s pojedinačnim kristalima halita i gipsa i na kraju sekvencije, gipsno-halitne kore nastale u natplimnim uvjetima (West i dr., 1979). U siliciklastičnim sabkhama Baja Californija u Meksiku, na primjer, postoje slana jezera u kojima se izlučuje halit zajedno s glinovito-siltoznim talogom, a dolomit, uglavnom, nastaje samo u donjem dijelu sekvencije ispod razine temeljne vode. Iznad te razine karbonatni materijal (sitne krhotine ljušturica) nepravilno raštrkan u siliciklastičnom mulju nije dolomiliziran ili tu uopće nema karbonata (Schreiber, 1986).
12.9. Plitkomorski klastični sustav okoliša taloženja (šelf) Plitkomorski klastični sustav okoliša taloženja obuhvaća morski pojas - šelf -normalna saliniteta između onog dijela mora u kojemu prevladavaju priobalni (nearshore) procesi i onog dijela u kojemu prevladavaju oceanski procesi, tj. od donje granice potopljenog žala ili obalnog lica (dubina oko 5-20 m) pa do ruba kontinentalne padine koja se obično nalazi na dubinama između 100 i 500 m (Johnson i I5aldwin, 1986). Pri tome se na šelfu razlikuju dvije zone: unutrašnji šelf (inner shelf, offshore) ili gornji unutrašnji šelf (upper offshore) i vanjski šelf (outer shelf). - Unutrašnji je šelf zona šelfa između donje granice obalnog lica ili potopljenog žala (5-20 m) i dubine od 50-200 m. Unutrašnjim je šelfom, dakle, obuhvaćen i dio prijelazne obalne zone (offshore transition zone) prikazane na si. 12-10. •
Pli I komorski klastičm sustav okoliša isSuženfd (šelll
321
- Vanjski šelf obuhvaća zonu između unutrašnjeg šelfa (50-200 m) pa sve do ruba kontinentalne padine koji se obično nalazi na dubinama od 100 do 500 m. Plitkomorsko šelfno područje u pravilu je blago nagnuta {0,5 - 1°) ploha na dnu pcrikonrinentalnih mora, ali i epikontinentalnih mora. To područje obuhvaća velike površine, jer mu, primjerice kod današnjih šelfova, širina pojasa iznosi više desetaka pa i nekoliko stotina kilometara s dubinom mora od samo 2 do 5 pa do 200 m. Obično se razlikuju dva geomorfološka tipa plit komorskih klastičnih sustava okoliša taloženja. To su: - Plit komorski klastični taložni sustavi rubnih ili peri kontinenta Inih mora: nalaze se na kontinentalnim šelfovima sve do početka ruba padine. Nagib im je morskojr.i dna i .rlo mali (< I ' ) , a morfologija dna blaga je ili više-manje ravna. Donos siliciklastičnog materijala moguć je samo s kopna, a veza je s otvorenim morem ili oceanom preko ruba kontinentalne padine otvorena, jaka i stalna. - Plitkomorski klastični taložni sustavi ep i kontinenta Inih ili epeiričkih (epe-iric) mora tipični su za plitka, dijelom zatvorena mora na kontinentima ili okružena kontinentima (npr. Žuto more, Baltičko more) koja su u geološkoj prošlosti bila mnogo češća i rasprostranjenija nego danas. Donos siliciklastičnog materijala u njih je praktički omogućen sa svih strana, a veza s otvorenim morem ili oceanom slaba je ili nije nikakva. Znatno su plića i manjih dimenzija od peri kontinenta Inih mora ili šelfova. U plitkomorskim okolišima s klastičnom sedimenta čijom - šelfovima - važnu ulogu imaju brojni fizikalni, biološki i kemijski procesi. No, svakako najvažniji utjecaj na uvjete taloženja tu imaju fizikalni procesi kao što su izmjene struja plima i oseka, valovi i morske struje, osobito na plitkom šelfu. Približavanjem vodene mase pokrenute plimom plićem dijelu bliže obali strujanje se postupno razdvaja na smjer plime prema obali i smjer paralelno s obalom. U ovom, drugom slučaju nastaju fczv. progresivni plimni valovi koji mogu imati velike bTzine i veliku energiju. U ep i kontinentalnim morima, za razliku od šelfova, plimne struje i progresivni plimni valovi imaju bitno manju energiju i brzinu. Valovi su važan fizikalni činitelj prijenosa i taloženja sedimenta na Šelfu, posebice za vrijeme jakih vjetrova i oluja jer tada djelatnost valova dopire i do dubine od 200 m, što se označava kao osnovica valova za olujna vremena (storm ivave base). Pri tome se uloga valova uglavnom svodi na podizanje sedimenata s morskoga dna i njihovo miješanje u uzburkanu vodenu masu. To uzrokuje pretaložavanje i granulometrijsku separaciju tog sedimenta (brže taloženje krupnije/rnatog i sporo taloženje sirnnzmatog sedimenta iz suspenzije), ali i njegovo prenošenje prema obali, a povratnim strujama zatim ponovno natrag na šelf. Kod jakih olujnih valova povratne struje mogu sa žala i gomjeg dijela unutrašnjeg Šelfa prenijeti goleme količine sedimenta u dublji dio Šelfa (Morton, 19R1), Za lijepa vremena valovi uglavnom prenose materijal, samo prema obali, tj. na plići dio šelfa i na potopljeni žal (obalno lice), o čemu se iscrpnije govorilo u pogl. 12.7. Na šelfovima obično djeluju i jače ili slabije stalne ili periodične morske struje koje se uglavnom kreću paralelno s obalom šelfa i sudjeluju u raspodjeli i taloženju materijala. To mogu biti:
322
Marinskt okoliši taloienja fclastiSniti sedimenata
- na šelfu s prevlašću djelatnosti valova .sezonske fluktuacije u inten/ihi valova i struja koje na mahove uzrokuju aktivni prijenos uglavnom sitnozrnata sedimenta; - na šelfu s prevlašću djelatnosti plima snažne pridnene struje koje dnevno prenose goleme količine pješčanog detritusa (»poput velike metle one metu morsko dno«); - na Šelfu s dominacijom oceanskih struja manje-višu stalne, slabe struje pod utjecajem perzistentnih oceanskih struja - na šelfu s prevlašću olujnih valova procesi izazvani kretanjem velikih vodenih masa koji daju dovoljno visoku frekvenciju da mogu uzrokovati stvaranje slojeva tzv. olujnih sedimenata {lempestites, slonn deposils); - struje uzrokovane fluktuacijama morske razine pri kojima su u tijeku razdoblja spuštanja razine (regresije) krupnozmati sedimenti donošeni riječnim strujama taloženi preko sedimenata prijašnjeg šelfa (sekvencija pokrupnjava-nja), a tijekom razdoblja dizanja morske razine prevladavaju procesi preta loža van ja tako da na Šelf dopiru samo sitnozmati sedimenti (muljevi, gline - sekvencija positnjavanja). Bentoski organizmi koji se kreću po morskomc dnu i u sedimentima, hrane se muljem, ruju i prekopavaju taloge na dru, tj. bioturbiraju taloge, posebice u uvjetima niže energije i veće dubine vod .*, imaju važan utjecaj na struktur-no-teksturne značajke Šelfnih sedimenata. . Zbog različitih fizikalnih i bioloških procesa na sclfovima i u epikontinen-tainim morima vladaju različiti sedimentološki uvjeti pa se talože sedimenti različitih facijesnih karakteristika. Na osnovi prevladavajućih fizikalnih uvjeta Johnson i Baldwin (1986) razlikuju tri glavne skupine facijesa u plitko morskomc taložnom sustavu unutrašnjeg šelfa s klastičnom sedimentacijom. To su: 1. Facijes sedimenata unutrašnjeg šelfa, pretežno taloženih pod utjecajem plimnih struja (Tide-dominated offskore facies); 2. Facijes sedimenata unutrašnjeg Šelfa, pretežno taloženih pod utjecajem valova i oluja (Wave- and storm-đominated offshore facies) i 3. Facijes plitkomorskih mutjevitih sedimenata unutrašnjeg šelfa (Muđ-dominuted off skore facies).
12.9.1. Facijes sedimenata unutrašnjeg šelfa pretežno taloženih pod utjecajem plimnih struja Plitkomorski okoliši perikontinentalnih mora, odnosno šelf ova. s velikim razlikama izmećtu razine oseke i plime (mezoplimni i makroplimni uvjeti) odlikuju se jakim i brzim strujama plima i oseka koje uzrokuju stalno ritmično premještanje-sedimenata. U takvim uvjetima nastaju specifični oblici sedimentnih tijela poznati kao plimni pješčani hrptovi, pješčani valovi i pješčane pruge. - rUMNl PJEŠČANI HRPTOVI (tidal sand ridges, tidal sand banks) ravna su izdužena pješčana tijela velikih dimenzija Čija je uzdužna os orijentirana oko 20° koso na smjer najjačih plimnih struja. Na unutrašnjem šelfu oni obično, ali
Plitkorranski Klasliini suslav okoIlSa taltfeilja (še(f)
323
ne i uvijek, zauzimaju prijelazni položaj između zone pješčanih pruga i zone velikih pješčanih valova. Hrptovi su sastavljeni od dobro sortiranog, sređnjo-zrnatog i sitnozrnatog pijeska, koji može sadržavati fragmente ljuštura. Dužina im varira od 20 do 50 km, širina 1 do 3 km, a visina nekoliko desetaka metara. Pojavljuju se na međusobnu ra/maku do 12 km ovisno o dimenzijama hrptova, dubini vode i jačini plimnih struja. U udubljenjima između hrptova u pravilu se pojavljuje isprani sediment, rj. bioklastični ili sitnozrnati šljunčani lag-sedi-ment (Oft, 1963). Hrptovi imaju asimetričan oblik i pokazuju kosu slojevitost koja nije pravilna i slabo je razvijena na bla>oj padini, a dobro razvijena na strmoj padini hrpta. Nastala je zbog kretanja pijeska plimnim strujama i njegova slaganja niz strmije padine hrpta. Nagib je kosih lamina blag u smjeru strmije padine, uglavnom iznosi oko 4-7°. Općeniti smjer migracije hrptova ovisi o tome prevladavaju li na šelfu struje plime ili struje oseke. Smatra se da pješčani hrptovi nastaju pri strujama brzina > 100 cm/s, a da pri manjim brzinama nastaju pješčani valovi (Johnson i Baldvvin, 1986). - PJFŠČAN1 VALOVI (sanci ivaves) linearna su valovita pješčana tijela, ori jentirana poprečno na smjer struja s valnim dužinama > 30 m (obično 150 500 m) i amplitudama > 1,5 m, uglavnom od 3 do 15 m. Odlikuju se ravnim krastama i dobro izraženim padinama na zaklonjenoj strani vala koja ima nagib < 15°. Nastali su na dnu plitkog šelfa prijenosom pijeska strujama plima i oseka s velikim razlikama u energiji vode plime u odnosu na oseku ako su brzine struja < 100 m/s, pretežno 50-65 cm/s. Sastoje se od dobro sortiranih pijesaka s jasnom kosom slojevitošću čiji setovi mogu biti debeli od 1 do 10 m, a rjeđe i do 20 m. Nagibi kosih lamina u pravilu iznose između 5 i 10" i položeni su niza strmiju, zaklonjenu padinu vala u smjeru struje. Erozijske površine, kojima su presječeni pojedini setovi, nastale su ili u tijeku kratkotrajnih visokoenergijskih strujanja uzrokovanih olujnim valovima, ili u tijeku dužeg razdoblja vjetrovita vremena ili kad su plimne struje bile pojačane olujama. U takvim uvjetima pojačane energije vode, kao i promjena smjerova strujanja, voda svojom energijom erodira vršni dio nevezanog pijeska ta-loženog u obliku pješčanog vala. Pri tome se dio pijeska odnosi, a dio može ostati pretaložen na istome pješčanom valu. Erozijskc površine na šelfu mogu imati velike dužine i veliko bočno protezanje (100 - 1000 m), nizak reljef, pretežno < I m, i ne pokazuju stvaranje dubljih kanala. Često su udružene sa slojevima obogaćenim školjkama ili krupnijim zrnima, granulama i valuticama, tj. ispranim ili lag-sedimentima. Mjestimice se na erozijskim površinama nalaze fosfatne i glaukonitne mineralizacije, a često su intenzivno bioturbirane. - PJEŠČANE PRUGF (sand ribbons) pješčana su sedimentna tijela ili slojni oblici (bedfonns) izrazito izduženih oblika, razvijeni usporedo sa smjerom plim nih struja maksimalne brzine. Sastoje se od pijesaka nagomilanih u pruge ili uske dugačke trake dužine do 15 km, širine do 200 m i visine < 1 m. Između njih obično se rtafaze pruge sastavljene od sitnoga šljunka i/ili krupnog pijeska koje su preostale nakon ispiranja sitnoga pijeska s dna šelfa jakim plimnim strujama.
324
Mannski okoliši laloienia klastifinih sedimenata
12.9.2. Facijes sedimenata unutrašnjeg šelfa pretežno taloženih pod utjecajem valova i oluja Dok su procesi taloženja za lijepa vremena u plitkim morima i šelfovima ograničeni uglavnom na pretaložavanje taloga na plitkome dnu djelatnošću valova i na bioturbacijsku djelatnost organizama, pod utjecajem valova nastalih vjetrovima i olujama velike se količine dctritusa prenose u obliku uskovitlanih tokova i suspenzija velike gustoće. Premda su takvi uvjeti, u usporedbi s ukupnim trajanjem taloženja u plitkim morima s klastičnom sedimentacijom, trajali razmjerno kratko, ipak je u takvim uvjetima zbog visoke energije vode mogla biti pokrenuta golema masa pijesaka i muljeva koja je zatim ponovno bila is-taložena u obliku novih sedimentnih tijela karakterističnih teksturno-struktur-nih značajki. Sedimenti nastali taloženjem na unutrašnjem šelfu pod utjecajem valova i oluja imaju vrlo veliki udio unutar klastičnih taloga plitkih mora. Dok je osnovica djelatnosti valova za lijepa vremena u takvim morima uglavnom ograničena od 5 do 15 m dubine, tijekom jakog vjetrovitog i olujnog vremena ona doseže i dubine od stotinjak metara uz brzine olujnih valova i struja i više od 60 cm/s. Najvažniji su oblici sedimentnih tijela i teksturno--strukturne karakteristike taloga nastalih taloženjem pod utjecajem valova i oluja simetrični i asimetrični ripiovi, kosa laminacija valnih riplova {ivave ripple cross-lamination), oscilacijski ripiovi i humčasta kosa slojevitost. Debljina, oblik i geometrija, sastav, strukture i teksture sedimentnih tijela nastalih djelovanjem valova i oluja ovise o lokalnim uvjetima od kojih su najvažniji trajanje i snaga olujnih valova, karakteristike sedimenata na dnu, blizina izvorišnog područja detritusa te položaj i smjer prijenosa materijala olujnim valovima. Idealizirana tempestitna humčasta sekvencija nastala pri olujnom i lijepom vremenu ima, prema Dottu i Bourgeoisu (1982), sljedeće značajke: debljina sekvencije obično iznosi od 0,2 do 1,5 m. Počinje erozijom ravne ili valovite površine podinskog sloja, tj. tzv. olujnom erozijom (storm erosion), ili donjom slojnom plohom koja se odlikuje »sole marksom« (tragovima tečenja, vučenja, zadiranja, usijecanja i si.) uz taloženje tankoga sloja valutica, školjaka i mulja (lag). Zatim slijedi glavni sloj olujnih sedimenata (mani storm deposition) koji počinje glavnim intervalom humčaste kose slojevitosti koja u donjem setu ima nagib uglavnom do 10, maksimalno do 15°, a izmjenjuje se s horizontalnom laminacijom. Na glavnome sloju olujnih sedimenata taloženi su sedimenti u uvjetima slabljenja oluje (zvaning storm deposition) u obliku .slojeva pijesaka s riplovima koji upućuje na povratni niskoenergijski režim strujanja vode. Sekvencija završava mulje-vima taloženim nakon oluje u razdoblju lijepa vremena (post-storm/fair ivether mud deposition), bilo da se talože iz suspenzije uskovitlane prethodnom olujom bilo u normalnim uvjetima kakvi vladaju za lijepa vremena. Ovakva idealizirana tempestitna sekvencija rijetko se očuva u potpunosti jer je najčešće izrazito izmijenjena efektima naknadne erozije pod utjecajem vodenih struja, kao i bi-oturbacijom (v. odjeljak 3.1.2. i 13.7.2).
Dubakomorski Idastičm suslav oknIlSa taloženja
325
12.9.3. Facijesi plitkomorskih muljevitih sedimenata unutrašnjeg šelfa Po udjeiu u ukupnoj građi i sastavu sedimenata taksenih u plitkim morima s klastičnom sedimentaeijom muljeviti sedimenti najrašireniji su i najzastuplje-niji facijes u geološkoj prošlosti. Najvažnija i bitna sedimentološka značajka tih facijesa taloženje je velikih količina muljeva, glina i silta, odnosno pelirnih sedimenata, koji su intenzivno bioturbirani i sadrže skelete planktonskih organizama, dok su pojave bcntiiskih organizama vezane samo za strogo određene uvjete na šelfu. Sitnozrnati muljeviti i glinoviti detritus u ovim se okolišima, odnosno u plitkim morima s klastičnom sedimentaeijom, uglavnom taloži u razdobljima lijepa vremena, a periodi s olujnim vremenom obilježeni su koncentracijom pre-taložcnoga skeletnog detritusa u obliku kokina zbog nagla taloženja krupnih biuklasta i skeleta iz uzburkane vode i taloga nakon slabljenja oluje i spora dugotrajnog taloženja mulja iz suspenzije nastale pri olujnom uzburkavanju vode i taloga u zoni iznad osnovice olujnih valova. Unutar facijesa plitkomorskih muljevitih sedimenata obično se ra/likuju tri podtipa facijesa: a) Normalni muljeviti facijes koji se sastoji od glina i muljeva, odnosno glinjaka i muljnjaka (claystone, mudstone) s različitom epifaunom i zajednicom hentoskih organizama koji ruju i prekopavaju mulj (burroiving orgaiiisms) i hrane se muljem bilo iz suspenzije bilo u talogu {đi'posit-feeđing and suspension-feedmg organisms); b) Muljeviti facijes zaštićenih plićaka sadrži malo epifaune i organizama koji ruju i prekopavaju mulj i hrane se milijem pa su bioturbaeije ovdje rijetkost. Tu uglavnom prevladava bentoska inofauna bivavlina koje se hrane muljevima {Posidoniu i Inocernmus), a hondriti su rijetkost. c) Tacijes bitumino/nih muljeva sastoji se od muljeva i glina, odnosno muljnjaka i glinjaka, koji su bogati bitumenima i sadrže nekoliko bentoskih rodova spomenutih kod facijesa b. Bioturbacija je velika rijetkost ili potpuno izostaje jer su na dnu vladali reduktivni i ekološki nepovoljni uvjeti (nedostatak kisika) za život organizama koji prekopavaju, ruju i hrane se muljevima. To je okoliš u kojemu vlada potpuni mir na morskome dnu, bez fizikalne djelatnosti struja i valova.
12.10. Dubokomorski klastični sustav okoliša taloženja Dubokomorski klastični sustav okoliša taloženja obuhvaća morska područja ispod razine djelatnosti valova za olujna vremena, tj. od dubine od oko 150 do 200 metara na gornjem rubu kontinentalne padine, preko kontinentalne padine i na/.en-ke ravnice Jo \ e i i k i h morskih dubina Tom sustavu okoliša obično se pi i h r n j r v n i neiiH^ :ii i 'koliš; n ■ or: , :e u ovoj knji/i biti prikazani u posebnom poglavlju i,L2.11j.
326
Marinski okoliši talolmja klastičmh sedimeRala
12.10.1. Procesi erozije, prijenosa i taloženja u dubokomorskim okolišima Klastični detritus koji se nakon dužeg ili kraćeg prijenosa taloži u dubokomorskim okolišima može potjecati od erozije i trošenja stijena na kopnu ili od erozije i pretaložavanja taloga na podmorskim (kontinentalnim) padinama i/ili na ravnome morskom dnu. Detritus nastao fizikalnim i kemijskim trošenjem stijena na kopnu prenosi se u more ili ocean rijekama, ledenjacima ili vjetrom, pri čemu se njegov pretežni dio taloži u okolišima plitkog šelfa ili u deltama, kao i na gornjim dijelovima padina, a manji je dio morskim strujama i suspenzijom izravno odnesen u dublje dijelove otvorenog mora ili oceana. Važan izvor detritusa za akumulaciju u dubokomorskim okolišima mogu biti sedimenti primarno taloženi na gornjem dijelu morskih padina ili na tzv. gornjim padinskim zastorima {upper slope-aprons), koji poradi postupna povećanja nagiba padine, prekoračenja kuta trenja zbog velike debljine taloga, tektonskih šokova, odrona i klizanja, kao i podmorske erozije, krenu različitim mehanizmima i pretaložavaju se niz padinu u donje dijelove padine ili na bazensku ravnicu u obliku sedimentnih tijela lepezastih ili drugih oblika. Erozija, transport i taloženje siliciklastičrog i/ili biogenoga bazenskog materijala u dubokom moru obuhvaća tri gla\ ne skupine procesa. To su: - procesi resedimentacije, odnosno pretrložavanje detritusa koji je prethodno bio istaložen na plitkom šclfu ili na padini dubokomorskog bazena - procesi taloženja detritusa prenošena normalnim strujama pri morskome dnu, tj. pridnenim strujama i - procesi taloženja sitnozrnatih sedimenata iz površinskih struja koje nose pelagični detritus. Svaki od tih triju procesa može u dubokomorskom sustavu taloženja djelovati samostalno, a često djeluju dva ili sva tri procesa zajedno, ali s različitim učinkom. Resedimentacijskim procesima pripadaju: stijenski odroni, puzanja, klizanja i slampovi, detritni tokovi, zrnski, fluidizacijski i likvefakcijski tokovi i mutne ili turbiditne struje velike i male gustoće. Procesima taloženja pod djelovanjem pridnenih struja pripadaju unutrašnje struje plima i valova, kanjonske struje i konturnc struje, a procesima taloženja djelovanjem površinskih struja i pelagične sedimentacije flokulacija i peletizacija. Osnovne značajke, slijed tih procesa i vrste sedimenata nastale pod njihovim utjecajem shematski su prikazani na si. 12-12. - KAMENI USOVI ili SIPARI (rockfail) nagli su brzi usovi stijenskoga kršja, koji su česti u planinskim područjima na kopnu, a razmjerno rijetki na podmorskim liticama i kontinentalnim padinama jer su nagibi tih padina na morskome dnu većinom preblagi za takav mehanizam prijenosa materijala. Međutim, oni se mogu pojaviti na strmim rasjednim padinama na morskome dnu, na strmim rubovima karbonatnih platformi ili u duboko usječenim submarinskim kanjonima gdje su (v. pogl. 5.4) inicirani intenzivnom i naglom erozijom, potresima ili tektonskim šokovima. - PUZANJE SEDIMENATA (creep of sediments) proces je polagana puzanja i spuštanja sedimenta niz padinu izazvanog tlakovima pri stalnom nagomilavanju novih sedimenata i visokim sadržajem vode u donjem dijelu nekonsolidi-
EubokomorsKi klastični sustav okoliša taloženja
PROCESI
327
KARAKTERISTIKE
TIP TALOGA
OLISTOLIT1 LAVINE PUZOT1NSKI SEDIMENTI KLIIISTA
5LAMPOVE
BEBRITI OETRITNI TOK SEDIMENTI 7RNSKIH. FLUIDU ACIJ5KIH LIKVFPAKCIJ5KIH TOKOVA KRUPNO. SREDNJE I »ITNOZRNATI (URBIDITI
2RNSKI IOK FLUIDI7ACUSKI IOK LIKVEFAKCIJSKI TOK TUREJIOITNE 5TRUJE NORMALNE STRUJE PRI DNU
TALOII NORMALNIH STRUJA KONTURItl
PLIME I VALOVI KAHJONSKE StRUJE KONTURNE STRUJE
■ EU9ITI I HEHIPE LIBITI PO VRŠI NSKE STRUJE I PELA6l(K* SEOIME FLUKULACIJA PELETIZACIJA
RESEDI«ENTACIJA KAMENI USOVI PUZĐHNE
SlAMPIRANJA
Slika 12 12
Shematski prikaz karakteristika, slijeda procesa glavnih mehanizama transporta i taloženja detritusa s tipovima nastalih sedimenata u duboko morskim okolišima taloženja (iz: Stow, 1986)
ranih taloga. Takvo puzanje sedimenata može trajati od samo nekoliko sati pa do tisuću godina. Pri većim brzinama pucanje postupno prelazi u klizanje ili u slamp kod kojih su i deformacije primarnih slojeva onda znatno jače negoli pri puzanju. - KLIZANJA I SI.AMPOV1 obuhvaćaju premještanja velikih količina polukonsolidiranih masa sedimenata niz blagu padinu (pogl. 3.4. i 5.4). - Najvažnijim resedimentacijskim procesima na padinama svakako pripadaju gravitacijski tokovi: zrnski tokovi, detritni tokovi, fluidizadjski i likvefak-cijski tokovi, a posebice mutne ili turbiditne struje, detaljnije objašnjeni u pogl. 2.2. i u odjeljku 12.10.2.3. - NORMALNF STRUJE PRI MORSKOM): DNU (pridnene struje) obuhvaćaju procese erozije, prijenosa i taloženja sedimenata na morskome dnu a da one ne nose sedimente u suspenziji, a mogu strujati u/dužno s padinom (konturne struje), uz padinu ili niz padinu. - POVRŠINSKE ST KU|E I PELAGIĆNO TALOŽENJE obično su krajnji i konačni proces taloženja pelagičnog materijala kroz debeo vodeni sloj dubokog mora s klastičnom sedimentacijnm. Mnogo veće značenje imaju kao biogeni taloži jer se uglavnom sastoje od karbonatnih ili kremenskih skeieta planktonskih organizama. U mnogim područjima dubokog mora, osobito na kontinentalnim
328
Marmski oka\it\ Ulaženja iclastitnih sedimenata
padinama i u kopnom zatvorenim marinskim bazenima, uz pelagične talogu ili samostalno mogu se taložiti velike količine hemipelagičnih taloga koji sadrže obilan udio siliciklastičnog materijala: gline, sitnih zrnaca kvarca, felđspata i vulkanskog pepela (v. pogl. 12.11).
12.10.2. Facijesi dubokomorskih klastičnih okoliša taloženja U dubokomorskim okolišima, kako je to shematski prikazano na si. 12-12. i u prethodnom odjeljku, vladaju vrlo različiti procesi i mehanizmi taloženja, pa tu mogu nastati sedimenti međusobno vrlo različitih litoloških, tekstumih, strukturnih, bioloških i sedimentoloskih karakteristika i oblika sedimentnih tijela, odnosno različiti facijesi. Među glavne grupe facijesa nastalih resedimen-tacijskim procesima na padini ili u široj okolici dna padine i bazenske ravnice ubrajaju se facijesi slampova i klizišta, debriti i turbiditi, a među glavne tipove facijesa nastalih normalnom bazenskom sedimenta čijom u dubokom moru konturi ti, hemipelagiti i pelagiti. Litološke i teksturnostrukturne karakteristike najvažnijih facijesa dubokomorskog sustava taloženja shematski su prikazane na si. 12-13.
12.10.2.1. Facijes slampova i klizišta Facijcs slampova i klizišta (si. 12-13A) obuhvaća litološki vrlo različite tipove sedimenata čiji su visoko koherentni slojevi klizali po stijenama podine koje pri klizanju nisu pretrpjele nikakvu deformaciju, za razliku od stijena koje kližu. Pri, klizanju će paket stijena koje kližu niz padinu prevaliti kraći ili duži put. Facijes sedimenata nastao klizanjima i slampovima može imati vrlo varijabilnu debljinu i prostirali je: može biti vrlo tanak (> !0 cm) i bočno vrlo rasprostranjen, ali i debljine i više od 100 m. Najvažnija teksturna odlika toga facijesa jesu deformacije primarnog rasporeda, oblika i međusobna položaja i odnosa slojeva. To su: različiti tipovi boranja, naguravanja, rotacijskih slampova, stvaranja loptastih oblika iz prvobitno ravnih slojeva, svinuta i vijugava boranja, brazgotine i si. (v. pogl. 3.4. i si. 3-20). Kod većine slampova osi pojedinih bora slampiranja pokazuju istoznačnu orijentaciju: smjer slampiranja općenito je prividno okomit na glavni azimut osi slampa, a određuje ga položaj prednje strane nagiba poleglih ili nagnutih bora (si. 3-20).
i:. 1(1.2.2 Facijrs debrita Debriti ili taloži definirah tokova (debrisftoiv deposils), koji po mnogim autorima obuhvaćaju i olistostrome i olistolite, sastoje se od litološki vrlo heterogenih komponenata: od muljeva koji sadrže samo malo pješčanog detritusa do klasta dimenzija .blokova promjera od nekoliko centimetara đo više desetaka pa i sto-
Dubokomorski klaslični sustav okoliSa taloženja
329 KRUPNOZRN AT I TURBIDITI
SREDNJEZRNATI TURBIDITI
PJESKOVITOSILTOZNI KONTURIT1
F
MULJEVITI KONTURITI
G
HEMIPELAGITI
PELAGIĆNE G LINE (crveni
H
I
PELAGICNI MULJEVI
J
Slika 12-13. Shematski pregled osnovnih Irtoloških i teksturno-struktumih značajki glavnih tipova faci|esa duboko morskih okoliša s klasticnom segmentacijom (Stow. 1986)
tinjak metara. Debriti u pravilu ne pokazuju neku određenu unutrašnju organizaciju klastđ i muljevitng detritusa ili pokazuju samo nejasnu obrnutu gradaciju i horizontalnu orijentaciju pločastih i izduženih klasta. Standardna de-britna sckvcncija (Thornton, 1484) ima ove karakteristike: u donjem se dijelu sekvendjc nalazi zona sitnozrnatih sedimenata s lećastom laminaeijom; srednji dio sekvencije definira zona s borama velikih kutova, nejasnim slarnpnim borama i konvolucijum, a na vrhu je zona bogata klastima koji imaju muljevitu potporu i pokazuju tragove istiskivanja vode i /.djelaste oblike {disk struetures).
330
Marinski okoliši taloženja Klasb£i>ih sedimenata
Kraj sekvencije obilježen je ili postupnim prijelazom u sitnozrnate muljevite turbidite ili oštrim prijelazom klasta u muljevite sedimente, pri čemu pojedini klasti strše i zadiru u krovinske sedimente (si. 12-13B).
12.10.2.3. Facijcs turbidita Sedimenti taloženi i/ turbiditnih struja nazivaju se turbiditi (Kuenen, 1957), o čemu se iscrpnije govorilo u odjeljku 2.2.2. Njihova osnovna litološka i sedi-mentološka odlika karakteristična je pravilnost vertikalnog redanja detritusa određenih granulometrijskih i teksturnih značajki kao posljedica načina taloženja iz mutnih tokova. 12.10.2.3.1. Sedimentacija iz turbiditnih struja: Boumine-sekvencije, srednjozrnatih turbidita Ritmično vertikalno redanje slojeva pijesak - pelit - glina u flisu i turbiditima bilo je do razrade i objašnjenja taloženja tih sedimenata mehani/mom turbiditnih tokova (Kuenen, 1937, 1951, 1959; Kuenen i Migliorini, 1950; Bouma, 1962, 1964) tumačeno kao posljedica nepreslane vertikalne tektonike pa su njihovi radovi bili prava revolucija u shvaćanju i tumačenju sedimentacije u du-bokomorskim okolišima. Laboratorijske potvrde turbidita i Bouminih sekven-cija s intervalima karakterističnih tekstura dobili su i eksperimentalno dokazali Harms i Fahnestock (1965). Model turbiditnih lepeza i submaTinskih kanjona pri tumačenju oblika i geometrije turbiditnih sedimenmih tijela u literaturu uvode Normark (1969, 1974, 1978), Nelson i Kulm (1973) i Lowe (1982), a različitih submarinskih lepeza Mutti i Kicci Lucchi (1972, 1975), te lepeza nastalih iz padinskih zastora (slope aprons) Stow (1986), o čemu vidi odjeljak 12.10.3. S obzirom na to da se iz turbiditne struje najprije, i to brzo, istalože najkrupnija zrna iz donjeg dijela ćela struje koja su u njoj bila prenošena vučenjem a zatim sve sitnija zrna koja su u struji bila vučena iza čela toka i u suspenziji iznad dna pa ona duže putuju i sporije se talože, nastat će sediment s grada-cijskom slojevitošću (Ta na si. 1214). Pretežni dio krupnozrnatog detritusa iz čela i prednjeg dijela tijela turbiditne struje istaloži se za nekoliko sati, najviše tjedan dana (Kuenen, 1967). Nakon što se istaložio sav materijal iz čela i neposredno iza čela turbiditne struje, a to je obično pretežni dio vučenog krupnozrnatog šljun kov i to-pješčanog detritusa, pada njezina brzina i turbulentnost pa struja može suspenzijom donositi samo sitna pješčana zrna, a vučenjem samo pješčana, a ne i krupnija zrna. U toj se fazi zato pretežno taloži detritus pješčanih dimenzija, a povremeno i siltozni detritus, u obliku tankih horizontalnih pješčanih, sporadično i siltoznih, lamina (Tb na si. 12-14). Daljnjim smanjenjem brzine struje na oko 50 cm/s (Bouma, 1962) pješčana se zrna više ne prenose suspenzijom nego samo vučenjem po dnu i tu počinje taloženje sitno-zrnatoga pjeskovito-siltoznog detritusa s nešto glinovitih čestica uza stvaranje vijugave laminacije ili konvolucije, nepravilne i kose laminacije (Te na si. 12-14). Nakon toga turbidirna struja u suspenziji još prenosi samo detritus dimenzija gline i praha uz vučenje neznantih količina zrna sitnoga pijeska. Brzina je toka vrlo mala, sedimentacija spora, a talog istaložen u toj fazi pokazuje slabo izra-
331
D u b o k o m e ra k i Kčnlai sstiu s ta v o kšao lita l& ie n ia
ženu horizontalnu laminaciju (Td na si. 12-14). Na kraju je brzina struje toliko mala da se njome joS u suspenziji mogu prenositi samo najsitnija zrnca praha i čestice gline čije je taloženje sporo. Uz taj sitni detritus iz mutnog toka taloži se i normalni bazenski materijal, uglavnom karbonati i skeleti planktonskih organizama (Te na si. 12-14). Međusobni su omjeri detritusa donesenog i ista-loženog i/ turbiditne struje i normalnoga bazenskog materijala različiti, ali uvijek općenito sve više raste udio bazenskog materijala. Ako ima dovoljno vremena između dviju turbiditnih struja, tu se mogu istaložiti i deblji slojevi miješano glinovito-karbonatnih stijena, tj. lapori, i vapnenački pelagični sedimenti (interturbiditni taloži). Pri razmatranjima sedimentacije iz turbiditnih struja neprestano treba imati na umu da se uz taloženje detritusa i/, mutnog toka može stalno taložiti i mala količina normalnoga bazenskog materijala, koji bi se taložio da nema taloženja iz turbiditne struje. Međutim, /bog donosa velike količine materijala turbiditnom strujom i velike brzine taloženja detritusa iz nje (v. pogl. 2.2.2), bazenski talog praktično do prije kraja taloženja iz turbiditne struje nema zamjetljiv udio u sastavu sedimenata. Samo kada je vremenski razmak između dviju turbiditnih struja dovoljno velik, postoji mogućnost da u turbiditima nalazimo i zamjetljiviji udio bazenskog taloga u gornjim dijelovima turbiditnih sekvencija (interval Td) i u pclitnom ili tzv. interturbiditnom intervalu (Te na slici 12-14). - Na osnovi razultata brojnih istraživanja i promatranja pravilnosti vertikalnog redanja Uroloških članova i teksturnih odlika turbiditnih sedimenata, posebice u francuskim Primorskim alpama, te shvaćanja mehanizama taloženja mutnih tokova Bouma je (1962) u turbiditima prikazao i detaljno objasnio karakterističnu kompletnu turbidirnu sekvenciju s pet jasnih intervala s tipičnim sastavom, teksturama i strukturama. Takva je sekvencija u literaturi poznata pod imenom Boumina sekvencija i karakteristična je za srednjozrnate turbidite. U njoj se intervali označavaju kao turbiditni intervali Ta, Tb, Te, Td i Te (si. 12-14). Boumina sekvencija obuhvaća kompletnu taložnu jedinicu - srednjo-zrnati turbidit - nastalu taloženjem detritusa iz jedne turbiditne struje (i bazenskog materijala u interturbiditnoj fazi) pri optimalnim uvjetima njezina razvoja. Boumina sekvencija odlikuje se strogo određenim vertikalnim slijedom sedimenta s točno određenim granu lomu tri jskim sastavom i teksturno-strukturnim odlikama u svakom od pet turbiditnih intervala. To su odozdo prema gore (si. 12-14): Tn-INTEKVAL GRADACIJI-: kao početni turbiditni interval. Odlikuje se gra-dacijskom slojevitošću i manjkom bilo kakvih drugih unutrašnjih tekstura i struktura. Gradacija unutar ukupne debljine intervala može biti jasna u cijelom Ta
Slika 12-14
Shematski prikaz kompletne Boumine sekvencije
^ ^ ^ L ____EELITNI INTERVAL 3^1 GORNJI INTERVAL --A PARALELNE LAMINACIJE 5P*S>1 INTERVAL KOil 1 VIJUGAVE S*Syv LAMINACIJE — — :A --------DONJI INTERVAL PARALELNE ;;-:■.-:.=::-.■-1 LAMINACIJE
mm m
INTERVAL GRADACIJE
332
MarinsKi okoliši taloženja klaslCmh sedimenata
intervalu ili pak samo u nekoliko donjih centimetara tog intervala, a ostali dio ima vištmanje jednoličnu građu ili strukturu. S ob/.irom na to da je u lom intervalu iz turbiditne struje talo/en detritus najkrupnijih dimen/ija iz njezinog ćela dok je energija bila najjača, na donjoj slojnoj plohi intervala Ta obično se mogu naći brojne tekstume odlike opisane u pogl. 3.3. Interval Ta sastoji se od šljunkovitoga krupnozrnatog pijeska, odnosno konglomeratičnog krupnozrnatog pješčenjaka, ponegdje i pjeskovitog Šljunka/konglomerata. VValker (1975) za bitnu karakteristiku toga intervala navodi manje-više jasnu normalnu gradaciju bez drugih internih struktura i smatra da je posljedica brza taloženja u uvjetima višeg režima toka, a Allcn (1984) navodi da nastaje iz toka čija je snaga > 5 W m"l Tb-DONJI INTERVAL PARALELNE LAMI NACIJE obično slijedi na intervalu Ta u postupnome prijelazu. Sastoji se od debljih horizontalnih lamina pijeska/pješčenjaka i tanjih lamina pjeskovitog silta/siltita. No, u pravilu je to pretežno pješčani interval. Nastaje uglavnom iz turbiditnih struja male gustoće taloženjem i akumulacijom detritusa vučenjem detritusa turbiditnim strujama. Glavna je značajka tog intervala u tome da je to ravni sloj s paralelnom la-minacijom u kojemu još može biti slabo zamjetljivo gradiranje. Smatra se da taj interval nastaje taloženjem u uvjetima višeg režima toka (VValker, 1965), kod snage toka od 0,5 do 5 W m : (Allcn, 1984). Te-INTERVAL VALOVITF T/ILI KOSE LAMINACIJE odlikuje se nepravilnom, valovitom, vijugavom ili kosom laminacijom malih dimenzija. Sastoji se od sitnozmatog do srednjo zrna tog pijeska/pješčenjaka i tankih pelitnih lamina između valovitih, vijugavih ili kosih lamina, što još jače izražava unutrašnju teksturu toga intervala. Horizontalna laminacija može ovdje biti i posljedica post-sedimentacijskih Jikvefakcijskih procesa (v. strukture nastale istiskivanjem vode - pogl. 3,2). Vijugava laminacija ili konvolucija, koja može biti posljedica trenja između struje i taloga ili likverakcije (pogl. 3.2), obično se pojavljuje u gornjem, završnom dijelu intervala. Kontakt s intervalom Tb u pravilu je oštar, malokad postupan. Smatra se da interval Te nastaje akumulacijom vučenog detrih*sa i/ turbiditnih struja male gustoće i snage toka (<0,5 VV m~:, Allen, 1984) i uvjetima niskog režima toka. Nove interpretacije mehanizama postanka struktura u intervalu Te i podjele Boumine sekveneije klastičnih i bioklastičnih turbidita (Allen, 1984) u tom intervalu razlikuju tri podjedinice: C,ili dine nastale iz toka snage 0,2 -5 Wm 2 ; B2 ili donji stadij paralelne laminacije nastao iz toka snage reda veličine 1 W m : i Q ili laminacija strujnih riplova nastala iz toka snage < 0,5 W m~:. Td-CORNJI INTERVAL PARALELNE LAMINACIJK pokazuje slabo izraženu, ponegdje nejasnu, tanku horizontalnu laminaciju, uvjetovanu paralelnim rasporedom listićavih, štapićastih i igličastih sastojaka (tinjaca, biljnog trunja, fosilnog krsja), a rjeđe i promjenama granulometrijskog i/ili mineralnog sastava (siliciklastični, karbonatni i glinoviti detritus). Sastoji se od pelitnog, glinovitog i ponegdje vapnenačkog taloga (šejl, siltit, muljnjak, glinjak, lapor). Kontakt prema Te često je jasan, ponegdje poslupan. Pretežno se taloži izravno iz suspenzije turbiditne struje male gustoće, a samo manjim dijelom i vučenjem detritusa takvim strujama, u uvjetima niskog režima toka (VValker, 1965) i snage toka < 0,01 VV m":.
|tah*rmii;;ki kla-Juim t.Ui,\JI ;*)i£a UlOlmji
333
Te PELITN1 (INTERTURBIDITNI) I\ [CHVAI, postupno se nastavlja na interval Td. Sastoji HI* od pelitnog, glinovitog i često vapnenačkog taloga, pri čemu udio vapnenačke komponente raste prema vrhu intervala tako da ponegdje završava laporima ili glino vi tim vapnencima. Taj interval može nastati taloženjem najsilnijeg detritusa iz repa mutnog toka ili pak samo taloženjem pelagičnoga ba-zenskog materijala, no obični) je njegov dunji dio nastao kombinacijom oba, a gornji samo pelagićnim materijalom. Na tom intervalu ponegdje su u kontinuitetu taloženi hemipelagičm muljevi koji se od tipičnoga pelitnog intervala razlikuju po boji i povišenom udjelu skeletu pelagičiuh organizama. Budući da je samo u tom intervalu, a ponegdje i intervalu Td, taložen zamjetljivi udio bazenskog materijala i normalnih bazenskih pelagičnih fosilnih ostataka, pri is Iraživanjima turbidita uzorke za paleontološke i biostratigralske odredbe smije se uzimati samo iz tog, i eventualno vršnog dijela Td intervala, ali uz Opre? da se zaista radi o inlerlurbidilno ncprcialoženoj launi. I'clitni se interval taloži isključivo iz suspenzije turbiditne struje male gustoće, u uvjetima niskog režima toka pri maloj snazi toka (<0,01 VV m~2: AIlen, 1984). Opisana kompletna Boumina sekvencija sa svih pet intervala Ta-e nastat iv samo 11 optimalnim uvjetima za potpuni razvoj turbiditne struje, a to su: prvobitni sediment koji počinje kliziti u bazen i iz kojeg se stvara tur-niditna struja mora se sastojati od granulnmetrijski raznovrsnog materijala od zrna dimenzija šljunka ili krupnog pijeska pa do čestica gline, što je u uskoj vezi s načinom trošenja na kopnu, dinamikom i oblikom prijenosu te mehanizmom taloženja materijala na primarnom mjestu taloženja - morfologija padine, distribucijskoga kanjona ili kanala, kao i dna bazena jest takva da omogućava po'.puu razvoj turbiditne struje - između jedne i druge turbiditne struje mora postojati dovoljno dugotrajan razmak da bi se mogle istaložiti i najsilnije Čestice gline iz repa struje, kao i dovoljna količina interbazenskog materijala za stvaranje pelitnog ili intertur-biditnog intervala Te. Učestalost turbidilnih struja može biti izraziti) varijabilna jer ovisi o vrlo kompleksnim uvjetima trošenja, prijenosa, taloženja i pokretanja detritusa prije nego Sto se aktivira struja. Proračuni dobiveni na osnovi vremenskog trajanja turbiditne serije, broja i debljina sekvencija u njoj pokazuju da je između dvaju mutnih tokova prosječno prošlo više stotina pa i tisuća godina; kad imamo turbidile taložene u središnjim, a ne u rubnim dijelovima lepeze (v. si. 12-15. i 12-16) jer se u rubnim dijelovima lepeze taloži .samo najsilniji delrilus iz stražnjeg dijela tijela i iz repa mutnog toka pa lu ne nastaje interval la, a obično i Tb, kako je to prikazano na si. 12-15. Sekvencije kojima nedostaju početni donji intervali Ta i Tb nazivaju se PODSJEČENE SHKVENCIJL', a one kojima nedostaju završni - gornji - intervali Td ili Te ODSJEČENE su SEKVENCIJE.
12.10.2.3.2. Turbidiri i turbiditne lepeze Cjelokupni prostor koji zauzima materijal istaložen iz turbiditne struje naziva se TURBIDITNA LEPEZA jer je oblik sedimentnog tijela sličan lepezi (si. 12-15. i 1218A).
334 sedimenata
MarinskiokolišilaloženiaklastiCinh
ŠEMATSKI PRIKAZ VERTIKALNOG I HORIZONTALNOG RASPOREDA BOUMA INTERVALA U LEPEZI
L EGEKGA: A-Opadonje debljine lepeze s izostankom intervalu u smjeru tokai B-Raspored i širenje pojedinih intervala u bazenu^ c-lspunjavanje bazena pri donosu materijala s vise mutnih tokova. Slika 12-15
Vertikalni i horizontalni raspored Boummih sekvencija i intervala po uzdužnoj osi turbiditne lepeze
Ako je u bazen materijal turbidimim strujama donošen kroz duže vrijeme iz istog izvorišta, odnosno unutar jedne veće turbiditne lepeze, obično govorimo o području blizu izvorištu materijala, o tzv. PROKSIMAI.NOM PODRUČJU te o području dalje od izvorišta materijala, tzv. DISTALNOM PODRUČJU. Kod toga se pod distalnim područjem uglavnom smatraju zaravnjeni dijelovi bazena dalje od padine, ili periferni dijelovi turbiditne lepeze. Tekstume i litološke značajke turbidita taloženih u proksimalnom području jesu: —debeli slojevi, pješčenjaci krupnijeg zrna katkad nastali zbog ponavljanja intervala gradacije Ta bez oštre granice (amalgamacija) - intervali Ta i Tb sastoje se od zrna dimenzija krupnog pijeska i .sitnog šljunka - u liouminim sekvencijama pješčani intervali Ta, Tb i Te bitno su deblji od intervala Td i Te sastavljenih pretežno od praha i gline, tj. muljava (= odnos pijesak/prah+glina vrlo je visok) —česte su kompletne sekvencije od Ta do Te s oštrom neravnom bazom i obično nejasnom laminacijom u Tb, Te i Td intervalima
DuboKomorskl klaslični sustav okoliša talažeria
335
Slika 1P-16. Model podmorske luibidilne lepeze (iz: Nelson & Kulm, 1973)
- na donjim slojnim plohama kojima počinju sekvencije česti su tragovi tečenja i crozijski kanali. lekstume i Urološke značajke turbidita taloženih u distalnom području jesu: - tanki i sitnozmati slojevi pješčenjaka te jednolične debljine slojeva u vertikalnom .slijedu .sekvencija, - crozijski kanali izostaju, a otisci su tragova tečenja rijetki ili vrlo sitni, - u Bouminim sekvencijama odnos je pijesak/prah + glina nizak tj. pješčani intervali Ta, Tb i Te u sekvenciji tanji su od intervala Td i Te koji pretežno sadrže pelite (prah i glinu), - u intervalima Tb, Tč i Td česta je i jasna laminacija, - kompletne su sekvencije Ta do Te rijetkost, a prevladavaju podsječene sekvencije. I/ svega prikazanog, prema tome, moguće je pri regionalnim istraživanjima turbidirnih sedimenata na osnovi građe sekvencija i njihova Urološkog i gra-nulometrijskog sastava donositi zaključke o mjestu gdje je materijal turbiditne struje taložen u odnosu na prvobitnu akumulaciju (distaino ili proksimalno područje sedimentacije), o rubnom il i središnjem dijelu lepeze te o geometriji i
336
Maiinski okoliši taloženja klasliinih sedimenata
rasprostranjenosti turbiditnih lepeza. Takva istraživanja imaju i veliku praktičnu vrijednost, osobito kad se istražuju ležišta nafte i plina jer su pješčani intervali Ta do Te u pravilu dobri potencijalni kolektori, a intervali Td i Te izvanredne izolatorne stijene. Da bi se pri terenskim istraživanjima Što lakše i sustavnije mogle registrirati sve kompleksne teksturne, litološke i granulometrijske karakteristike, debljine sekvencija i pojedinih intervala, smjerovi paleotransporta i drugo, upotrebljavaju se posebni formulari terenskih zapisnika. Primjer takvog zapisnika s podacima istraživanja turbiditnih sedimenata donjeg sarmata okolice Oku-čana prikazuje si. 3-1. Na osnovi razlika u debljini, litoloslcom sastavu i građi pojedinih intervala i sekvencija, kao posljedice razlika u mehanizmima turbiditnih struja danas se obično razlikuju tri tipa, odnosno modela turbidita (si. i2-13C,B i D). To su: - KRUPNOZRN
ATI
TURBIDITI
(coarse-graineđ
turbidite
model
-
I.owo,
198?)
nastali su prijenosom detritusa turbiditnim strujama velike gustoće, a njihove su teksture u donjemu krupnozrnatom dijelu sekvencija posljedica i prijenosa i taloženja mehanizmom zrnskih tokova, te likvefakcije i fluiđizacijskih tokova u završnoj fazi taloženja (R, i R3 te S, na si. 12-13C). Donji dijelovi sekvencija sastoje se od šljunkovitih i šljunkovito-pješčanih sedimenata koji u oštrom kon taktu prekrivaju snažno erodiranu podlogu. Sekvencija takvih turbidita sastoji se od ovih članova (sl.l2-13C): Donji ili član R, odlikuje se obrnutom (negativnom) gradacijom; drugi, član R 2 krupnozmat je i masivan; treći ili član S, pokazuje jasnu slojevitost, četvrti ili član S2 gradacijsku slojevitost, a peti, član S3 zdjelaste strukture i tragove istiskivanja vode (pipe struetures). Vrh sekvencije može biti oštar i ravan. Tur-biditne struje velike gustoće mogu prenositi veliku količinu detritusa dimenzija šljunka, obično u obliku »tepiha« vučenog materijala visoke koncentracije, ali i u obliku suspenzije. Međutim, takve struje mogu biti pretežno sastavljene i od krupnozrnatoga pješčanog materijala. U ta dva krajnja slučaja, koji, dakako, mogu imati i međusobne postupne prijelaze, nastat će bitno različito građeni slojevi krupnozrnatih turbidita. - U prvom slučaju, tj. i/ turbiditnih struja velike gustoće koje pretežno sadrže šljunkoviti detritus, do taloženja će doći naglo pri »ukrućivanju« ili »zamrzavanju« toka čim njegova brzina padne ispod kritične vrijednosti brzine i snage. Pritom nastaje krupnozrnati turbidit koji počinje sTjunkovitim slojem R2 s obrnutom gradacijom kao posljedicom taloženja iz »tepiha« materijala vučenog strujom, a za njim slijedi normalno gradirani sloj R, istaložen iz suspenzije (Lowe, 1982). Samo onda kada struja prolazi niz izrazito proksimalno područje taloženjem iz »tepiha« materijala vučenog strujom velike gustoće može nastati šljunčani sloj R, (si. 12-13C) koji je karakteriziran kosom i horizontalnom slo-jevitošću. Pješčani i siltozno-glinoviti detritus pri taloženju slojeva R uglavnom ostaje u suspenziji turbiditne struje i dalje sudjeluje u tvorbi pješčane turbiditne struje velike gustoće ili turbiditne struje male gustoće. Iz njih se mogu istaložiti pješčani slojevi St do S3 neposredno na šljunčanim slojevima iste turbiditne sekvencije'(si. 12-13C) ili krupnozrnati pješčani turbiditi opisani nešto niže ili pak srednjozrnati, pa i sitnozrnati turbiditi (si. 12-13 D i E) dalje od mjesta taloženja šljunčanog detritusa u distalnom području. - U drugom slučaju, tj. iz turbiditnih struja velike gustoće u kojima prevladava pješčani detritus, nastaju krupnozrnati turbiditi koji se sastoje od ba-
Duboko marš ki klnstičii s'.r.lm ikrtiša taloženja
337
zalnog sloja nastala taloženjem detritusa najkrupnijeg zrna (krupni pijesak i sitni šljunak) iz. »tepiha« materijala vučenog turbiđitnom strujom. Pri tome se taj sloj razvija kao jedinica S. s horizontalnom laminacijom i kosom slojevitošću. Tu mogu nastati i plitke teksture vučenja. Zbog daljnjeg usporavanja toka zbiva se odlaganje materijala iz »tepiba« vučenog tokom i iz suspenzije, i to u obliku horizontalnog sloja S2 koji slijedi na bazalnom sloju S.,. Taj je novi sloj sastavljen od krupno/rnatog pijeska, odlikuje se obrnutom gradacijom i centimetarskim debljinama. Ta se pješčana turbiditna jedinica mjestimično može pojaviti i kao početni sloj sekvencije srednjozrnatih turbidita, tj. kao Ta interval gradacije Bo-umine sekvencije (si. 12-13 D i 12-14). Jedinica S^ turbidita taloženih iz struja velike gustoće taloži se iz suspenzije i može imati masivnu građu ili normalnu gradaciju, a u njoj su često razvijene teksture nastale istiskivanjem vode (watur cscape striictures), osobito stupaste (pillar struetures) i /djelaste (dish struetures) strukture (Lovve, 1975). Nakon taloženja krupnozrna toga pješčanog detritusa turbiditna struja više ne sadrži krupno/mati detritus pa se preostali sitnozmati detritus (sitni pijesak, silt i glina) taloži kao »normalni«, tj. srednjozmati, ili sitnozrnati turbidit (si, 12-13 D,E i 12-14), obično dalje u distalnom dijelu se-dimentacijskog bazena. - SREDNJOZRNATI TURB1D1TI (medium-grained turbidite mode!) klasični su Boumini (1%2) turbiditi s tipičnim Bouminim setvencijama i intervalima Ta-e (si. 12-14. i 12-13D), iscrpnije objašnjeni u odjeljku 12.10.2.3.1. - SITNOZRNATI TURBIDITI (fine-$r(iined turbiaite model - Pipcr, 1978; Stovv, 1985) pretežno su sastavljeni od silta, mulja i gline. Sckvcncija sitnozrnatih turbidita, prema Piperu (1978), ima tri karakteristična člana (si. 12-13E): Donji član E, odlikuje se gradiranim i laminiranim siltom i muljem; srednji član E2 gra-duiranim muljem i gornji član E-, negraduiranim muljem. U odnosu na ovu podjelu i građu sekvencije sjtnozrnatih turbidita Stovv (1985) daje detaljniju podjelu i razradu takve sekvencije u devet tanjih članova (si. 12-12E): početni član sekvencije T„ tanka je lamina silta, obično s lentikularnom laminacijom, koja prema gore nestaje s pojavom valnih riplova; član T, relativno je debeo sloj sastavljen od mulja i lamina silta s konvolucijom; član T2 odlikuje se valnim riplovima malih amplituda, T^ jasnom horizontalnom laminacijom, T4 nejasnom horizontalnom laminacijom, a Ts snopovima tankih lamina silta. Na tih pet članova, koji odgovaraju Piperovom članu Eu slijedi član Tft u obliku gradiranog mulja, T7 negradiranog mulja i TB tanki sloj masivnog do bioturbiranog mulja (si. 1213E) Srednjozmati, a posebice sitno/rnati, turbiditi talože se iz turbiditnih struja niske gustoće (v. pogl. 2.2.2) kako je to detaljnije objašnjeno vi odjeljku 12.10.2.3.1.
12.10.2.4. Facijes konturi ta Konturi ti su sedimenti nastali taloženjem iz pridnenili morskih struja koje se kreću uz konture samog morskog dna, tj. t/v. konturnih struja. To su stalne morske struje koje imaju znatan utjecaj na prijenos i taloženje mulja, silta ili silnog pijeska na morskome dnu. Od turbiditnih struja razlikuju se po tome što su to stalne morske struje uz kontinentalne padine uzrokovane razlikama u temperaturi vode, odnosno geostrofične struje. Taloži nastali njihovim dje-
338
Marinski okoliši taloženja klasllGmli sedimenala
lovanjem - konturiti - međutim, po litološkim se značajkama bitno ne razlikuju od sitnozmatih turbidita. Konturiti nastaju u podnožju kontinentalnih padina, rijetko na bazenskim, a uopće ih nema na abisainim ravnicama. Vezani su uz podnožje kontinentalnih padina prostranih morskih i oceanskih bazena u kojima postoje stalne konturne struje. Prema prevladavajućem tipu sedimenata s obzirom na granulometrijski sastav razlikuju se muljeviti i pjeskoviti konturiti: - MULJliVrn KONTURITI (muddij contourites) sitnozrnati su, loše sortirani glinovito-siltozni, muljeviti, taloži (v. tabl. 7.1) s manje od 15% pješčanog de-tritusa (Stow, 1986). Odlikuju se homogenom teksturom (strukturom) ili su potpuno hioturbirani, a vrlo rijetko pokazuju nepravilnu slojevitost, horizontalnu i lećastu laminaciju. Sastav i teksturno-strukturne odlike variraju im od sitnn-zrnatoga homogenog mulja do prugastih siltova ovisno o izvoru primarnog materijala, a najčešće od međusobnog udjela biogene i siliciklastične komponente. Dosta su slični hemipelagitima (v. pogl. 12.il). - PJESKOVITI KONTURITI (sandy contourites) pojavljuju se i!i kao tanki, 1 do 5 cm debeli, nepravilni slojevi ili deblji (5 - 25 cm) slojevi bez određene teksture ili su potpuno bioturbirani ili pak mjestimice pokazuju očuvanu primarnu horizontalnu i kosu laminaciju. U ovom posljednjem slučaju mogu pokazivati ili pozitivno ili negativno graduiranje ili oštre i gradacijske slojne kontakte. Po granulometrijskom sastavu obično su to sitnozrnati, rjeđe srednjozrna-ti pješčani taloži s lošim do srednjim stupnjem sortiranosti, Ako sadrže znatniji udio zrnaca dimenzija praha ili silta, tada se nazivaju »siltozni do sitnozrnati pješčani konturiti«. Uz siliciklastični detritus, mogu sadržavati i varijabilni udio biogenog materijala. Vrlo često pjeskoviti se konturiti mogu pobrkati i zamijeniti sa sitnozrnatim turbiditima, a biogeni konturiti s pelagitima, odnosno pelagičnim talozima. Muljeviti i pjeskoviti konturiti obično se nalaze taloženi jedni iznad drugih u karakterističnim vertikalnim »sekvencijama« koje su vrlo slične standardnim turbiditnim sekvencijama. Kompletna takva konturitna »sekvencija« pokazuje negativno graduiranje: počinje sitnozrnatim homogenim muljem pa preko prugaste smjese lamina silta i mulja prelazi u sitnozmate pješčane slojeve da bi zatim poprimila odlike normalna graduiranja, tj. natrag od pijeska postupno prelazila u siltozne i muljevite taloge na vrhu »sekvencije«. Takve promjene u veličini zrna i popratne pojave mijenjanja i strukture i teksture vjerojatno su povezane s dugoročnim fluktuacijama brzina glavnih konturnih struja. Taloženje konlurita vrlo je sporo tako da se konturitna »sekveneija« debljine oko 50 cm može istaloŽiti za približno 2 000 do 10 000 godina (Stow, 1986). Konturiti djelovanjem pridnenih struja mogu pokazivati učinke pretaložavanja i ispiranja tako da gube glavne značajke tipične za konturite i prelaze u loše sortirane lag-konturitc čija su zrna obično obavijena prevlakama od Fe i Mn hidroksida i/ili oksida.
12.10.3. Modeli klasticnih dubokomorskih okoliša Unutar đubokomorske sredine Stow (1986) razlikuje tri osnovna različita modela okoliša s klastičnom sedimentacijom: padine ili tzv. padinske zastore, sub-marinske lepeze i bazensku ravnicu.
OuboKofnotski klaslični suslav okoliša taloženja
339 12.10.3.1. Padine ili padinski zastori
Padine ili padinski zastori (siope-aprons) čine područje između šelfa i dna bazena, i na kontinentalnim šelfovima i na velikim oceanskim bazenima. Oni uključuju kontinentalne padine i područja prijelaza oceanskog dna u kontinentalna uzvišen ja {continenla! rise). Rubovi su oceanskih padina važni zato što su to mjesta erozije i iniciranja rescdimcntacijskih procesa, kao i prijenosa materijala u podnožje padina u submarinske lepeze i na bazensku ravnicu. Dimenzije padinskih zastora variraju po širini od nekoliko stotina metara do više kilometara i u pravilu imaju blagi nagib od samo 2 do 7°, rjeđe i 10°. Razlikuju se normalni klastični padinski zastori, rasjedne i karbonatne padine. - NORMALNI KLASTIČNI PADINSKI ZASTORI odlikuju se brojnim distribu cijskim kanalima i kanjonima kojima se mehanizmima gravitacijskih tokova u bazen doprema detritus koji se zatim taloži u podnožju padine u obliku debrita i submarinskih turbiditnih lepeza. Na padinama, posebice onim strmijeg na giba, česte su erozije zbog survavanja mase detritusa tako da su na pročeljima padina često otkrivene starije podinske naslage. Glavni morfološki elementi na normalnim padinskim zastorima su šelfni prekidi (shelf-break), rasjedne kosine i klinovi grebenskih sipara, brazgotine klizišta i slampova, nepravilni slampovi i debritne mase na krajevima kanjona i jaruga. Raspored facijesa na padinskim zastorima stoga je vrlo nepravilan, jer uz prevladavajuće sitnozrnate sedimente (siltiti, muljevi, hemipelagiti i pelagiti) tu se pojavljuju i drugi različiti facijesi. Na nekim normalnim padinskim zastorima s klastičnom sedimentacijom postoji razmjerno oštra linija (mudline - Stanlev i Wear, 1978) kojom su odvojeni muljeviti taloži padine od visokoenergijskih pješčanih taloga šelfnih plićaka. Duž prekida na šelfu kojima su se pijesci niz kanjone ili jaruge usipavali niz padinu i akumulirali na krajevima kanjona ili jaruga u obliku manjih ili većih sedimentnih tijela tipa lobova nalaze se stanovite količine tzv. pješčanih prosipa (mnd spillover). - RASJEDNli PADINI- ILI PADINSKI ZASTORI (foulted slope-aprons) sadrže slamp-brazgotine, mase klizišta i slapova i kratko živuće plitke kanale kao posljedice klizanja i urušavanja pod utjecajem periodične tektonske aktivnosti, prije svega rasjed a n ja padine. U takvim uvjetima nastaju vrlo veiike bočne varijacije facijesa zbog nejednoličnih izvora detritusa tako da se paralelno s padinom jedan pored drugoga nalaze kameni usovi, debriti, krupnozrnati šljun-koviti turbiditi i sitnozrnati sedimenti, a udaljavanjem od rasjednih zona facijesi srednjozrnatih pjeskovitih turbidita, muljeva i pelagita. Sekvencije se odlikuju smanjivanjem veličine zrna od dimenzija šljunka, preko pijeska do mulja pri čemu krupnozrnati detritus označava razdoblje tektonske aktivnosti, a muljeviti detritus razdoblja smirivanja takve aktivnosti. - KARIiONATNI PADINSKI ZASTORI {carbonate slope-aprons) nalaze se na rubovima karbonatnih platformi i podijeljeni su u tri tipa: odsječeni grebenski rubovi; blagi grebeni ili rubovi karbonatnih plićaka i strme, vrlo raščlanjene »ridge-flank« padine. Tu akumulacijom grebenskog detritusa obično nastaju se-dimentna tijela klinasta oblika, odnosno klinoforme (v. si. 2-2).
340
Mamski okoliši taloJenia klastičmh sedimenata
12.10.3.2. Submarinske lepeze Submarinske lepeze {sitbmarine fans) vrlo su značajna i široko rasprostranjena, cesto paralelno s padinom međusobno odvojena, sedimentna tijela u podnožju padina ispod glavnih distribucijskih kanala, kanjona ili gudura (si. 12-18). Najvažniji distribucijski kanali ili opskrbljivači sedimentnog materijala smješteni su na padini u produžetku rijeka, delti, kanjona, gudura, jaraka, korita i sličnih morfoloških oblika po kojima je s kopna i priobalnog dijela bazena ni/, padinu dopremana golema količina detritusa (si, 12-16, 12-17. i 12-18), U ovakav opći model moguće je uključiti neke sedimente Prorm'nske formacije zapadne Hercegovine (Dragičević et al., 1986), koji općenito pokazuju tendenciju progradacije s taloženjem klinoformnih tijela u marinskom okolišu bez značajnije dubine mora. Široku primjenu pTi istraživanjima, kao i utjecaj na shvaćanje dubokomor-skih lepeza ima model lepeza koji su razradili Mutti i Kkchi Lučci (1972, 1975). Naime, turbiditne lepeze nisu jednostavno građena sedimentna tijela lepezasta oblika, nego su to tijela koja u poprečnim presjecima pokazuju da se sastoje od distribucijskih kanala, nasipa, međukanalnih pmstora i režnjeva ili lobova, a u uzdužnom presjeku od triju zasebnih cjelina: gornje lepeze, srednje lepeze i donje ili vanjske lepeze (si. 12-17A). - GORNJA LEPEZA (uppcr fan) sastoji se od glavne lepezne doline (fan i
DubukomorsKi Mistični sustav okoliša taljenja
341 =j-p
GORNJA LEPEZA
■lampe*! blokovi
DONJA LEPEZA taforalno Aon tintii'ran i 9rtdn>* do iHnoirnam turbtditi
i»pun
aA~ŽENŠKA~R AV NI C A
SREDNJA LEPEZA
palagi£ni i hcmipalngični muljavi i li»nozrno>1> tanki turaidlli
stlvMKiji i>pgn« kanala SREDNJA LEPEZA
Slika 12-17. Model submarinske epeze" A - model klasične lepeze s distribucijskim kanalima i supratan režnjevima »kvcncije lapaipog ražnja . i poraatĐH dabljiM i VAIEĆITM zrna od dna prima vrhu
(iobovima) u srednjoj lepezi, B - klasični primjer sekvencija po kr upnja van ja i sekvencija posilnjavanja naviše nastalih razvojem submarinske lepeze i njenom progradacijom (modificirano prema: Muni & Lučci Ricchi, 1972; Stow, 1986)
sak/pelit. U međuprostorima kanala srednje lepeze talože se turbiditi tankih sekvencija Tc-e ili Td-e koje se uglavnom sastoje od silta i mulja. To su, dakle, sekvencije s niskim odnosom pijesak/pclit čiji muljevi sadrže visok udio lis-tićavih minerala (tinjaca) i biljnog trunja. Sekvencije taložcne u kanalima srednje lepeze pokazuju tendenciju smanjenja debljine slojeva i smanjivanja veličine zrna od dna prema vrhu ispune kanala, tj. pripadaju sekvcncijama positnjavanja (si. 12-1713). U srednjoj se lepezi unutar pojedinog loba nalaze sekvencije koje pokazuju povećavanje debljine slojeva i veličine zrna od dna prema vrhu loba, odnosno sekvencije pokrupnjavanja (si. 12-17B), kao posljedice progradacije lepeze. - DONJA ILI VANJSKA LEPEZA (lou'er/an, outer fari) nastavlja se na srednju lepe/u s postupnim i nejasnim prijelazom, a odlikuje se manje-viŠe ravnom morfologijom, konkavnim profilom, a u svojem gomjem dijelu može sadržavati male razgranale kanaliće bez bočnih nasipa koji se postupno gube niz profil donje lepeze. Donja lepeza postupno nestaje u bazenskoj ravnici. Sedimenti ta-loženi u donjoj lepezi, za razliku od sedimenata bazenske ravnice, odlikuju se zajednicom tankih i debljih turbiditnih sekvencija karakterističnih za turbidirne struje male gustoće u/ općenito smanjenje debljine istih sekvencija od središnjeg dijela vanjske lepeze u smjeru bazenske ravnice. Sekvencije vanjske lepeze pokazuju porast debljine slojeva i veličine zrna (pokrupnjavanje) od osnovice
342
Marinski okoli ši taloženja klastitmh sedimenata
prema vrhu naslaga, ako lepeza progradira (si. 12-17B). Felitni intervali na vrhu sekvencija mogu sadržavati hcmipelagičnc i l i pelagićne muljeve. U flišu sjeverne Dalmacije, na primjer, tankoslojeviti turbiditi taloženi u duboko morskom okolišu u obliku lobova ili režnjeva unutar »hemipeiagičnog facijesa lapora" (Babić i Zupanič, 1983) odlikuju se Rouminim sekvencijama Tc-e ili Td-e, rjeđe i Tb-e, uz prevlast tankoslojevitih pješčenjaka i muljnjaka u građi sekvencija. Zbog progradacije, submarinske lepeze u vertikalnom slijedu naslaga pokazuju tipično povećanje veličine zrna, tj. sekvencije pokrupnjavanja, povećanje debljina sekvencija i debljina slojeva od dna prema vrhu naslaga lepeze - sekvencije podebljavanja naviše (si. 12-17B). - HAZKNSKA RAVNICA (basm plahi) karakterizirana je taloženjem pješčanih i pelitnih sedimenata bez kanala i bez bilo kakve vertikalne promjene u debljinama sekvencija i slojeva. Sckvencije su podsječenc, započinju (Tb?) Tc-in-tervalima i odlikuju se odnosom između pijeska i poli ta manjim od 1 do najviše 1. Završni dijelovi pelitnih intervala redovito sadrže i tipične hemipelagične ili pelagićne taloge. Dimenzije submarinskih lepeza izrazito su varijabilne, radijus im može varirati od 100tinjak metara do 2 000 km, a nagib im je sličan nagibima padina. Karakteristično je smanjenje nagiba od 2 do 5" u gornjem na manje od jednog stupnja u donjem dijelu lepeza. Sto se tiče oblika sedimentnih tijela tipa lepeza, razlikuju se: radijalne, izdužene i deltne lepe/.e (Stow, 1986, si. 12-18B). Sustav podmatsk« Lepezt ■ gornja
SJamp DELTA HA Jarak nn padini u uleji distribucijskog kanala -v.
Podmorske lepeze . Postupni prijelaz od lurbidita velike gustoće u lurbidite mala gustoće
Duba komorska đeltna Lepeza tsimazrnati turbiditi sa sustavom kanato ispunjenih pijeskom)
lepeza sadrži kanaJ ispunjen krupnozrnatim deiritusoni srednja lepeza . turbiditi s kanalima ispunjenim krupnozrnatim pješčanim ^urbiditima donja lepeza srednje do sitnazrnati turbiditi
Slika 12-18A. Submarinske lepeze. Shematski prikaz glavnih tipova oblika sedimentnih tijela nastalih gravitacijskim tokovima i slampovima na podmorskim padinama i na morskom dnu u produžetku padina
D u b o k o m o r s K i k la s ti C m s u s ta v o k o l ic a la l Đ Ž & n |a
343
- RADIJALNE I l'.l'I-ZK imaju obiik pravilne lepeze, a nastaju koncentrično oko jednoga distribucijskog kanala ili kanjona. Gornja se lepeza odlikuje konkavnim profilom s neravnom topografijom i glavnom lepeznom ravninom si-nusoidna ili ravna oblika (v. pogl. 12.10.3). Osnovni tip .sedimenata tog dijela radijalne lepeze debeli su krupnozrnati turbiditi sa slabo razvijenim Bouminim sekvencijama i intervalima Ta-e. Srednji dio radijalne lepeze ima konveksni oblik i humćastu ili brežuljkastu topografiju. Uglavnom je sastavljen od pješčanih kanalnih ispuna i lobova .s debelim sekvencijama srednjozmatih turbi-dita koji imaju vrlo dobro razvijene Bouminc sekvencije Ta-e ili Tb-e. Donji dio radijalne lepeze ima ravnu topografiju i konkavan profil, a obiluje malim kaA RADIJALNE LEPEZE
B IZDUŽENE LEPEZE
C DELTNA LEPEZA
Slika 12-1SB. Submatinske lepeze Shematski prikaz Iri glavna tipa Stowinih submannskih lepeza
344
MannEki okoliši taloženja klasličrtili sedimenata
nalima koji se postupno gube ni/ lepezu. Tu se talože sitnozmati turbiditi s podsječenim sekvencijama Tc-e ili Td-e i tipičnim silto/.nim i muljevitim tur-biđitnim tvorevinama. - IZDUŽENE LEPEZE protežu se poprečno, obično dužom osi okomito, na pružanje padine koja ih opskrbljuje detritusom. Izdužene lepeze imaju dva ili više distribucijskih kanala kojima su se opskrbljivale detritusom, a odlikuju se konkavnim, nepravilnim ili ravnim uzdužnim profilom. Gornja lepeza ima Ši roku glavu s nepravilnim slamp-brazgotinama presječenim jednim ili s vise ka nala ili korita i više sitnih kanala između slampnih bokova (si. 12-1SB). Raspored sedimenata uglavnom je sličan rasporedu radijalnih lepeza, ali izra/ito izdužen, a ne koncentričan oblik le s više mulja od pijeska u građi Bo-uminih sekvencija. - DELTNE LEPEZE (fan deltas) podvodni su dijelovi aluvijalnih lepeza koje se nastavljaju od brdovitog kopna izravno u more ili ocean (si. 12-18B; Stovv, 1986). One se općenito sastoje od krupnozrnatih sedimenafa: u gornjem dijelu deltne lepeze i u kanalima prevladavaju šljunkovito-pješčani taloži, a u međukanalnim područjima i u donjem dijelu nanosa lepeze taloži primaju sve više muljevitog materijala. Tu se zbog toga talože sitnozmati turbiditi s hemipelegičnim muljevima. Deltne lepeze, kako ih je definirao Stovv (1986), obuhvaćaju samo lepeze koje su produžeci aluvijalnih lepeza u dubokomorske okoliše, a aluvijalne deltne lepeze koje progradiraju u plitka mora, šelf ili jezera iscrpnije svi opisane u pogl. 12.6.
12.10.3.3. Bazenske ravnice Bazenske ravnice (basen plain) ravna su i razmjerno duboka morska dna, koja se bez neke znatnije razvijene morfologije protežu od baze padine, odnosno od padinskih zastora dalje prema otvorenom moru (si. 12-17A. i 12-18B). Na bazenskim ravnicama taloži se sav preostali, uglavnom sitnozmati de-trirus koji je bio donesen s kopna ili sa submarinskih uzvišenja, a koji se prije nije istaložio na padinskim zastorima i u podnožju padina. Tu se, također, taloži i bazenski pelagični i hemipelagični materijal. Donos siliciklastičnog materijala, kao i njegovo taloženje i miješanje s pelagićnim i hemipelagičnim materijalom na bazenskoj ravnici, uvjetovan je brojnim faktorima kao što su turbiditne struje i drugi tokovi, morske površinske i pridnene struje, geometrija i morfologija bazena, tektonika, blizina ili udaljenost izvorišnog područja detritusa, klima i geografska širina. Na bazenskim se ravnicama uglavnom talože distalni sitnozmati turbiditi s podsječenim Bouminim sekvencijama Tc-e ili Td-c uz izrazitu prevlast mulja nad pijeskom, tj. niskim odnosom pijesak/pelit, pri Čemu su intervali Te udruženi s pelagićnim i hemipelagičnim muljevima.
DubokonrorsKI klastiSni sustav ttoliSa laloženja
345
12.11. Pelagični okoliši taloženja Pelagičnim okolišima pripadaju dubokomorski sedimenti taloženi na dnu otvorenih mora i oceana s dubinom vode većom od 200 m. Ti okoliši pripadaju dubokomorskim okolišima, no s obzirom na to da se u pelagičnim okolišima talože i biogeni karbonatni i silicijski sedimenti, a ne samo siliciklastični sedimenti, pelagični su okoliši izdvojeni iz prikaza dubokomorskih klastičnih okoliša u pogl. 12.11. Prema Uergcrovoj (1974) klasifikaciji dubokomorskih pelagičnih sedimenata, u pelagičnim se okolišima nalaze ovi tipovi taloga: pelagični taloži, hemi-pelagični muljevi i pelagičnohemipelagični taloži. 1. PHI.AGIČNI su TALOŽI tipični sedimenti otvorenih mora i oceana nastali vrlo polaganim taloženjem pelagičnog materijala sastavljenog od karbonatnih i kremičnih skeleta. S obzirom na veličinu zrna, pelagični taloži sadrže više od 75% čestica dimenzija < 5 mikrometara, odnosno manje od 257u čestica > 5 mi krometara koje su siliciklastičnog, vulkanskog ili neritičkog porijekla. Veličine skeleta pelagičnih organizama mogu biti manje ili veće od 5 mikrometara. Ra zlikuju se dvije osnovne litološke skupine pelagičnih taloga: A. PELAC1ČNE GLINE sadrže < 30% karbonatnih i kremičnih skeleta, a > 70% gline i dijele se na: - KALCITIČNE PELAGIČNE GLINE (slabo kalcitične gline S 1-10% CaCO, i kalcitične gline s 10-30% CaCO.,) - KREMIČNE PEI.AGIČNE GLINE (slabo kremične gline s 1-10% kremičnih skeleta i kremične gline s 10-30% silicijskih organizama; B. PELAGIČNI MULJEVI sadrže > 30% karbonatnih i kremičnih skeleta, a dijele se na: - LAPORNE MULJEVE ako sadrže od 30 do 66% CaCO.,
- KREDASTE (C.}IALK) MULJKVE ako sadrže > 66% CaCO, i - DIJATOMEJSKE ILI RADIO].ARIJSKE MULJEVE ako sadrže > 30% kremičnih skeleta dijatomeja i l i radiolarija. 2. HEMIPELAG1ĆNI TALOŽI sadrže > 25% čestica siliciklastičnog, vulkan skog i neritičkog porijekla promjera > 5 mikrometara. S obzirom na sastav, hemipelagićni taloži mogu biti: A. KALC1TIČNI HEMIPELAG1ČN1 MULJEVI ako sadrže > 30% CaCO., {lapor-ni ako sadrže od 30 do 66% i l i kredasti hemipelagični muljevi s > 66% CaC03) i skeletni hemipelagični muljevi s > 30% skeleta planktonskih foraminifera ili nanofosila; 15. SILIGIKI.ASTIČNI HEMHT.l.ACIČN! MULJEVI ako sadrže < 30% CaCO-, i > 70% kvarca, fcldspata i linjaca klastičnog porijekla i C. VULKANOGENI HEMIPELAGIČNI MULJEVI ako sadrže < 30% CaCO,, a pretežno vulkanski materijal (pepeo, palagonit i si.). Hemipelagični talo/i ili hemipelagiti po litološkim su značajkama slični muljevitim konturitima (pogl. 12.10.2.4} koji uz siliciklastični detritus sadrže i biogeni detritus. Odlikuju se homogenom i masivnom neslojevitom teksturom,
346
Marinski okoliši taloženja klastičmh sedimenata
vjerojatno posljedicom intenzivnog bioturbiranja /bog kojeg ne pokazuju nikakve znakove vertikalnog redanja sekvcncija ni strujnu laminaeiju. 3. MJF.ŠOViTI I'FI.AGIČNO-HKMII'KLAGIČNI TALOŽI imaju varijabilan sastav pa se dijele na taloge u kojima prevladavaju: - ciklička izmjena dolomita i sapropelita - crne gline i sapropeliti - silicificirani glinjaci i muljci ili dijagenetski rožnjaci i - pelagično-hemipelagični vapnenci sastavljeni od kokolita i planktonskih foraminifera i pteropoda (= argonitne ljušturice planktonskih gastropoda i he-teropoda koji su živjeli u toplim vodama pri morskoj površini). Iz Bergerove klasifikacije pelagičnih sedimenata vidljivo je da su to mikroskopski sirnozrnati taloži sastavljeni od skeleta planktonskih organizama kar-bonatnog ili kremičnog tipa (kokolita, planktonskih foraminifera, dijatomeja, silikoflagelata, radiolarija), od siliciklasfičnog materijala pelitnih dimenzija te od varijabilnog udjela vulkanoklastičnog pepela. Tekst urno-strukturne odlike pelagičnih i hemipelagičnih taloga shematski su prikazane na si. 12-13 H, I i ), a sedimentološke značajke pelagičnih vapnenaca u pogl. 13.9.
u. Okoliši taloženja karbonatnih sedimenata
i3.L Karbonatne platforme Pretežni dio karbonatnih sedimenata nastao je ili nastaje u okolišima i u uvjetima s čistom karbonatnom sedimen racijom koji su općenito poznati pod nazivom karbonatnc platforme. Pod karboiiahiom se platformom razumijeva prostrano područje u kojem su se dugotrajno održavali uvjeti i okoliši taloženja plitkomorskih karbonatnih sedimenata, što je rezultiralo nastankom velikih debljina takvih stijena. Na karbonatnoj se platformi, dakle, u tijeku cijelih geoloških razdoblja održavaju plitkomorski uvjeti s taloženjem više stotina ili tisuća metara debelih naslaga plitkomorskih karbonata, kao što je to, primjerice, bio slučaj na našoj jadranskoj karbonahioj platformi od srednjeg trijasa do pale-ogena s prosječnom debljinom > 5 000 m karbonatnih stijena. Karbonatne se platforme razvijaju u vrlo različitim geotektonskim okvirima: na pasivnim kontinentalnim rubovima, u intrakratonskim bazenima bez riftova, bazenima iza otočnih lukova i bazenima ispred kontinentalnih ploča. S obzirom na geotektonske značajke razlikuje se pet kategorija karbonatnih platformi: obrubljeni karbonatni šelf, karbonatna kosina ili rampa, epikontinen-talna ili epeirička platforma, izolirana platforma i potopljena platforma (si. 13-1). - OBK UBI JUNI KAKBONATNI ŠV.hF (rimmeđ shdf) plitkomorska je karbona t-na platforma s jasno izraženim prekidom na padini u duboko more. Duž ruba takvog šelfa izloženog snažnoj djelatnosti visokim plimnim strujama i valovima postoji gotovo kontinuirani obrub od karbonatnih pješčanih prudova nastalih naplavljivanjem bioklasta i/ili ooida ili od organogenih barijernih grebena (si. 13-1A). Obrubljeni šelf obično se razvije na karbonatnoj kosini ili rampi u uvjetima polaganoga relativnog porasta ili stagniranja morske razine zbog spore supsidencije i brze i velike akumulacije detritusa ili rasta organogenih grebena (Moore, 1989). - KAKBONATNA KOSINA ih KAMJ'A {carbonate ramp) vrlo je blago, oko 1°, nagnuta ploha koja se proteže od priobalnih okoliša s dominacijom djelatnosti valova preko priobalnih plićaka do dubljevodnih okoliša bez barijernih grebena, ali mjestimice s muljnim humcima (mud mounds) i manjim kupolastim gre-
348
Okoliii lalojenia kaibonalnih sedimenata
Slika 13-1
Shematski prikaz pet glavnih kategorija karbonatnih platformi (iz: Tucker i VVright. 1990)
A - KAR80NATNI OBRUBLJENI ŠELF ( i i r . n o 10-HMkm)
C - EPIKONTINENTALNA PLATFORMA (iinna 10 0 - I O O O Ck m)
B - KARBONATNA RAMPA ILI KOSINA ( iinno 10-100 kml
D - IZOLIRANA PLATFORMA Umno 1-100 kn)
E - POTOPLJENA PLATFORMA
benima (pinnacle reefs). Po svojim geomorfološkim značajkama karbonatna je rampa slična otvorenom šelfu sa siliciklastičnom sedimentacijom (si. 13-1B). Dugotrajno se održava pri stalnom relativnom dizanju morske razine, tj. tamo gdje dizanje morske razine nadmašuje učinak koji proizlazi taložnim procesima, dakle, obroci istaloženog materijala ne sustižu obroke supsidencije ili dizanja morske razine (transgresivna serija). - EPIKONTINENTALNA PLATFORMA (epeiric platform) vrlo je prostrana, od 100 do 10 000 km široka, mirna ploha kratonskog područja preplavljena plitkim morem. Prema oceanu je ograničena rubom koji ima blagu, rampi sličnu, ili strmu šelfnu padinu (si. 13-1C). Rub joj je obično markiran barijemim grebenima ili pličacima s barijerama od vapnenačkih pijesaka. Na epikontinentalnim platformama prevladavaju periplimni okoliši na relaciji plitka potplimna zona (shalloto subtidal) plimna zona (intertidal) - plimna ravnica (tidal flat) - nat-plimna zona (supratidal) uglavnom s niskom energijom vode i ciklusima opli-čavanja naviše (shalloivingupivard njcles). - IZOLIRANA KARBONATNA PLATFORMA plitkovodna je platforma koja sa strmim stranama strši iz okolnog dubokog mora (si. 13-lD). Recentni primjer takve izolirane platforme bahamska je platforma. - POTOPLJENA PLATFORMA (droivned platform) kosina je ili rampa, rubni šelf, izolirana ili epikontinentalna platforma koja je pri većem porastu morske razine, dospjela na veću dubinu pa se na njoj na plitkomorskim karbonatnim sedimentima kontinuirano nastavlja taloženje dubljemorskih karbonatnih sedimenata (si. 13-1E). Dobar primjer sedimentacije u uvjetima potopljene platforme su dubljevodni donjoturonski i kampanski vapnenci jadranske karbonatne platforme taloženi u sedimentacijskom kontinuitetu na plitkomorske cenoman-ske, odnosno gomjosenonske vapnence.
Facijesnl po|asmi I standardni mikrofaraiesi karbonatnili sedimenata (>Wilsonwi standardni rnikru(acljesi-)
349
i3.2. Facijesni pojasovi i standardni mikrofacijesi karbonatnih sedimenata (»VVilsonovi standardni mikrofacijesi«) Na osnovi litoloških značajki, sastava, strukturnih i teksturnih značajki karbonatnih sedimenata te sadržaja fosilne flore i faune VVilson je (1975) izdvojio devet facijesnih pojasova i 24 »standardna mikrofacijesa«. Pri primjeni tih facijesnih pojasova i standardnih mikrofacijesa moramo imati na umu činjenicu da su ti pojasovi i mikrofacijesi prikazani kao hipotetički, opći model te da se mogu primjenjivati svaki posebno ili nekoliko njih susjednih zajedno, ali da u konkretnome slučaju istraživanja platformnih karbonata ne smijemo preslikati cjelokupni VVilsonov modet prikazan na si. 13-2. Bitno je napomenuti da VVilson (1975) pri izdvajanju facijesnih pojasova nije primijenio fiksne apsolutne vrijednosti dubina mora u kojima se nalaze pojedini facijesi već se koristio geomorfološkim i fizikalnim čimbenicima kao Sto su energija vode, granica oksidacijske zone, osnovica valova za olujna i lijepa vremena, razina plime i oseke i si. izdvojio je ove facijesne pojasove (si. 13-2): 1. FACIJESNI POJAS: BAZEN, DUI30KOMORSKI OKOLIŠ S KARBONATNOM SEDIMENTA ČIJOM odlikuje se taloženjem karbonatnih turbidita ili tzv. »alodapičnih vapnenaca« (aliodapic limestanes) kao posljedice akumulacije karbonatnog detritusa koji je u bazen bio donesen turbiditnim strujama iz prigrebenskog po dručja ili s ruba karbonatne platforme (pogl. 13.9). Osim karbonatnih turbidita, tu se talože i sirnozmatj glinoviti i siltozni, kao i silicijski (radiolarijski, dijatomejski) sedimenti. S obzirom na to da se dno nalazi ispod razine oksidacijske zone i ispod osnovice valova, tu prevladavaju cuksiski uvjeti pa su sedimenti obično tamnosivi ili potpuno crni. Uz turbiditne karakteristike karbonatnih turbidita i alodapičnih vapnenaca, ostali tipovi taloga odlikuju se vrlo tankom horizontalnom laminacijom i ritmičnom slojevi-tosću malih debljina slojeva i ritmova, kao i uloscima vapnenaca unutar šejlova. Fosili isključivo pripadaju samo planktonu i nektonu: planktonskim algama (Coccolithoperiđae, Ciobochaete, Cakisphera), planktonskim foraminiferama, kalpi-onelidama, radiolarijama i dijatomejama. U donjim intervalima turbiditnih se-kvencija nalaze se i bioklasti školjkaša, krinoida, amonita, spužvi kremenjašica te skeleti planktonskih i epiplanktonskih organizama. 2. FACJjL^SNl POJAS: OTVORENI SF.I.F S DUBINOM VODE OD VIŠI-; STOTINA METARA nalazi se iznad razine oksidacijske zone, a pretežnim dijelom ispod osnovice valova za olujna vremena. Odlikuje se dobrom oksidacijom, normal nim salinitetom, dobrom cirkulacijom i aeracijom vode. Budući da se u tom facijesu ne osjeća jači utjecaj djelatnosti valova na prijenos i taloženje materijala, sedimenti imaju jednolični sastav na velikim prostranstvima. Tu se talože fosiliferni vapnonci (bioklastični vekstoni, kalcisiltiti) s jasno izvojenim proslojcima lapora i valovito-nodularnom slojevitošću. U glino vitini se vapnencima često nalaze loptaste teksture (strukture) i teksture (strukture) tečenja (bali & flmv structiires). U tom facijesu česta je bioturbacija, a na siojnim površinama koncentracija ispranih fosila u obliku lag-sedimenta. Vapnenci sadrže vrlo ra zličitu faunu školjkaša, kao i inofaunu i epifaunu. Za razliku od 7. facijesnog
IFoudoIhem) Otvoreni švlf ili PUiJUrt 113 Šfitui [.Undalheni)
Rub SeLIa ili rub
_. "^
Organagent greben
Rub platforme: prudovi sa ^.tjljiiim djelrilnc^ću iFilnva
2.3. 4
l3Ldbi>kdrfti'jskJ jimULln wdim.
4, 5, 6
Si-dLrfLL'ii-jK-iji! k a rt*'na Ino £ delnlusa
^ipilCrtt-l
]W fLiMliftini tnoLiasLifni m drilom boga Li vapntin i L1 WđiklH L(in£l U l7HL|CT1l > lapor,™
■nJli i ipnem (Lamni madslon.. nj^lLn kaki»illiln. m| 04Lirri i cc i
7, U. i?
S, •"'. 10, K 17, 1S
i;r 12, H. 14, ].S Organom grehom
l'lkHJLi S j-ru-liHv I m ■ ka r/bona Inog pijcsk. napJfl^ I]CPU^ w»|(ii»i pla>c i plimni p na otocima colEkc pirjano dine [coli
nilJmm tdci >a lrt|a i grrfM'Lia
S^Hnu-nlne hn" [ prt'la lci>cn i vapnm pn«|r>| CL ^-ilnvii i -
MIM.TII v*pnCficdoloniLU/irani vapnenO tvz mlicjklaslićnlh scdiiTicnalđ
Ltobri? MirLtranj ka I kćrtTii 11 Uvodni grcinson Un liiotlq«ti^ni raJhLon-J, primi B-e Uarcniin ,,.,1*1*.
Lan,i ito ^fcJitfC dctnrji >lo|cvi, valc^ifL-ntKful^ma »Ir-H'Vnln-M
h.liučivj Edmi, nelloi i plan klan niu\an na hl.ijn.ry. povrfmama u ■ i nja* 1! In im mJ|chm i rtijt^lirinCu J.riHl«iwn-i Unu*
'vrlo iarl:cila fauna Sl^ljl^a. . miliilaui^a, PF ,!aU^a binlurbariic
CesLo dobalc IciinoJiCnc LioLnSkc jcilmjcc. r^o; > Kr*1imniiii afdliinmlLrra. pojedina:™ ^tlin Hol.* i vi
p I kl'kiim onki binkla-li /a\edr\o = a u torUdii i ni bcnlofLim I pli^lk^l.•Jl^klm urKHU^il^JiM. ..**S.laMi3 !auia..
^lampovir cg'ol bokovi L po|tJ
Fn>lđlLl?L'lii liMklu^ll kmonija organmarr.a u 5 :acij«a L^hLfna lo^ililEm.iiL
platlorn^ki p]ncdfi
36, i/, ia. i4. 2(1.
i I I I
;^lK-£Hb- i ■/nliraih lagune I priobalne bflis s ng-ani^nom cirtijlscijum vodi?
! InLalllals
Madf l*ui i vclslnn pelinima, p^EoLdima rt.LL'id,,^.
<;n..h<.nii[vrTTii ihr^aniJrnil ■■ Lili. | raiLa 1 ikflornim - rešetkama llpuim | n^n-TKii i. ni
.fal.r. raž hola liima ittrnohaknL cEL'rninJi rijHki (!tM,!a ■ital.i|iZ;l,.i|rl b^lt.L..|(4 travama (uiiđ NIHJIPM ''
Konccn I rac[|^ nnpldv Immh i .ibr^d.irjDili sUkl* lacirt^-3
Ki|i?4kj
aiilohuom gaElrn-pcdL d-l^lLJ.ld BCL1C henhiikt r'r.iTnimCrn-
mjes LiriKCf k'pa^ll I
zn±ier
Slika 13-2. Shematski prikaz VVilsonovih (1972) facijesa i standardnih mikrofacijesa
! ^upramla U
cvapuriTii cijLfm nasla u R]p* i anhnL.nL „mH,
NlJiravilJii d^lomili ] Jiodulam jnhi'lnli. mid^Lcri vapucrui bez JĐ^IIE ]'n*ikijci cfVLnih !,.|jhLi1.t kdlkiclc
i n I ra li irrnann'kk 1 bn1
Kiy\ *.;o|i^iii^i ]iTvULljva|U k^rr ■jont^UL 1 lji|e pelinu \ 7 okoljfa i visokim fn-.n'iiimi llln^b'nr' MT u mini 'odi mu.LTn hjnet
20r 23
21. 22, 24
laj; une i/a Yan|s.kDj; ruKi p \r\ Hiumn."
Vrlu razkčiLi Upori gr^iulon nlu mmliLun vapnenca. miesLimlcc |W»ks1.in ^ iilKvIjiinn bioklatlima ih Unl-L'hlni.'vlli ■il,h<-i klasični kla^lili
pciedmačni veliki
'.kifL'V|h>-
K O P N O
Platforma ke
5IK0KI FACUESNf POJAS
i
Tamni tf|N'ii i -nl.nl
Otvorena platforma (pučirL3 n* pJalforrjiii plićaci 5 utVOirilDlll .-irVi*|*,-iinni vndp
VffLO USKI FACiJESNl POJAS
-"\ &. 9, 10
Du ho komoisL i nko]K Icp tOR.W9.jnJ-11Jl-l LL- S karbona Lnim liirturtiLEzna kld Uni j LH^ I-I k 111 nal.'
Padina
; {Cllrid'-hem)
SJROKi ^ACIJESN) PGJAS SMT- :r
1
' hlhMnaL^Jili.
I.iuna i Hora lipira i,t iiilkme pltčal.Lj laguna gablropL^li. \rifc hmLivikih fararmnjlcia i Lt&lrak
h Ln>iii alr^l i r i, kalkrrtnc liirc. ntpmvilria lannrLacL| a icPFbLrc, ,li-.|k:.Uh!-L' pukolmt'
' Samni m.i''LLn..^L-lbriL'
■ « IB'- - i..........'" vni'iirfliliLa UfilavnorTi t-rr laum
|in
FsciJESnl pojasmi i standardni mikrofacijesi kaitmnalniri sedimenata (»Wilsonovi standardni rmkrofacijesi-)
351
pojasa, koji ima slične Urološke i strukturne značajke, u ovom su facijesu, zbog normalnih marinskih uvjeta, mnogo češći brahiopodi, koraiji, cefalopodi i bod-Ijikaši. 3. FACIJESNI POJAS: DUBOKI KUB ŠELFA IM RUB BAZENA nalazi se na podnožju padine karbonatnog šelfa (si. 13-2) i odlikuje se taloženjem vapnenaca koji su sastavljeni od pelagičnih organizama i sitnog biodetritusa koji je donošen s obližnjega plitkoga karbonatnog Šelfa ili karbonatne platforme. Facijes općenito nastaje ispod osnovici' valova i tek nešto iznad donje ra/.ine oksida-cijske zone pa sve do dubine 200300 m. U facijesnom pojasu dubokog ruba šelfa ili ruba ba/,ena uglavnom se talože madstoni i vekstoni s pojedinačnim proslojcima kalcisiltita, vapnenačkih mikrobreča ili krupnozmatih bioklastično-intraklastičnih pekstona. To su masivni, često i debelo slojeviti, Urološki jednolični sedimenti bez laminacije, koji mjestimice mogu sadržavati rožnjake, velike .slampove (inegasliimp) i pojedinačne olistolite. Pojedini laminirani slojevi mad-stona, koji slijede na mikrogradiranim litoklastima i bioklastima pripadaju alo-dapičnim vapnencima ili karbonatnim turbiditima. Fosilna flora i fauna zastupljena je pretaloženim bioklastima plitkomorskih organizama donesenih sa šelfnih ili platformnih plićaka ili grebena te ljušturicama planktonskih organizama. 4. FACIJESNT POJAS: PADINA KARBONATNF PLATFORME obično je smješten iznad donje granice oksidacijske zone i proteže se u pliće područje preko osnovice valova za olujna vremena do osnovice valova za lijepa vremena {si. 13-2). Taloženje se zbiva na nagnutoj kosini padine nagib koji može biti i do 30° tako da su sedimenti nestabilni, često klize i tvore slampove. Osim toga, na padini vladaju vrlo promjenljivi hidrodinamski i sedimentacijski uvjeti koji uzrokuju taloženje vapnenaca sastavljenih od komponenata različite veličine i strukturnih (tekstumih) odlika. To mogu biti jako slampirani slojevi sitnozmatih vapnenaca (megaslump), zatim bioklastični vekstoni/pekstoni, biokalkareniti ili kal-kareniti nastali pretaložavanjem karbonatnog detritusa stvaranog razaranjem organogenih grebena ili prigrebenskog detritusa 5. facijesnog pojasa. Tu se mogu taložiti i vapnenačke breče sastavljene od vapnenačkog detritusa centime-tarskih i metarskih dimenzija. Sedimenti facijesa karbonatne padine često sadrže velike blokove - olistolite plitkomorskih ili grebenskih vapnenaca (»egzotični blokovi") koji svojim dimenzijama prekidaju kontinuitet slojeva vapnenaca u kojima se pojavljuju. Fosilna je zajednica u vapnencima facijesa padine karbonatne platforme alohtona, uglavnom pretaložena s organogenih grebena, zastupljena bioklastima organizama koji grade organogene grebene {5. facijesni pojas). Rjeđe se pojavljuju i različiti inkru.srirajući organizmi. 5. FACIJESNI POJAS: ORCANOGENJ CKEBEN ILI RUB PLATFORME odlikuje se masivnim organogenim, biohermalnim ili biostromalnim, grebenskim vapnencima i dolomitiziranim vapnencima. Stijene se sastoje od skeletne rešetke i interskeietnih prostora ispunjenih sitnim kršjem skeleta grebenotvornih organizama, često s geopetalnom teksturom i »poroznošću efekta kišobrana« (um-brella effects = shelter pomsihj). l/ra/.ito prevladava zajednica grebenotvomih organizama koji su ekološki prilagođeni obitavanju u vodi visoke energije. 6. FACIJESNI POJAS- RUB PLATFORME S VAPNENAČKIM PJEŠČANIM PRUDOVIMA POD STA1 NOM DJELATNOŠĆU VALOVA karakteriziran je plićacima s pješčanim plažama i plimnim prudovima na kojima se akumuliraju velike količine karbonatnib pijesaka pod stalnim djelovanjem valova i plimnih struja,
352
Okoliši taloženja kal&onatnih sedimenata
kao i nestalnim pješčanim otocima s eolskim pješčanim dinama. Ovaj facijesni pojas obuhvaća morske plićake s dubinom vode od najviše 5-10 m pa do iznad srednje razine plime (si. 13-2). Tu se talože dobro sortirani kalkareniti i biokal-kareniti do biokalkrudiri, odnosno ooidni, kortoidni, bioklastični i skeletni grejn-s ton i do radstoni s kosom slojevitošću velikih dimenzija. Za njih je karakteristična visoka koncentracija naplavljenih i abradiranih ljuštura i skeleta iz 5. i 4. facijesnog pojasa. Rjeđe se nalaze i autohtoni, ekološki visokoj energiji i pokretnim pijescima prilagođeni, taksoni kao što su gastropodi, bentoske fo-raminifere, te dasikladaceje. 7. FACIJESNI POJAS: OTVORENA PLATFORMA S LAGUNAMA, ZALJEVIMA I PLIĆACIMA S JAKOM CIRKULACIJOM VODE 1 STALNOM KOMUNIKACIJOM S OTVORENIM MOREM ima plitkomorske značajke s dubinom vode od nekoliko do najviše 10-ak metara. Šalinitet je uglavnom normalan, ali ponegdje može varirati i do vrlo visokog. Tu se talože različiti tipovi vapnenaca: ooidni grejn-stoni, bioklastični grejnstoni/pekstoni i vekstoni pa i madstoni, kokine i ko-kiniti. Fosilna je zajednica vrlo različita: moluske, artropodi, vapnenačke spužve, bentoske foraminifere i zelene alge. Česti su muljni humci (mud mound) nastali hvatanjem i stabilizacijom taloga na morske trave, a uobičajeni su i manji krpasti grebeni (patch reefs). Karakteristična je strukturna inverzija s akumulacijom biodetritusa koji potječe iz drugih okoliša i facijesa. 8. FACIJESNI POJAS: ZAŠTIĆENI PLATFORMNI PLIĆACI 1 l'L.IMNE RAVNICE uključuju najpliće potplimne (subtiđal) i plimne okoliše (intertidai), plimne ravnice (lidalflat) i lagune s ograničenom cirkulacijom vode i visokim salinitefom. Tu se talože velike količine karbonatnog mulja (madston, vekston) s peletima i algaliiim stromatolilima, a u plimnim kanalima koso slojeviti grejnstoni i pek-stoni. Fenestralna grada i stromatoliti osobito su česti na plimnim ravnicama. Posilna zajednica može biti obilno zastupljena, ali ograničena s obzirom na broj taksena. Uglavnom su to gastropodi, zelene alge, neke bentoske foraminifere i ostrakodi, ali fosili često mogu potpuno nedostajati. 9. FACIJESNI POJAS: PLATFORMNI EVAPORITI obuhvaćaju natplimne ili supratidalne i sabfctoi-okoliše, saline, slane močvare i bare na niskome obalnom području sa sporadičnim preplavljivanjem morskom vodom kod visokih plima i olujnih valova. U aridnim klimatskim područjima tu evaporizacijom nastaju ranodijagenetski dolomiti i cvaporiti, a u umjerenim i humidnim klimatskim područjima ranodijagenetski dolomiti bez evaporita. Fosili uglavnom nedostaju, osim modrozelenih algi i račića koji žive u salinama. U ovih devet facijesnih pojasova VVilson je (1975) na osnovi sastava i struk-turnotekstumih značajka vapnenaca, sadržaja primarnih strukturnih sastojaka, sadržaja fosilne flore i faune, dijagenetskih značajka i zajednice tipova sedimenata izdvojio 24 standardna mikrofacijesa čije su osnovne značajke prikazane u tabl. 13-1. Pri primjeni VVilsonovih facijesa i standardnih mikrofacijesa, premda je vrlo praktična, obično se nailazi na velike poteškoće pri istraživanju vapnenaca ta-loženih u faci jesnom pojasu 2 (otvoreni Šelf) i facijesnom pojasu 7 (plićaci i lagune na unutrašnjoj platformi s otvorenom cirkulacijom) jer se isti ili vrlo slični tipovi standardnih mikrofacijesa pojavljuju u ova dva sedimentacijski zapravo vrlo različita facijesa. Ako se pri istraživanju pozornost ne obrati na mikrofa-cijese u podini i krovini tada obično dolazi do zamjene tih dvaju facijesa i time, naravno, do bitno drukčije interpretacije uvjeta i okoliša taloženja.
Faaiesm O0|asow I standaiđr" tnikrolaci(e$i kaibonatmh sedimenata (■Wilsonow standardni mikiolaci/esi«
353
Tablica 13-1. Tipovi i osnovne značajke standardnih mikrofacijesa SMF (prema: Wilson, 1975; Flugel, 1982) SMF Litokiloške i teksturne značajke 1
Okoliš taloženja
Sptkulit. Tamni glinoviti vekston, organskom supst. bogati spikulitni kalcisiltiti. Spikule obično paralelno orijentirane i potisnute kalcitom
Bazen, dubokovodni okoliš sa slabom sedimenta čijom (FP-1)
Mikrobioklastični kalcisiltit. Sitni bioklasti i peloidi u vrlo sitnozrnatom grejnslonu ili pekstonu; ri-plovi malih dimenzija s kosom laminacijom
Otvoreni šelf u blizini donjeg dijela padine, dublji rub Šelfa (FP-1, FP-2)
Pelagični madstoni i vekstoni. Mikritni matrik.s sadrži razasute pelagične fosile (radiolarije, globi-eerinej ili megaiaunu (krhotine tankol]ušturn\h ivavlina)
Isto kao kod 2. SMF (FP-1, FP-2)
Mikrobreča ili bivklastična-litoklastični pekstoni. Zaobljena zrna, česta gradacija. Zrna nolimiktnog ili monomiktnog porijekla: kvare, roznjaci i karbon a tni detritus
Usov čela padine, resedi-men tirani vapnenci (FP-3, FP-4)
Grejnstani/pekstani ih floutstoiii s bioklastima nanesenim s organogenog grebena, Geopetalnc ispune i poroznost efekta kišobrana s usipanim sedimentom
Grebenska
Grebenski rndstoni s velikim bioklastima ili razlomljenim dijelovima organogene skeletne rešetke biohermi; nema matriksa
Predgrebenska padina (Fo-rereef slove); zona visoke energije (FP-4)
pličina
flnnk) (FP-4)
(Reef
7 Baundstoni s in situ litificiranim sesilnim organizmima. Kao podtip: Tremstoni, bindstnni ili bafl-stoni
Organogeni greben cesto na rubu platforme (FP-5)
8 Vekstoni s cijelim organizmima uloženim u mikrit. Samo pojedinačni bioklasti. Dobro očuvana ino-fauna i epifauna
Šclfna laguna s otvorenom cirkulacijom; niska energija vode ispod normalne osnovice valova (FP-2; FP-7)
9 Bioklastični vekstoni ili bioklastični mikriti. Fragmenti skeleta različitih organizama; mikritizira-ni bioklasti, bioturbacija
Plitka voda s otvorenom cirkulacijom iznad ili jedva ispod osnovice valova (FP-7; FP-2)
10
Pekstuni/vekshvii bioklastima
11
Grejnstimi s obavljenim bioklastima i sparitnim cementom
s obavljenim i
abradiranim
12 Kukma, bioklastični vekston, grcpitton ih rudshmc s koncentracijom školjkaša, krinoida i dasi-kladuceja
Strukturna inverzija: prevladavaju zrna koja potječu iz pličaka s visokom energijom i koja su nakon Spuštanja niz padinu taložena u mirnoj vodi (Fp-7; FP-2) Pijesci na rubu platforme sa stalnom djelatnošću valova na osnovici ili iznad osnovice valova (FP-6) Obično na padini i rubu šelfa (FP-6)
354
Okuliši falajenia karbniialnili sedimenata
StvlF
Litolološke i teksturne značajke 13
Okoliš taloženja
O'ikoiditi (biospnntni) grejnstom
Vrlo plitka voda umjereno visoke energije (FP-6)
14
Lng-vapnerici. Obavljena i abradirana zrna mjestimice pomiješana s ooidima i peloidima koja su f'ocrnila ili su kolorirana Fe-mineralima; alohtoni itoklasti. Tanki slojevi.
Polagana akumulacija krupnozrnatog materijala u zoni s jakim ispiranjem valovima (FP-6)
15 Ooliti s dobro sortiranim ooidima s tangencijalnom strukturom ovoja, promjera obično od 0,5 do 1,5 mm; česta kosa slojevitost 16 Peletni grejnstoni. Vjerojatno fekalni peleti, mjestimice pomiješani s ostrakodima ili forami-niferama
Ooidni plićaci, žali i plimni prudovi s visokom energijom (FP-6) Vrlo topla plitka voda sa samo umjerenom cirkulacijom (FP7; FP-8)
17 Greipston, pelspnrit ili zrcpisttm s agregiranim zrnima, aglutiniranim peloidima i pojedinačnim obavljenim zrnima
Zaštićeni plićak s ograničenom cirkulacijom vode, plimne ravnice (FP-7; FP-8)
18
Plimna ravnica i kanali laguna (FP-7; FP-8)
Fomminiferski ili dnsikladnccjski grejnstoni s koncentracijom skeleta foraminifera i dasikladaceja
19 Loferiti, laminirani madstoni/vekstoni prijelaz u fenestralne pelsparite. Česta ostrakodno-peloidna zajednica, sporadično foraminifere, puževi i alge 20
21
Algalni stromatoliti i stromatolitični tmdstoni
Svongistromalni madstoni. Algalne i mikrobakterijske konvokicije u mikritu
Izolirani zaljevi i slane bare (pimds) (FP-8) Plimna zona ili intertrdal (FP-9) Plimne bare (Tidtil ponds) (FP-8)
22
Floulslotti/vestoni, mikriti s krupnim onkoidimn
Stajaća ili mirna voda na rubu bare (FP-8)
23
Nelaminirani, nefosilifemi homogeni čisti mikriti, mjestimično kristali evaporitnih minerala
Hipcrslane plimne bare (FP-8; FP-9)
24 Radstani ili flmttstoni s krupnim litoklastima i biokiastima, Klasti obično sadrže mikrit bez fosila; povremeno imbrikacija klasta i kosa slojevitost; bez mikrita
Lag-sedimenti u plimnim kanalima »intraformacijske breče« (FP-8)
SMF = standardni mikrofacijes FP = facijesni pojas
i3.3. Ciklička sedimentacija, karbonatni ciklusi i sekvencije U tijeku normalnih sedimentacijskih procesa na karbona trtim platformama, taloženje se stalno zbiva vrlo blizu morske ra/ine, a ponekad i iznad nje. Posebice je to izraženo u najplićim dijelovima platformi, zbog progradacija plim-
Ciklička sedimenlacija, Karbonatm ciklusi i setojencje
355
nih ravnica, bočnih migracija, odnosno progradacija, plimnih prudova i kar-bonatnih pješčanih tijela i gebena u smjeru mora te vertikalnih porasta količine akumuliranih taloga u potplimnoj zoni koji praktički uzrokuju opadanje dubine vode - opiićavanje koje se manifestira periodičnim vertikalnim redanjem »ciklusa oplićavanja naviše« (shalloiving-upivnrd cycies). Prevladavajuću ulogu kod toga igraju struje plime te povremeno valovi izazvani jakim vjetrovima i olujama. Okoliši u kojima se osjeća djelatnost struja plima i oseka obuhvaćeni su općim imenom PER1PLIMNI JU PERITIDALN1 OKOLIŠI {perilidal environmenls -Folk, 1973) pod kojima se podrazumijevaju tri glavne zone: - POTPI.IMNA ILI SUBTIDALNA ZONA kao najniži dio plimne ravnice koji se stalno nalazi ispod morske razine, tj. razine oseke (v. pogl. 13,7); - PL1MNA ILI INTERTIDALNA ZONA, tj. onaj dio plimne zone i piimne ravnice koji se nalazi iznad razine oseke i ispod razine plime kod normalnih plima (v. pogl. 13.6); - NATPLIMNA ILI SUPRATIDALNA ZONA kao najviši dio plimne zone i ravnice ili blage, ravne obale s niskim reljefom, koji je samo povremeno poplavljen morem i to obično za vrijeme olujnih valova, povremenih visokih plima ili je pak samo vlažen morskom vodom zbog prskanja pri visokim valovima (v. pogl. 13.5). U periplimnim okolišima često se nalaze »CIKLUSI OPLIĆAVANJA NAVIŠE« s vertikalnim redanjem različitih litoloških strukturno-teksturnih tipova vapnenaca taloženih u potplimnoj pa zatim plimnoj, a ponegdje i natplimnoj zoni sa ili bez vađoznih tvorevina. Pojedine primjere takvih ciklusa prikazuju si. 3-3C; 13-4 i 13-513). Iznimno lijepo i jasno razvijeni ciklusi oplićavanja naviše često se nalaze u periplimnim vapnencima jadranske karbonatne platforme (Tišljar, 1979b i 1983; Tišljar et al., 1983; Tišljar i Velić, 1987; Volić i Tišljar, 1987; Tišljar et al., 199]). Dobri i ilustrativni su primjeri cikličke sedimentacije u periplimnim okolišima područja s aridnom klimom s ciklusima oplićavanja naviše »regresivni sabkha ciklusi« ili »sabkiia sekvencije« pobliže opisani u pogl. 10 i prikazani na si. 10-1 i 10-2. Kud plitkomorskih vapnenaca taloženih u plićacima karbonatnih platformi često se javljaju sekvencije ili ciklusi s jasnim povećanjem dimenzija zrna od dna prema vrhu sekvencije (si. 13-5 i 13-9), odnosno »SEKVENCIJE POKRUPLjA-VANJA« (coarsening-upivard secjuences), a uglavnom su posljedica porasta energije vode ili progradacije karbonatnih pješčanih tijela i organogenih grebena. Nerijetko se nalaze i sekvencije koje su kombinacija oplićavanja i porasta energije vode, kako je to Čest slučaj u gornjem malmu i u donjoj kredi Istre (si. 13-4). ObTatno u odnosu na porast energije vode, tj. u uvjetima postupnog opadanja energije vode, često povezanog s procesom produbljavanja ili transgresije, nastaju sekvencije koje završavaju s talozima sve sitnijeg zma. To su »SEKVENCIJE S OPADANJEM VELIČINE ZRNA NAVlSE« ili »SEKVENCIJE POSITNJAVANJA« (fi-ning- upumrd secjuences). Sekvencije i ciklusi oplićavanja naviše u karbonatnim su stijenama posljedica postupne promjene okoliša i uvjeta taloženja tijekom vremena zbog djelovanja vanjskih i unutrašnjih prirodnih procesa na i oko karbonatne platforme. Najvažniji vanjski procesi su globalne oscilacije morske razine, tj. opća dizanja i spuštanja morske razine u svjetskim morima, koja se najjače odražavaju baš u plićacima karbonatnih platformi, te globalni tektonski događaji. Na karbonatnim platformama, međutim, djeluju i unutrašnji prirodni procesi koji do-
356
Okolni lalo£en|a kaibonalnih sedimenata
vode do promjene okoliša taloženja bez bilo kakvih globalnih promjena morske razine i globalnih vertikalnih tektonskih pokreta. To su: progradacija plimnih ravnica, brzo i veliko nakupljanje sedimenata u porplimnom okolišu, progradacija grebena, migracija i progradacija karbonatnih pješčanih tijela, intenzivni prijenos kaTbonatnog detritusa iz potplimnih plićaka ili obalnog lica (shoreface) i njegovo taloženje na unutrašnjem šelfu (offshore) te lokalna tektonika unutar dijela platforme. PROGRADACIJA PLIMNIH RAVNICA, tj. bočno širenje plimnih ravnica u potplimnu zonu i preko potplimnih okoliša, posljedica je pretaložavanja taloga iz potplimnih okoliša na plimnu ravnicu ili rubne dijelove prednjeg žala (plaža ili fareshore) tijekom olujnih valova ili olujnih plima. Premda dio sedimenta na pUmnoj ravnici može nastati izravnim organskim i anorganskim izlučivanjem karbonatnih i evaporitnih minerala (v. odjeljak 9.1.1 i 10.1), pretežiti dio taloga na plimnoj ravnici i narplimnoj zoni potječe od naplavljivanja iz potpUmne zone i njegovog vezivanja na cijano bakterijske algalne livade (v. odjeljak 9.1.2.7 i 13.6.2). Takvim nakupljanjem taloga plimna ravnica postupno bočno napreduje u potplimnu zonu i na taj način na sedimente porplimne zone talože se
s
-0,5
•T'' r'r "
Biomikrit
■■■■fr-i-'.--.:ft-: £-.g^
Pelspant
LLH-stromatnllt
e
&
B A. B A
a A, B A B
Gore; Erodirana povrJina i proilojakperiti dalne bcete ili "mud pebble"konglameratrj Fentstratni miknt (zelene alge, gastropadi) Fenestrnlni LLHshomotiilit Biomikrit (zelene aLgel "LLH-»>romatoli t Intraklaititni blosp.skalopnlrt Šupljinama ikeleta aaitropoda ILHstrcmatoat Biomikrit ja zelenim algama i gastropodi mo Fenestrnlni LLHstromatolif Peloidolni bi osporit LLHstromarolit Peloidolni biosparit Igastrogodi,zelene alge, benriCke foraminiferel
LECEKDA; B,-
0ORNJI INTERTIDAL 00 SUB'IDAL - PLITKI SUBTIDAL
A,- LASUNA B A
- INTESTIDAL - PLITKI SUBTIDAL
Slika 13-3. Primjer ciklusa oplićavanja naviše u periplimnim (penlića!) vapnencima valendisa Istre, kamenolom Sošici (»peritidaini ritmovi" - Tišljar et al., 1983)
Ciklička sfđrmentaa/a, karbonatu i ciklusi i sekvenciie
357
FEHESTRALNI MIKRIl/PELSPARIT IZMJENA LLH-STKOMATOUTA 1 OLUJNIH (TEMEPESTITI BRECA (Fragmenti fenestralnoa, miitrito i stromntolifa nabačenih □lisnim volovima no intertidal obraSteni algalmm livadama-s t r o m a t o h t i m o !
FENESIRALNI LLH-STRGMATDLIT FENESTRALNI MIKRIT S PELETIMA I KRIPTAIGAINIM LAMINAMA FENESTRALMI LLH-STRDMATOLIT / PERITIEALNA OLJJNA BRECA (Fragmenti fenestralnoa mikrita i stromatoLita olujnim valovima nabačeni nn intcrtldaS preraSteni _nlgalnim livadomo-stromarolitimol 6
A
A-O-T^r—1
^iJCJp?
Wš rTxry_
^E± |
-■ 1
LLH-STROMATOLIT
' FENESTRALN1 MIKRIT/B [OMI KRIT
■" r ■ i
i
Slika 13-4
Dva tipa karakteri sličnih ciklusa oplićavanja naviše uz porast energije vode u haremu Istre, zasjek ceste kod Dvigrada (»stromatolitno-peritidalm ciklusi" - Tišljar et al., 1983): A faza taloženja u plitkoj potplimnoj zoni; B - plimna ih intertidaloa laza sa stvaranjem algalnih livada, tj stromatolita i C - inleriidaina faza s isušivanjem/stezanjem, vlaženjem/rastezanjem i razaranjem taloga desikacijskim pukotinama te pretaložavanjem fragmenata strujama plima, valovima i olujnim plimama (storm-tidal deposils), a zatim u niskoenergijskom razdoblju ponovnim obrastanjem akumuliranog detritusa algalnim livadama (sedimenti faze C obično su akumulirani u širokim. plitkim plimnim kanalima)
sedimenti plimne /one ili plimne ravnice što u vertikalnom slijedu sedimenata rezultira sekvencijom oplićavanja koja obično završava intertidalnim tato/ima sa ili bez pukotina isušivanja ili vadoznih tvorevina (v. si. 3-3C; 13-3 i 1.3-4), a ponegdje na intertidalnim talozima i supmliđalnim karbonatima i sabkha eva-pnritima (si. "10-1. i 10-2). Velika raznovrsnost sekvencija oplićavanja je izravno ovisna od brojnih čimbenika od kojih su najvažniji: tip sedimenata i brzina taloženja na plirnnoj ravnici, tip plimne ravnice s obzirom na visinu plime i oseke (niske, srednje ili visoke plime), dimenzije plimne ravnice i njihov odnos prema potplimnoj zoni, vrsta sedimenata u potplimnoj zoni, energija vode, klima i si. Nova sekvencija počinje nakon ponovnog preplavljivanja dijela ili cijele plimne ravnice zbog toga što su iznosi akumulacije taloga na sve prostranijoj plirnnoj ravnici sporiji od iznosa tonjenja platforme, zbog dizanja morske razine, promjene energije, klime, tipa plima i ekoloških uvjeta na plirnnoj ravnici i u potplimnoj zoni i još mnogih drugih čimbenika.
358
Okoliši laloJienia karbanatmh sedimenata
BRZO I INTENZIVNO VERTIKALNO NAKUPIJANJF SKDIMENA'IA U I'OIPLIMNOJ ZONI također dovodi do stvaranja sekvencija oplićavanja ako iznosi nakupljanja taloga u potplimnoj zoni prevladavaju nad i/nosima tonjenja platforme a da nije bilo značajnije opće oscilacije morske razine, tj. morska razina svjetskih mora je bila stalna. Pri tome zbog stalne i brze vertikalne akumulacije taloga dublji dijelovi potplimne zone postaju sve plići potplimni okoliši koji na kraju mogu prijeći u plimne okoliše, tj. na sedimentima dubljeg dijela potplimne zone slijede taloži plićeg dijela potplimne zone pa zatim taloži plimne zone ili plimne ravnice. Svaka takva sekvencija oplićavanja naviše pokazuje oplićavanje, odnosno relativno snižavanje morske razine od svoje osnovice prema vrhu a da u okolišu taloženja, jednako kao što je to slučaj i kod sekvencija nas-talih progradacijom plimne ravnice, zapravo nije došlo do bilo kakvog snižavanja morske razine. Posebno je, stoga, važno da kod sedimentološke interpretacije facijesa s ciklusima oplićavanja naviše govorimo o relativnim a ne apsolutnim ili općim snižavanjima morske razine jer ona imaju istovremeno regionalni, a ne lokalni, odraz na uvjete i okoliše taloženja. I'ROCKADACIJA GREBENA uzrokuje pojavljivanje sekvencija oplićavanja ali i sekvencija pokrupnjavanja, posebice u visokoenergijskim predgrebenskim okolišima na rubnim dijelovima karbonatnih obrubljenih šelfova (si. 13-1). Zbog manje-više kontinuirane gradnje organogenih grebena i njihove razgradnje pri djelovanju snažnih olujnih valova na prednjem dijelu grebena (jore-reef) na padini grebena prema otvorenom moru akumulira se grebensko kršje. Na taj način dolazi sve više i više do ispunjavanja i oplićavanja grebenske padine. Kad je takvom akumulacijom grebenskog detritusa na gornjem dijelu padine stvoren plićak pogodan za život grebenotvomih organizama, na akumuliranom grebenskom kršju može se stvarati organogeni greben. Na taj je način došlo do progradacije grebena, odnosno bočnog širenja organogenog grebena po predgrebenskoj padini, ali u vertikalnom slijedu i do taloženja sekvencije koja počinje sitnozrnatim sedimentima donjeg (dubljeg) dijela predgrebenske padine, preko sve krupnijeg i krupnijeg grebenskog detritusa srednjeg i gornjeg dijela predgrebenske padine pa do grebenskih biolititnih tijela koja mogu biti fosilno očuvana ili mogu biti energijom valova razorena i pretaložena kao kru-pnozrnati bioklastični vapnenci u obliku klinoformnih tijela (si. 13-10). MIGRACIJA I PROGRAUACIJA KARBONATNIH PJEŠČANIH TIJELA ima u plićacima karbonatnih platformi s relativno visokom energijom vode veliku mogućnost stvaranja cikličnih sekvencija oplićavanja i sekvencija pokrupnjavanja bez globalnog snižavanja morske razine, tj. kod stalne razine. To se zbiva u okolišima sa sustavom pješčanih plaža, barijera i plimnih delti, posebice na kar-bonatnoj rampi i plićacima na rubovima karbonatnog šelfa, zbog bočne migracije i progradacije pješčanih prudova i barijera od obale u smjeru mora, kao i karbonatnih pijesaka nastalih strujama oseke (ebb delta), prema unutrašnjem šelfu u uvjetima dobre opskrbljenosti novim i novim količinama karbonatnog detritusa (bioklasta, intraklasta, peloida, ooida). Na taj način preko sitnozrnatib sedimenata unutrašnjeg šelfa taloženih ispod osnovice valova za lijepa vremena (dubina 5 do 20 m), tj. vekstona pekstona, talože se u tijeku olujnih vjetrova velike količine pješčanih taloga - grejstona s humČastom kosom slojevitošću, Što uzrokuje oplićavanje šelta i stvaranje sve plićih okoliša na relaciji: obalno lice ili potopljeni žal (shorefacu) - prednji Žal (foreshore) s taloženjem sekvencija pokrupnjavanja naviše kako je to detaljnije obrazloženo u pogl. 13.7.2. Migra-
Ciklička sedunenlacija, karbonatm ciklusi" i serivenciie
359
ENERGIJA
e m B VoVoV) INTRAKL.-BIOKLOREJHSTON 14 '■'■:.'.-::\ PEIETN1-BI0KL0REJNST0N
ie i*
v.-K PEIETNIYEKST0N-PEK5T0N
i' k1 1i 1 1 1 1 1 1
MADSTOH
KOSOSLCJEVITI
f
T^
1 I AlOALNO-PELETNI VCKSTOH
* UTOLOGIJA NAPLAVLJENI OOIDI
-----* *.
. <
OKOLIŠI PLIMNI PRUD S NAPLAVLJENIM OOIDIMA I VADOINOM DIJAOENEZOM
BREJNSTON
EROZIJSKA POVRŠINA c VADOZHI OOIDI SMJNSTOH
VADOZNA ZONA VADOZNA ZOMANAOPUMNA ZONA
VADDZNI OOIOI I VEKBTOH-PIKfTOH
EROZIJSKA POVRŠINA -FEMESTRALNI-
GORNJI 1NTERTIDALPL ITKI SUBTIDAL
MADJTON S VAOOZNIU SILTOM
PLIT KI SUITIDAL LAOUNA
B Slika 13-5. Primjeri sekvencija pokrupnjavanja naviše i ciklusa oplićavanja naviše. A - sekvencija s povećanjem veličine zrna naviše (sekvencija pokrupnjavan|a)_ nastala postupnim rastom energije vode Otriv Istre (Šterna-Gustinja); B - ciklus oplićavanja naviše u gornjem malmu u Skrivenoj Luci, otok Lastovo (<>Vadozni ciklus« - Tišljar, 1985). Ciklus je dobar primjer progradacije ooidnih prudova preko taloga izrcnjenih iznad srednje razine oseke. Na talozima tipične plitke potplimne zone do natplimne i vadozne zone (članovi A, B. Ci, C) zbog porasta . energije vode pri visokim plimama ili olujnim valovima nabačeni su i naplavljeni ooidi u obliku pruda (Ai -početak novog cilkusa koji može i izostati). U gornjim dijelovima pruda. tj. iznad razine plime, ooidi su izloženi vadoznim dijagenetskim procesima Član Ci često nije razvijen
360
OKoliši laJoženja karbonatmh sedimenata
čija pješčanih barijcmih prudova i pijesaka plimnih delti {flaad deltu) moguća je i u smjeru kopna, tj. pijesci barijera, plimnih delti i ooidnih prudova olujnim valovima i/ili jakim plimnim strujama mogu biti naplavljeni u lagune između barijcmih otoka i plimne ravnice ili obale, ali i na plimne ravnice i niske obale sa širokim plimnim zonama {v pogl. 13.6). U takvim slučajevima nastaju se-kvencije oplićavanja naviše i sekvencije pokrupnjavanja naviše koje započinju muljevitim lagunskim talozima a završavaju peioidnim, bioklastičnim, intra-klastičnim ili ooidnim grejstonima do radstonima s kosom slojevitošću (odjeljak 13.7.2; si. 13-9). Zbog globalnih događaja u sedimentacijskom bazenu i njegove opće evolucije - kao što su primjerice, oscilacije razine svjetskih mora, veća brzina to-njenja platforme ud brzine akumulacije sedimenata ili obratno - kao i vertikalnih tektonskih pokreta pojedinih blokova u dijelu sedimentacijskog prostora na platformi (spuštanje ili dizanje pojedinih blokova pri vertikalnom rasjedanju uz stvaranje UNUTAR? I, ATFORMNOC KORITA ili izdignutih platoa), platformni karbonatni sedimenti taloženi su u transgresivnim, odnosno regresivnim ciklusima. Takvi se ciklusi, ukoliko imaju velike debljine obično nazivaju MEGAC1-KLUSI, a ako su manjih debljina TRANSGRES1VNA SEKVENCIJA, odnosno REGRESIVNA SEKVENCIJA. TRANSCRESIVNA se SEKVENCIJA odlikuje, odozdo prema gore, redanjem slojeva ili paketa slojeva vapnenaca kuji pokazuju utjecaj sve dubljeg i/ili otvorenijeg mora, tj. redan;J slojeva koji su taloženi u sve dubljim i/ili sve otvorenijim marinskim oko'išima kao na primjer; stromatoliti plimne zone - peletno-skeletni vapnenci plitkog subtiđala onkoliti zaštićenog plićaka - biomikritni (oligosteginski) vapnenci otvorenih plićaka s utjecajem planktonskih ili pučinskih (pelagičnih) organizama. REGRESIVNA SEKVENCIJA je karakterizirana redanjem, odozdo prema gore, slojeva ili paketa slojeva karbonatnih sedimenata koji pokazuju jasni utjecaj oplićavanja, na primjer: onkolitni vapnenci zaštićenog plićaka - biomikriti/pcl-mikriti plitkog subtiđala - fenestralni pelmikriti donjeg dijela plimne zone -LLH stromatoliti plimne ravnice s pukotinama isušivanja i/ili desikacijskim brečama, odnosno biomikriti plitkog subtiđala - fenestralni pelmikriti donjeg dijela plimne zone - vapnenci s vadoznim tvorevinama - paleokarstifikacija ili emerzijske brečc. Kao dobri primjeri za ilustraciju regresivnih sekvencija (makrociklusa) su vapnenci oksford-kimeridža s regresivnim brečama i boksitima u zapadnoj Istri (Velić i TiŠljar, 1988), barema i apta Istre s općom emerzijom u aptu (si. 13-6; Velić et al., 1987) i malma Biokova s emerzijom u srednjem mahnu (Tišljar et al., 1989), gornjeg malma na Lastovu (Tišljar, 1985), a transgresivnih sekvencija (megaciklusa) sedimenti gornjeg titona zapadne Istre (Velić i Tišljar, 1988), donjeg alba Velog Brijuna (Velić i Tišljar, 1988), donjeg turona i kampana otoka Brača (Gušić i Jelaska, 1990) i još mnogi drugi.
r-aciiejne karaktensliKe vapnenaćkili taloga izronjenih u vaduznu ih subaersku .Dim
361
i3.4. Facijesne karakteristike vapnenačkih taloga izronjenih u vadoznu ili subaersku zonu i vapnenaca izloženih kratkotrajnoj emerziji i pradavnom okršavanju U karbonatnim talozima koji su izronili iznad razine mora i tako kraće ili duže vrijeme bili izloženi subaerskim uvjetima u vado/noj zoni (si. 9-20), zbog djelomična otapanja taloga pod djelovanjem slatke meteorske vode, nastaju brojne šupljine otapanja, kaverne i koro/ijske šupljine. Takve su šupljine zatim ispunjene internim sedimentom (si. 9-6 C,E i F; 9-10 B) ili pri isparavanjima vode u sušnim razdobljima u njima i/.lučenim kalcitnim mikrostalaktitnim ili gravitacijskim i meniskusnim cementima (si. 9-6E; 9-21 E i F). Kao interni sediment taloži se vadozni kristalni ili poletni silt, odnosno mehanički istaloženi, uglavnom u šupljinu usipavani, sitni karbonatni materijal preostao pri otapanju vapnenačkog taloga ili pak nastao u površinskim dijelovima taloga kristalizacijom iz parnih otopina (v. pogl. 9.1.5.1. i si. 9-6 C,F i F). Cesto takve šupljine otapanja i kaverne s internim sedimentom imaju geopetalnu teksturu, ponegdje i s više generacija internog sedimenta (si. 9-6 E i F). Bitna značajka taloga izloženih subaerskim utjecajima u vadoznoj zoni jesu i vadozni ooidi ili pizoidi (vadoidi), česte erozijske površine između fencstral-nih vapnenaca i vadoznih vapnenaca kao i unutar samih vadoznih vapnenaca (si. 3-3C i 135B) te fenestralna građa i obilje šupljina otapanja ispunjenih va-đoznim kristalnim siltom. U takvim se vapnencima nalaze vadozni ooidi različitih dimenzija, oblika i unutrašnje građe (si. 9-6 C,D i E), često s obrnutom gradacijom ili elongacijom pizoida na donjoj strani. Sve se te vadozne tvorevine u pravilu unutar vapnenaca koji su još kao taloži izronili u vadoznu zonu pojavljuju u nepravilnom kontaktu s podinskim, najčešće pcriplimnim vapnencima koji obično pokazuju izrazite tekstume i strukturne odlike vezane za oplićavanje od zaštićenog plićaka i plitkog subtidala preko interlidala u vadoznu zonu, odnosno često ih nalazimo kao članove ciklusa oplićavanja naviše (Tišljar et al. 1983; Tišljar, 1979b; 1985), kako to prikazuje si. 13-5B. Na vapnencima koji su izronili iznad srednje razine plime i bili izloženi vadoznoj dijagenezi obično nala/.imo vapnence koji su laloženi nakon ponovna preplavljivanja i koji tvore početak novog ciklusa oplićavanja naviše ili pak vapnence s pretaloženim vadoznim ooidima, intraklastima, crnim valuticama, fragmentima kalkretnih kora, stromatolite ili grejnstone tipa tzv. stijena plaža (be-ach roeks). - Karbonatni sedimenti koji su zbog regresivnih tendencija u sedimenta-cijskom bazenu ili dijelu sediment.icijskog prostora izronili iznad srednje razine mora i tu kraće ili duže bili izloženi pradavnom okršavanju ili emerzijskoj fazi odlikuju se »mikrookršavanjem« (microkarst strueture). Površina im je neravna s izraženim internim reljefom u kojemu su nepravilna udubljenja, šupljine otapanja i kaverne ispunjene fragmentima vapnenaca preostalih nakon okršavanja ili paleokrškim brečama. Redovito pokazuju fenomene djelomična otapanja i
362
Okoliši taloženja kaibonalmh sedimenata
Slika 13-6. Pojednostavljeni korelacijski prikaz geoloških stupova s reduciranim debljinama pojedinih tacijesa aptskih vapnenaca u Istri kao posljedice raznodcbmri početaka i različitog trajanja emerzija (iz: Velić, Tišljar 8 Sokač, 1987)1 1 = potplimni biomikriti/biospariti s loraminiferama; 2 = »black pebbie«-breče. 3 - periplimni mikriti/fenesiralm mLkriti; 4 - emerzijske breče i »mud-pebble« konglomerati s glinovitim matriksom, 5 = algalni bi omi kriti/bi os pa rit; plićaka s pokretljivom vodom, 6 = prigrebenske kokine; 7 = dobro sortirani biointraspariti plićaka s pokretljivom vodom; S = lagunski masivni mikriti/onkoliti; 9 - prudni biosparruditi s kortoidima. bioklastima koralja, bodljikaša i gastropoda; 10 = intraspariti visokoenergijskog plićaka; 11 = prudni kososlojeviii biospariti; 12 - olujne breče (tempestiti); 13 = periplimni (peritićalni) tankoslojeviti s t rom a to I iti/pe I m ikr i ti
okršavanja već litificiranih vapnenaca. U njima se obično nalaze i tanje ili deblje kalkretne kore, kalcitne cjedine po obodima šupljina i kaverni, speleotemski fenomeni i zone crvenkaste, smeđastocrvenkaste ili narančastocrvcnkaste boje kao rezultat snažnih oksidacijskih procesa u subaerskim uvjetima. Tu su Česte i tanke lirnonime i hemadtne kore na gornjim slojnim plohama vapnenaca ili kovrčane i borane tankolaminirane šaro. Vapnenci s mikro-okršavanjem sadrže milimetarske i centimetarske pukotine i prsline ispunjene nekarbonatnim sedimentom (glinom, zemljom crvenicom, boksitičnim materijalom), a u gornjim dijelovima slojeva okršenih vapnenaca i autigeni kvare kao posljedicu površinskoga trošenja i prekristalizacije si-licijske supstancije u blizini paleorazine temeljne vode (Flugel, 1982).
Natplimni okoliš ili supislidal
363
Onda kad je cmerzija trajala nešto duže, ut već navedene fenomene pradavnog okršavanja vapnenaca, čestu se nalaze i tanji ili deblji, nepravilni ulošci i proslojci emerzijskih breča (Tišljar et al., 1983; Glovacki-Jernej & Jelaska, 1986). Zbog cmerzija koje su trajale nešto duže, uz nepravilne proslojke emerzijskih hreća koje obično sadrže ilit-montmorilonit-kloritni matriks (Tišljar, 1978b; 1986; Tišljar et al., 1983), uobičajene su i manje ili veće redukcije debljine vapnenaca one kronostratigrafske jedinice u kojoj su se takve emerzije zbivale (Ve-lić et al., 1987; Velić i Tišljar, 1987; Tišljar et al. 1989), kako to na primjer prikazuje si. 13-6. Vapnenci koji su izronili i/nad morske razine i bili u emerziji U pravilu su intenzivno re kristaliziran i, često s rekristalizacijom potpuno uništenim primarnim strukturnim komponentama. To se vrlo lijepo može zapaziti kod gotovo svih vapnenaca u podini hoksitnih ležišta.
135. Natplimni okoliš ili supratidal Natplimni okoliš ili supratidal uglavnom je ravna površina sa slabo razvijenom morfologijom, koja se nalazi i/nad najviše razine normalne plime u koju su izronili još nevezani, morskom vodom natopljeni karbonatni taloži, a koja povremeno kod visokih plima, olujnih valova i prskanja mora kod olujnih nevremena dolazi pod utjecaj morske vode (si. 13-7). Kao sinonim za supratidal upotrebljava se još i termin supralitoral (v. tab. 12-2) i prednji žal (foreshore -v. si. 12-10) ako je energija vode visoka i sadrži velike količine karbonatnih pijesaka. U udubljenjima i depresijama na natplimnoj zoni često može zaostajati morska voda u obliku slanih bara, salina ili sabkhi u kojima u uvjetima aridne klime uz evaporizaciju nastaju evaporiti (pogl. 9.1.5.6. i 10). Osnovna litološka značajka natplimnog okoliša (supratidal) jest izmjena vapnenaca i ranodijagenetskih dolomita koji se sastoje od stromatolita, fekalnih poleta i dolomikrita s pukotinama isušivanja, pukotinama stezanja (shrinkage eraks) konkordantnim sa slojevitošću, fencstralnom građom, vadoznim siltom i vadoznim ooidima (si. 9-33. - prilog si. 18; 9-34. = prilog si. 19. i 9-35). Osim vapnenaca s vadoznim tvorevinama i ranodijagenetskih dolomita u ovom se okolišu u aridnim uvjetima mogu naći evaporiti, osobito nodulami anhidriti koji su vezani uz saR/iuokoliše i regresivne SflMrJifl-sekvencije (si, 9-26; 9-27; 9-28. - prilog si. 14, 15. i 16; 10-1 i 10-2). Sedimenti taloženi na natplimnom okolišu odlikuju se fenestralnom građom, nepravilnim lam mari jama mjestimice potenciranim tankim bituminoznim filmovima, desikacijskim pukotinama (si. 9-33. = prilog si. 18. i 21; 9-34 i 9-35A), ulošcima desikacijskih breča i intraklastičnih stijena (si. 9-35C) koje su nastale akumulacijom detritusa nabačenog i naplavljenog visokim plimnim i/ili olujnim valovima na natplimnu zonu, tj. olujnih plimnih sedimenata (storm tide dc-posih, tempestites). Fosilni su ostaci rijetki ili potpuno izostaju. Nerijetko se u natplimnim karbonatima nalaze tanke kalkretne kore, skršeni vadozni ooidi ili piz.oidi oblika polumjeseca (halfmuon pisoids) i vadozni kristalni silt, teksture pješčanog sata s usipavanjem taloga u pukotine stezanja (si. 9-34. - prilog si. 19), kao i tzv.
Okoliši Ta!a3eri|a karbOnatnih sedimenata
Slika 13-7. Idealizirani blok-dijagramski prikaz periplimnih (periiidal) Okoliša na karbonatrtoj platformi
tcpce- tekst ure. »7epee«-teksturc {tepee = tip indijanskog šatora) jesu centimetar-skodecimetarske, poput indijanskog šatora str Šeće deformacije stromatoljtnih larnina ili »pseudoantiklinale« nastale pri naglim ekspanzijama ili širenjima površinskog dijela laminiranih slojeva zbog brzog tijeka kemijskih cementacij-skih i drugih procesa na supratidalu, kao što je naglo vlaženje pri olujnim valovima. Ako natplimni karbonati sadrže neke fosilne ostatke, tada su to skeleti ili fragmenti skeleta isključivo i/.građeni od Mg-kalcita ili kalcita, a aragonitni skeleti, kao i druge aragonitne komponente, zbog utjecaja oborinskih voda potpuno su otopljeni. Tipičan cement tog okoliša mozaični je druzni kalcitni cement, meniskusni i mikrostalaktifni ili gravitacijski cement (si. 9-6 E; 9-21 fi,F), ponegdje se nalazi i skalenoedrijski ili »pasji zub« cement, a vlaknastog ili fibroznog cementa nema, U natplimnoj zoni, odnosno nupratidalu, u uleknućima i depresijama mogu nastati močvare i bare koje primanjem oborinskih voda postupno prelaze u bra-kične ili slatkovodne bare s reduktivniin uvjetima. Djelatnošću bakterija koje reduciraju sulfate (= izlučivanje pirita), kao i zbog obilja organske supstancije, karbonatni sedimenti na rubovima i dnu močvare dobivaju crnu boju (si. 13-8). Takvi su crni taloži u fazi tonjenja ili povišenja morske razine, odnosno pri olujnim ili visokim plimnim valovima, malo-pomalo erodirani, a odlomljcni komadi, tzv. crne valutice (biack pebbles) povratnim su strujama doneseni u plimne kanale i depresije u natpUmnom, plimnom ili plitkom potplimnom okolišu (si. 13-8). Tu se oni talože zajedno s ostalim karbonatnim detritusom u obliku blačk pebble - breća i tako unutar ciklusa oplićavanja (si. 3-3C) fosilno očuvaju jer
365
Plimni okolifi ili inteftidai
POTPLIMNAZCHA SUBTIDAL RAilMA PLIME
PLIMNAIONA 1 NACPLIMNAZONA INTERTIDAL SUPRATI11AL
o»o
RA7INA OSEKE ______
________»o.j^-^
■~ ""5T
j [
D,
c
MOČVARA T C N J E N J E
1
1
Slika 13-8. Shematski prikaz primarnog okoliša postanka crnog taloga, njegove erozije i okoliša taloženja crnih valutica: A - oksidacijski uvjeti; erozija taloga pri olujnim i visokim plimnim valovima i prijenos detritusa; B - reduktivni uvjeti. zacrnjavanje taloga organskom supstancijom i piritom koji nastaje djelatnošću bakterija koje reduciraju sulfate, erozija crnog taloga pri olujnim i visokim plimnim valovima i prijenos crnog detritusa u C i Di; C i Di - taloženje svjetlog i crnog detritusa u depresijama i plimnim kanalima na plimnom i plitkom potplimnom okolišu, D - normalna potplimna sedimentacija (iz: Tišljar, 1986)
su dobro izolirani od oksidacijskih procesa (si. 9-3D), za razliku od crnog taloga iz močvara na supratidalu od kojeg potječu, a koji je ili potpuno erodiran ili je postupno izblijedio oksidacijskim procesima nakon Sto su prestali reduktivni uvjeti (Tišljar, 1986), To je objašnjenje činjenice da nigdje nisu pronađeni fosilno očuvani slojevi crnih vapnenaca na širem području sedimentne serije ili u ciklusima oplićavanja u kojima se nalaze crne valutice i »black pefj(j/e«-breče. Pojava crnih valutica ili brcča s crnim valuticama (biack pebble breccia) unutar plitkomorskih, najčešće periplimnim (perUidal), vapnenaca uvijek je dobar indikator oplićavanja i postojanja supratidalnih reduktivnih uvjeta i okoliša taloženja (Ward et al, 1970; Strasser i Davaud, 1983; Tišljar, 1986), a često se nalaze u ciklusima oplićavanja naviše (si. 3-3C - Tišljar, 1986). Na oslađena ili Dočara jezerca u natplimnoj zoni ukazuju nalazi haraceja, a na duža razdoblja bez utjecaja mora masovna pojava mikrokodtja u vapnencima (kaićitiziranih korijertčiča lišajeva).
136, Plimni okoliš ili intertidal Plimni okoliš ili intertidal vrlo je blago, ravno područje ili zona koja je za vrijeme oseke iznad, a za vrijeme plime ispod morske razine (si. 13-7). Kao sinonim za plimni okoliš ili intertidal još se upotrebljava naziv EULITORAL {tabl. 12-2) ili kod niskih, otvorenih obala na visokoenergijskom šelfu PRKDNJI ŽAI.
366
Okoliši tđlDitn|a karbonatnih sedimenata
(foreshore; s!. 12-10), Kod vrlo blagog nagiba i ravnoga obalnog područja, što je vrlo Čest slučaj na karbonatnim platformama, uz visoke plime, rj. područja sa srednjim i visokim plimama (mcsotidal, macrotidai), plimna zona može imati veliku površinu, uz veliku dužinu i širinu od par kilometara (si. 13-7), pri čemu se kod niskoenergijskih uvjeta obično naziva PIJMNA RAVNICA (tidal flat). Plimni okoliši mogu imati visoku ili nisku energiju pa se na njima mogu taložiti različiti sedimenti već prema tome jesu li uvjeti bili niskoenergijski ili visokoenergijski.
13.6.1. Plimni okoliši sa srednjom i visokom energijom ili srednje do visokoenergijski intertidali Na žalima s karbonatnim pijescima u područjima sa srednje jakom i visokom energijom valova, ako su razlike plime i oseke općenito manje od 3 m, a produkcija je karbonatnog pješčanog detritusa velika, nastaju sustavi karbo-natnih plažno-barijernih otoka (carbonate beach-barrier istanđ si/stems) o čemu će više biti govora u odjeljku 13.7,2. Iza takvih barijernih otoka nalaze se lagune koje su s otvorenim morem povezane plimnim rukavcima (tidal inlet) ili pUmnim kanalima (si. 13-7). U područjima sa srednje visokim plimama (2 do 4 m = mesotidal) nalaze se dobro razvijeni plitki rukavci s plimnim deltama na kraju rukavca (flaod tidal delta) jednako kao i kod klastičnih obala, kako je to iscrpnije objašnjeno u pogl. 12.7. Na rubovima laguna obično nastaju plimne ravnice, slane lokve ili sabkhe i slatkovodne ili brakične bare čije su sedimentološke značajke bitno ovisne a klimi. - Na karbonatnim pješčanim plažama u okolišima potopljenog žala ili obalnog lica (shoreface) i prednjeg žala (foreshore) nastaju .sedimenti koji pokazuju pravilno vertikalno redanje slojeva u sekvencije, koje odražavaju promjene tipova i karakteristika oblika valova sa smanjivanjem dubine vode od osnovice valova za lijepa vremena (10 do 20 m dubine), preko potopljenog i prednjeg žala do stražnjeg žala (backshore). Sekvencije počinju debelim slojevima grejn-sto-na s valnim riplovima, kosom laminacijom i humčastom kosom slojevitošću, koji su se taložili u potopljenom žalu s visokom energijom vode, a završavaju mega-riplovima i dinama s dužinama valova većim o d l m i koritastom kosom slojevitošću, koji su se taložili na niskoj obali, odnosno supratidalu (v. odjeljak 13.7.2), - Tipični sedimenti srednje do visokoenergijske plimne zone ili prednjeg žala (foreshore), kao i potplimne zone ili potopljenog žala (shoreface), su bioklas-tični detrirus, odnosno skeletna zrna i peloidi, mjestimice sa značajnim udjelom ooida. Tu, dakle, prevladavaju skeletni i/ili peloidni grejnstoni sa ili bez ooida. Agregirana su zrna, za razliku od niskoenergijskog plimnog okoliša, rijetkost, ali su česti naplavljeni mikritizirani bioklasti, tj. kortoidi. Veličina zrna detritusa se obično povećava idući od potopljenog žala prema prednjem žalu, pri čemu takva opća sklonost nije tako izražena kao što je to slučaj kod si lici klastičnih pijesaka budući da skeletna zrna, peloidi i ooidi nemaju tako veliki raspon granu lome trijs kog sastava i oblika zrna kao siliciklastični pijesci. Međutim, na prednjem je žalu općenito, ipak, uočljiva koncentracija krupno zrnati je g skeletnog
Plimni oKnliž ili ")teftića<
367
đetritusa, kao i smanjivanje udjela sitno/rnatog peloidnog detritusa, a posebice karbonatnog mulja /bog njihovog ispiranja jakim plimnim strujama i valovima. Usporedno s općim povećanjem veličine zrna u smjeru obale, rastu stupanj sorti ranos ti i stupanj z.aobljcnosli bioklastićnog detritusa zbog pojačane abrazije. Udio je skeletnih /ma, kao i vrsta skeleta i bioklasta, u detritusu taloženom na prednjem žalu ili plimnoj /.oni izravno povezan s ekološkim uvjetima u pol-pUmnoj zoni ili potopljenom Žalu, koji su pravi okoliši /a razvoj organizama i time prava »tvornica karbonata«. Tipična su skeletna zrna i bioklasti mekušaca, bodljikaša, koralja, bon rosnih foraminifera i zelenih algi. Bitna je značajka vapnenaca taložonih na prednjem žalu ili u visokoener-getskom pUmnom pojasu i na plimnim prudovima struktura (tekstura) »stijena plaža« (beachrocks), tj, cementacija zrna vlaknastim ili acikulamim aragonitnim i mikritnim visokomagnezijskim kalcitnim cementom. Mikritni visokomagne-zijski kalcitni cement se obično izlučuje kao tanki ovoj oko zrna. U mikroskopskom izbrusku je uvijek tamniji od /.rna. Na njemu slijedi vlaknasti ili aciku-larni cement koji je primarno bio sastavljen od aragonitnih igličastih kristalića koji su u tijeku dijagene/.c transformirani u stabilni kalcit (odjeljak 9.1.5.1. i 9.1,5.2). Ako takva cementacija nije dovoljno jaka, tada će visoki valovi pri sljedećoj oluji erodirati i pretaložiti pretežiti dio pijesaka i polulitifteiranih vapnenačkih taloga prednjeg, pa i stražnjeg žala. To je razlog što u periplimnim vapnencima i plimnim konglomeratima često nalazimo krupne intraklaste, odnosno valu tiče, grojnston tipa sa strukturnim odlikama stijena plaža. Ako je detritus stijena plaža taloženi u gornjem dijelu prednjeg žala ili plimne zone, gdje nije mogao biti pri plimama stalno preplavljivan morem, tada će takvi vapnenci sadržavati još i gravitacijski i/ili meniskusni cement kao posljedicu vadoznih uvjeta u tijeku dijageneze (v. odjeljak 9.1.5.1). Ako na pijeske taložene na gornjem dijelu prednjeg žala, kao i pijeske stražnjeg žala, djeluju meteorske vode, tada se po površini zrna umjesto aragonitnog ili visoko-magnezijskog acikulamog cementa izlučuje niskomagnezijski acikularni cement (Tucker i VVright, 1990). - U donjem dijelu prednjeg žala (donji mtertidal) karbonatni pješčani taloži tvore niske pješčane hrptove i grebene ispresijecane plitkim plimnim kanalima ispunjenim koso slojevitim ili koso laminiranim karbonatnim pijeskom (grejn-stonima). Za gornji dio prednjeg žala karakteristično je taloženje dobro sortiranog kaTbonatnog pijeska s planarnim slojnirn površinama na kojima se nalaze u smjeru obale nagnuti asimetrični valni riplovi čija je duža os orijentirana usporedno s obalnom linijom. Tu se, dakle, talože dobro sortirani sitnozmati pe-letni, skeletni, ooidni ili bioklastični grejnstnni na čijim gornjim slojnirn površinama nalazimo asimetrične valne riplove malih amplituda. U njima su česti plimni kanali ispunjeni krupnozmatijim sedimentom (grejnston/radston) koji pokazuje kosu slojevitost. - U plimnim kanalima koji se pojavljuju na prednjem žalu (si. 13-7), akumulira se karbonatni pek'tno-ooidno-skeletni miješani pijesak, odnosno talože se grejnstoni koji se odlikuju valnim riplovima i manjim dinama, ako je energija vode visoka, ili muljnim bumcima nastalim hvatanjem sitnog pijeska i mulja na morske trave, ako je energija vode niska. - ITimne su delte karbonatna pješčana tijela koja pokazuju jasnu kosu slojevitost od velikih preko srednjih do malih dimenzija s nagibom kosih lamina uglavnom u smjeru obale. To su glavni okoliši akumulacije ooida (ooidni grejn-
368
Okoliši LaloJenia kaiborialmh sedimenata
stoni) i bioklastičnih i/ili skeletnih karbonatnih pijesaka s razmjerno malim udjelom karbonamog mulja (bioklastični, skeletni i peloidni grejnstoni do pek-stoni). No, u slučaju ooidnih grejnstona ovaj okoliš ne smijemo smatrati okolišem postanka ooida jer su oni ovamo naplavljeni iz susjednih potplimnih plićaka (v. odjeljak 9.1.2.4.1. i 13.7.2). - Za karbonatne plićake sa značajkama potopljenog žala ili obalno;; lica i prednjeg žala na kojem se nalazi sustav plažno-barijomih otoka i laguna, uz oscilaciju razine mora ili progradaciju barijernih otoka u smjeru mora, karakteristično je taloženje vapnenaca u obliku sekvencija pokrupnjavanja (coarse-ning-upzoard sequence) koje se u donjem dijelu sastoje od mulja (madston/vek-ston) taloženog u lagunarnom okolišu (si. 13-5A), a u gornjem dijelu karbonarnog pijeska (pekston / grejnston do radston) s humćastom kosom slojeviLo-šću koja prema gore prelazi u planarnu kosu slojevitost malih nagiba (v. odjeljak 13.7.2). Taj pijesak s planarnom kosom slojevitoSću taložen je u okolišu prednjeg žala (foresftore) ili visokoenergijskoj plimnoj zoni.
13.6.2. Plimni i periplimni okoliši s niskom energijom ili niskoenergijski intertidal i pcritidaJ Karbonatni sedimenti taloženi na karbonatnim platformama u niskoener-gijskim uvjetima u području utjecaja plime i oseke (v. pogl. 13.3. i tabl. 12-2) poznati su kao 1'ERirLIMNI, odnosno peritidalni karbonati (peritida! carbemates). Njima pripadaju karbonati taloženi u niskoenergijskim natplimnim (pogl. 13.3) i potplimnim okolišima (odjeljak 13.7.1), a posebice oni taloženi u plimnim zonama (intertidal) i plimnim ravnicama (tidal flat). Plimne su ravnice (si. 13-7) na velikim površinama razvijene duž obalne linije ili oko otoka i prudova te duž zaštićenih strana barijera na karbonatnoj rampi, karbonarnom šelfu i općenito karbonatnim platformama, osim potopljene platforme, kao i zaštićenim stranama u plićacima iza barijera i/ili organogenih grebena na obrubljenom šelfu (si. 13-1). Na periplimnim okolišima ključnu ulogu kod taloženja karbonata imaju dvije osnovne skupine procesa. Prva, globalni procesi kao što su oscilacije razine mora i progradacija (pogl. 13.3) te migracija plimnih kanala i druga, procesi malih obroka taloženja i dijageneze koji određuju tip litofacijesa. O globalnim procesima, tj. utjecaju oscilacija morske razine i prograđaciji već je bilo govora u poglavlju 13.3. Proces progradacijc može u plićacima karbonatnih platformi biti, u geološkom pogledu, vrlo brz. Progradacija obalne linije u smjeru mora u Arapskom zaljevu na primjer iznosi 5 km na 4 000 godina (Evans et al., 1%9), a 5 do 20 km za 1 000 godina na plimnoj ravnici otoka Andros (Hardie, 1986). Pri prograđaciji bitnu ulogu imaju dva procesa: - prvi je proces razmjerno brzo ispunjavanje plitke potplimne zone (shallou> sublidal) sedimentom uz pomicanje obalne linije sve dalje prema moru i - drugi je proces nastajanje plimnih zona i plimnih ravnica na mjestima gdje je prije bila potplimna zona, tj. iznad ili pored okoliša plitkoga potplimnog pojasa nastaje okoliš plimne zone ili plimne ravnice. Drugim riječima, na pot-
Plimm okoliš ili intertttlt!
369
plimnim ili lagunarnim sedimentima talože se plimni (si. 13-3), a ponegdje potom i natplimni sedimenti (ciklus oplićavanja naviše). Da bi do progradacije uopće moglo doći prijeko je potrebno da su donos i akumulacija taloga općenito uvijek veći od odnosa sedimenta s tog područja te da dizanje morske razine nije brže od obroka akumulacije taloga (pogl. 13.3). Progradacija je vrlo čest proces u periplimnim okolišima karbonatnih platformi koji se zbiva uvijek kad je intenzitet donosa i akumulacije taloga viši od odnosa taloga pri stagniranju ili niskim iznosima dizanja morske razine. No, progradacija nastupa i u slučajevima postupnoga blagog snižavanja morske razine. Plimni su kanali osebujni okoliši taloženja na plimnim ravnicama i općenito plimnoj i natplimnoj zoni. Za niskoenergijske plimne ravnice i plimne zone tipični su plitki, većinom do samo 3 m duboki, ali do 100 m Široki, plimni kanali s oplićavanjem u smjeru od donjeg prema gornjem dijelu plimne zone ili plimne ravnice. Zbog njihove bočne migracije po plimnoj ravnici ili plimnoj zoni oni uzrokuju specifičan tip taloženja, a time i vertikalnog redanja sekven-cija. Dno je kanala obično ispunjeno krupnozrnatim detritusom u obliku lag--sedimenata (intraklasti nastali erozijom polulitificiranih periplimnih sedimenata, bioklasti ostali nakon ispiranja mulja). Glavninu kanala ispunjava karbonatni muljeviti pijesak (peletno-skeletni vekston do pekston) koji je u pravilu jako bioturbiran. Fosilna flora i fauna u talozima kanala pripada po svojoj prirodi organizmima koji žive u niskoenergijskim uvjetima plimne ravnice. Preko pUmnih kanalnih taloga, nakon što je kanal potpuno ispunjen, slijede tipični lami-nirani periplimni karbonati. Na taj način nastaju karakteristični ciklusi positnja-vanja i oplićavanja naviše. - Glavno obilježje plimne zone (intertidai) i plimne ravnice (tidal flat) na karbonatnim platformama u uvjetima niske energije, koji nemaju karakteristike pješčanog žala, odnosno prednjeg žala (foreshore), muljeviti su laminirani karbonatni sedimenti s obiljem livada modrozelenih algi koje sudjeluju u stvaranju LLHstromatolita (v. odjeljak 9.1.27.3. i si. 9-13 i 9-14; 13-3 i 13-4). Stromatoliti se u pravilu izmjenjuju s tanjim ili debljim laminama, prosloj-cima i slojevima mikrita, pelmikrita ili pelsparita koji sadrže varijabilni udio rekalnih peleta i skelta zelenih algi, ostrakoda, gastropoda i karbonatnog mulja (si. 9-14). Stromatoliti se u takvim slučajevima često pojavljuju kao završni članovi ciklusa oplićavanja naviše (shalhioing-upiuard ajetes), kako je to prikazano na si. 13-3 i 13-4). Ciklusi oplićavanja naviše obično su posljedica procesa progradacije, tj. migracije plitkomorskih okoliša u smjeru mora. Naime, okoliši s nešto većom dubinom vode, npr. lagune i plitki subtidal, se postupno ispunjavaju sedimentima i prelaze u okoliše s plićom vodom, npr. intertidai ili aupra-lidtd. Rezultat je progradacije, dakle, sedimentacija u regresivnu ciklusu, jer je ispunjavanjem lagune ili plitkog subtidala nastao iniertidaini okoliš, Čime je ujedno obalna linija migrirala u smjeru mora (v. pogl. 13-3). Pojedini tipovi laminacija u plimnim vapnencima rezultat su taloženja pri izmjenama plima i oseka, ali općenito je na većini niskoenergijskih plimnih ravnica i plimnih zona taloženo vrlo malo sedimenata kod normalnih plima. Najveći dio sedimenta, odnosno proslojaka i slojeva koji se izmjenjuju sa stroma-tolitima, taložen je pod utjecajem povremenih valova izazvanih vjetrovima i olujama (pogl. 13-3).
370
Okoliši lala/enja karbonatruh sedirnenalj
Stromatoliti se odlikuju valovitom laminacijom i laminama male debljine, uglavnom milimetarskih dimenzija, koje sr obično nalaze u zajednici s fenes-tralnom građom (si. 9-14B). Lamine mogu biti deformirane u antiformne oblike poznate pod imenom »lepre atruetures«. U vapnencima plimne zone mogu se naći i manje količine evaporirnih minerala, crnih valutica (si. 13-8), vadoz.nog silta i vadoznih ooida koji su doplav-Ijeni s natplimne zone, kao i agregirana zrna, onkoidi, inlraklasti, skeleti i obavi jeni bioklasti, odnosno sve komponente potplimnih i lagunskih taloga koje su strujama plime i oseke i olujnim valovima bile naplavljene na plimnu zonu ili plimnu ravnicu. Odnos partikula ili zrna i mulja (mikrita) u vapnencima niskoenergijske plimne zone i plimne ravnice varira od 1 : 9 do 1 : 1 (Flugel, 1982). Uz već spomenute LLH-stromatolite, za plimnu zonu ili interhđal karakteristični su vapnenci s ovim odlikama; učestala izmjena LLH-stromatolita, pel-sparita/pclmikrita i mikrita, ciklusi oplićavanja naviše (si. 13-3 i 13-4), fenes-tralna građa s obiljem laminoidnih i izduženih fenestri (si. 9-14B) ili strukturama ptičjeg oka (birdseijes structtires). Pretežiti dio laminoidnih fenestri nastao je kao posljedica truljenja dijelova livada modrozelenih algi nakon što je na njih bio uhvaćen, prilijepljen i više-manje litificiran karbonatni mulj. Nakon što je organska tvar istrunula, takve su šupljine ispunjene fibroznim i mozaičnim dru-/nim kalcitnim cementom (si. 9-14). Na gornjim slojnim plohama vapnenaca taloženim u plimnoj zoni, a posebice unutar pojedinih stromatolitnih lamina, česte su pukotine isušivanja. Slojevi pelmikrita i mikrita koji se izmjenjuju sa stromatolitima obično sadrže vertikalne i subvertikalne tragove rovanja (bio tu r-bacija) koji su osobito karakteristični za donji intertidal. Naime, organizmi koji žive u muljevitu talogu plimne zone, nastoje se u tijeku oseka što dublje ukopati u vlažni mulj da bi se zaštitili od isušivanja koje je najjače u površinskom dijelu taloga. Unutar intertidainih vapnenaca mjestimice se mogu javiti i tanji ulošci breča s crnim valuticama i fragmentima (black pebble breceia - si. 3-3C). Tu se nalaze i sedimenti olujnih plima ili tempestiri (si. 13-4), osobito olujne kokine, odnosno vapnenci sastavljeni od fragmenata ili cijelih ljuštura školjkaša koje su olujni valovi naplavili na intertidal, kao Što su to, primjerice, litiotidne kokine u srednjem lijasu Malog Halana na južnom Velebitu (Tišijar et al-, 1991; Tišljar i Velić, 1991). Cesti su erodirani gornji dijelovi slojeva i plimni kanali ispunjeni grejnstonima do radstonima, proslojci desikacijskih breča i tzv. breče s klinastim fragmentima (ed$e.Ti)ke breceia - v. pogl. 3-2).
i3.7. Potplimni okoliši ili subtidal Potplimnim se okolišima (subtidal) naziva zona ispod najniže razine oseke pa do dubine mora do koje prodire sunčeva svjetlost, rj. do donje granice fotičke zone koja se ovisno o geografskoj širini nalazi između 100 i 200 m dubine mora (tabl. 12-2). Uz izvorni engleski termin SUlillUAl., kao sinonimi još se upotrebljavaju nazivi SUBI.ITORA1, odnosno JNFRAUTORAL. Dio potplimne zone
Potpl^mni okoliši ih subtidal
371
između razine oseke i osnovice valova za lijepa vremena u obalnim plićacima s visokom energijom vode obično se naziva POTOPLJENI ŽAL ili OBALNO LICE (shoreface si. 12-10). Zbog razmjerno velikog raspona dubine mora kojom je obuhvaćen pot-plimni okoliš" ili subtidal, a s tim u vezi i mogućnost vrlo velike varijabilnosti ekoloških, fizikalnih i sedimentoloških uvjeta koji uzrokuju razlike u tekstur-nim, strukturnim, biološkim i litološkim značajkama sedimenata taloženih u tako široko definiranu okolišu, potplimna zona s obzirom na dubinu mora obično je podijeljena na plitku potplimnu (shaiiozv subtidal) i dublju potplimnu zonu (deeper subtidal). Sto se pak tiče energije vode obično razlikujemo okoliše s niskom energijom vode, tj. zaštićene plićake i lagune s mirnom vodom i okoliše plićaka s visokom energijom vode ili plićake s pokretljivom vodom. - PLITKI POTPL1MNI OKOLIŠ ($hallow subtidal) s karbonatnom sedimentacijom obuhvaća područje od razine oseke pa do dubine do koje je moguć optimalan rast i razvoj algi, obično 10 do 15 m. Kao donja granica plitkog pot-plimnog okoliša ili pojasa uzima se dubina od 30 m. Taj se okoliš odlikuje obiljem algi i invertebrata, osobito bentoskih foraminifera, vapnenačkih spužava, hidrozoa, briozoa, crva i gastropoda, koji su prilagođeni životu u uvjetima fito zone i to je najvažnija »tvornica karbonata«. Od ostalih komponenata vapnenaca tu su u uvjetima niske energije obilno prisutni karbonatni mulj, peleti, peloidi, agregirana zrna i algalni onkoidi, a od scdimentnih tekstura i struktura mogu se pojaviti bioturbacija i SH-stromatoliti ili »Crvptozoon stromatoliti«. - DUBLJI POTPLIMNI OKOLIŠ S KARBONATNOM SEDIMFNTACIJOM (deeper-sublidai) nije više ekološki pogodan za zelene alge, posebice dasikladaceje, ali sadrži raznovrsnu zajednicu organizama u kojoj prevladavaju invertebrati nad vapnenačkim algama. Tu više nema agregiranih zrna i ooida, ni SH-stroma-tolita, a uglavnom izostaju vertikalni tragovi rovanja crva, ali mogu biti prisutni horizontalni tragovi plaženja i rovanja. U pravilu, potpuno nedostaju tragovi ubušivanja organizama u podlogu. KaTbonatni mulj izrazito prevladava nad ostalim komponentama vapnenaca.
i3.7.i. Okoliši zaštićenih plićaka, laguna i plićaka s mirnom vodom Dok se pod terminom »zaštićeni plićaci« (restrkted shoalls) i lagunama razumijevaju plićaci s niskom energijom vode i manje-više povišenim salinitetom, dotle se pod nazivom »plićaci s mirnom vodom« (calm mater shoalls) razumijevaju uglavnom samo plićaci s niskom energijom vode i normalnim salinite-tom. Izolirani plićaci bez stalnog miješanja vode s otvorenim morem u kojima je salinitet viši od 70%,. nazivaju se hiperslane lagune i saline. Okoliši zaštićenih plićaka, laguna i plićaka s mirnom vodom do dubine do koje se osjeća djelovanje struja plima i oseka, dakle, najplići dijelovi plitke potplimne zone pripadaju periplimnom okolišu ili peritidahi o čemu je iscrpnije bilo riječi u odjeljku 13.6.2.
372
OkoliSi taloženja Karbonalnih sedimenaia
Zaštićeni plićaci, lagune i plićaci s mirnom vodom okoliši su taloženja karbonatnih sedimenata, vapnenaca, koji se odlikuju velikim udjelom karbonatnog mulja ili mikrita s odnosom mikrit : zrna = 9 : 1 (Fliigel, 1982). Uz mikrit, u takvim se okolišima talože fekalni peleti (si. 9-4), peloidi, agregirana zrna, on-koidi (si. 9-7 C i D), obavljeni bioklasti, zelene alge, ostrakodi, bentoske fora-minifere, gastropodi i tankoljuštumi Školjkaši (si. 13-3, A član i 13-4, A faza). Posebno su karakteristični intenzivna centripetalna mikritizacija (si. 9-22) i on-koidna obavijanja skeleta, odnosno procesi bioerozije, kao i hvatanja i lijepljenja sitnog taloga na vlakanca i sluz cijanoficeja (si. 9-7 C i D). Zrna, bilo skeletna bilo neskeletna, koja se javljaju uklopljena u karbonatnom mulju, loše su sortirana, nezaobljena, neabradirana i niskog stupnja sferićnosli i u pravilu bez određene orijentacije, nemaju zmsku nego muljevitu potporu (vekston, pekston do flouston). U vapnencima taloženim u zaštićenim plićacima i lagunama često nalazimo horizontalne i suphorizontame tragove rovanja i bioturbaciju. - Fosilna zajednica zelenih algi, ostrakoda, gastropoda i nekih vrsta ben-toskih foraminifera (miliolida) tipična je odlika vapnenaca zaštićenih plićaka i laguna s povišenim salinitetom. Takvi plićaci s dubinom vode do 10 m pružaju optimalne ekološke uvjete za bujan razvoj zelenih algi. U lagunama i zaštićenim plićacima s povišenim salinitetom (od 50 do 70 %u) mnogi skleleti, bioklasti i druga karbonatna zrna intenziv 10 su mikritizirani i zahvaćeni bioero/.ijom, a potpuno nedostaju skeleti i bicklasti fosilnih organizama koji žive u uvjetima normalnog saliniteta i dobre prozračnosli morske vode, kao što su npr. koralji, bodljikaši i koralinaceje. Rate sedimentacije, odnosno intenzitet akumulacije taloga su mali, tj. taloženje je vrlo polagano. U lagunama s visokim salinitetom i salinama (>70%o), osim ostrakoda i cijanoficeja u obliku algalnih onkoida i algalnih peleta, nema drugih fosila, ali je često obilna organska tvar biljnog porijekla.
B.7.2. Okoliši plićaka s pokretljivom vodom U potplimne okoliše sa srednjom i visokom energijom vode ubrajaju se: karbonatni pješčani žal stalno potopljen ispod razine oseke ili tzv. obalno lice (shoreface) te općenito plićaci s pokretljivom vodom (shoals wilh agitaied zonter) kao i ooidni plićaci i prudovi (ooid shoals, ooid bars). - Sedimenti potopljenog žala ili obalnog lica, tj, područja između razine oseke i osnovice valova /a lijepa vremena (dubina od 5 do 20 m), pokazuju redanje slojeva u sekvencije različitih tekstura i struktura kao posljedice promjena oblika i energijskog potencijala valova zbog kretanja valova prema obali uza stalno postupno smanjivanje dubine. Sedimenti se pri tome prenose amo--tamo kako nailazi svaki pojedini va! i njegove povratne struje. Na taj način pjeskoviti talog tvori simetrične riplovc koji od morske strane prema obali dobivaju sve asimetričniji oblik. Valna dužina riplova ovisi o dubini vode i veličini zrna taloga: u dubljoj vodi i dalje od obale u krupnozrnatijim je sedimentima veća (oko 0,5 m), a u plićoj vodi i bliže obali u sitno/.rnatijim sedimentima sve je manja (0,5 - 0,1 m). Valni riplovi, kao unutrašnju odliku, pokazuju, veliku varijabilnost kose slojevitosti, što je bitna teksturna (strukturna) značajka se-
PMplimni okoliši ili sublićal
373
dimenata taloženih u okolišu potopljenog žala. Na takvu žalu s visokom energijom vode mogu nastati slojevi vapnenaca s oblicima polumjeseca stih dina (lu-nate dunes) orijentiranih prema obali ili u obliku megariplova s valnim dužinama više od 1 m i jasnom koritastom kosom slojevitošću (trough cross-bedding). - U gornjem, plićem obali bližem dijelu potopljenog žala u zoni prclamanja valova (breker zone) i zoni razbijanja valova (sur} zone) nastaju asimetrični ri-plovi koji pokazuju planarnu kosu slojevitost kojoj se kut nagiba povećava u smjeru obale. U plitkom dijelu potopljenog žala može nastati i dolinasta kosa slojevitost (smalei/ crossstratificaiion) o čemu iscrpnije nešto kasnije. U »shore-face« vapnencima često nalazimo tragove rovanja (burroivs), ali općenito manjih dimenzija nego li u vapnencima taloženim na prednjem žalu ili »foreshore« okolišu (Tucker & VVright, 1990). - U plićacima s pokretljivom vodom, ne računajući prigrebenske okoliše o kojima će više govora biti u sljedećem poglavlju, dominantne su stijene ooliti (ooidni grejnstoni - si. 9-6A) i dobro sortirani biospariti i biosparruditi (skeletni i/ili bioklastiČni grejnstoni ili Tadstoni - si. 9-3C; 9-9A, 9-23B). Plićaci s pokretljivom vodom dubine od 1 do 2 m pravi su okoliši za postanak ooida (v. odjeljak 9.1.2.4.1). što je energija vode viša, to je među ooidima veći udio ooida s tangencijalnom građom, a manji onih s radijalnom građom (si. 9-5 B i C). Biospariti i biosparruditi, odnosno grejnstoni i radstoni, taloženi u plićacima s pokretljivom vodom sadrže dobro sortirane i dobro zaobljene fragmente ljuštura školjkaša, osobito ostriga i rudista, gastropoda, vapncnaČkih spužava, bodljikaŠa, koralja samaca, hidrozoa i stromatoporoida (si. 9-9A i 13-9). Dio bioklasta može u ove okoliše biti nap lavi jun iz susjednih plićaka s manjim grebenima ili iz grebenskih okoliša. U takvim slučajevima bioklasti najčešće pripadaju tipu obavljenih bioklasta ili kortoida (si. 9-9A), kako je to npr. slučaj u gornjem malmu Istre (si. 13-9). Osim ooida i zaobljenih bioklasta i kortoida u plićacima s pokretljivom vodom prisutni su i intraklasti i plastiklasti. Kar-bonatni mulj - mikrit - uglavnom je potpuno odsutan, odnosno prisutan je samo u obliku tankih filmova fiksiranih na algalne filamente ili pak u obliku mi-kritnih ovojnica obavljenih bioklasta i kortoida (si. 9-9 A). Od tekstu rnih i strukturnih značajki u ovom okolišu može se razviti im-brikacija i kosa slojevitost te pješčani valni riplovi većih dimenzija i ciklusi po-krupnjavanja zrna naviše. Prelati od potplimnih plićaka s pokretljivom vodom (potopljeni žal shoreface) u plimne prudove i/ili prednji žal uz prevlast djelatnosti valova (odjeljak 13.6.1), kao i prigrebenske okoliše s pokretljivom vodom, u kojima se taloži velika masa grebimskog bioklastičnoga detritusa u obliku bioklastičnog pijeska (si. 13-9), obično mogu biti postupni i nije ih uvijek moguće jasno razlikovati. U strukturnom (tekstumom) pogledu grejnstoni/radstoni taloženi u plićacima s pokretljivom vodom na potopljenom i prednjem žalu i plimnim prudovima odlikuju se zrnatom potporom i razmjerno visokim udjelom ranodi-jagenetskoga vlaknastog submarinskog i mozaičnoga druznog kalcitnog cementa, odnosno Često pokazuju strukturne odlike stijena plaža, tj. »beach rock«-taloga (v. odjeljak 13.6.1). - Na karbonatnim platformama često postoje plićaci s pokretljivom vo dom, odnosno visokoenergijski plićaci, u kojima se zbog intenzivne akumula cije karbonatnog skeletnog i neskeletnog detritusa stvaraju sustavi pješčanih plaža, barijernih otoka i laguna (beach-barrier iaiand-lagonal si/sfemj. Takvi se oko-
374
Okoliši Taloženja karbon alnili £i?ilimeiiara
LITOLOGIJA I T E K S T U R E PELOIOALNI PEKSTON/GREJNSTON ~ R 0---------------------------------5
-—'■ ■ - ..--
MAOSTON S PUKOTINAMA ISUŠIVANJA BRECA DOBR0-SL0JEVITI PELOIONI PEKSTOH.RJEflE 6REJNST0NI VEKSTON S FORAMINIFERAMA I BIOTURBIRANI MADSTON DE5IKAUJSKA BREtA ZELENIM ALGAMA PRIOBALNA I EMERZIJSKA BRIČA ,---------EROZIJA---------------------------------------------------, ONKOIONI VEKSTON % S CRNIM VALUTICAMA ST1L0LITIZIBANI I
OP
3» 83.
ili NEJASNO KOSO SLOJEVITI MASIVNI I 0EJ3EL0-5L0JEV1TI OOIDNI I BIOKLAST1CNO KORTOIDNI GREJN5TON DO RADSTON B-C POJEDINAČNI KRUPNI NAPLAVLJENI KORALJI I MIDROZOI
5 o -I
5
3 ■O c
...50 SLOJEVITI BIOKLASTOO-KORTOIONI RADSTON; OSNOVNA MASA OOIONI GREJNSTON PELOIDALNI PEKSTON/GREJNSTON
o z
5
KDSA SLOJEVITOST TIPA RIBLJE KOSTI I VALMI RIPLl;Đ£BELO-SLOJEVITI DOiON! I KORTOIDNOBIOKLASTICNI RADSTON/GRE JMSTON KOSO SLOJEVITI OOIDNI GREJNSTON DOBRO 5L0JEVITI FORAMINIFERSKO/PELOIONI I ONKOIDNI VEKSTON MASIVNI KOSO SLOJEVITI OOIONI I BIOKLASTir.NI GREJNSTON DO RADSTON
< KM
I
a. z
U
OOIDNI GREJNSTON PELOIDNI I SKELETNI VEKSTON OOIONI GREJNSTON ___________________ TANKO SLOJEVITI ONKOIDALNI FLOUOSTON 5 FORAMINIFERAMA HIOR0Z0AMA GASTROPOOI-'Om HA I PELOIDIMA
-5 23 2
Q ED
Slika 13-9. Ciklusi pokrupnjavanja naviše i pođebljanja slojeva naviše u gornjomalmskim vapnencima zapadne Istre taloženim u plićacima s visokom energijom vode s progradacijom plimnih prudova (iz: Tišljar & Velić, 1987): A - vrlo plitki potplimni okoliš (shal!ow sublida!) s niskom energijom vode u koji progradira ooidni (B) i bioklastični đetritus (C); B - plićak s pokretljivom vodom s dominacijom plimnih struja {tide-dominated conditions) i progradacijom plimnog pruda, i C - plićak s visokom energijom vode. stalnim djelovanjem valova, vjerojatno olujnih valova (sria/toiv vrith conslant vawe action), tj. prednji žal (foreshore), i progradacijom krupnozrnatog biodetritusa preko ooidnog pijeska (B) ili zajedno s aoidnim pijeskom (B-C)
Potp^mni okolici ih subUdal
375
liši taloženja odlikuju, ovisno o oscilacijama morske razine, taloženjem vapnenaca u obliku regresivnih sekvencija pokrupnjavanja (regressive barrier Island co-arseningupward sequence>) ili transgresivnih sekvencija positnjavanja (traiisgres-sive barrier island sequen.ces). Kad su oscilacije morske razine male ili kod neznatnoga snižavanja morske razine, progradacija u smjeru mora može kroz duže vrijeme održavati sustav pješčanih plaža i barijernih otoka koji se odlikuje sedimentima taloženim u obliku regresivnih sekvencija pokrupnjavanja. Takve se sekveneije sastoje, odo/do naviše, pretežito od madstona sa značajkama olujnih sedimenata taloženih u dubljem dijelu potplimne zone ili na unutrašnjem šelfu (ofshore), preko amalgamiranih pekstona/grejnstona s humčastom slojevitošću talož.enih na potopljenom žalu ili obalnom licu (stioreface) do krupnozrnatih grejnslona / radstona s »flat«-slojevitosću malih nagiba talož.enih na prednjem žalu (foreshore). Na vrhu sekveneije se ponekad mogu nalaziti i krupno zrnati grejnstoni s kosom slojevitošću velikih dimenzija. Debljina sekvencija pokrupnjavanja (obično 10 do 30 m) ovisna je o energiji valova i/ili plimnog režima koji s jedne strane određuju dubinu osnovice valova, a s druge strane visinu plaža. Debljina sekvencija je, osim toga, određena i brzinom supsidencije. Ako obroci supsiden-eije izrazito nadvladavaju obroke taloženja, preko pješčanih barijera će se proširiti lagunski okoliš i sekvencija će završiti lagunskim madstonima. Ako su oscilacije morske razine velike, odnosno kad se morska razina razmjerno brzo diže, doći će do potapanja sustava plaža - barijerni otoci - laguna, što se u vapnencima ogleda transgresivnom sekvencijom positnjavanja. Kod potapanja sustava pješčanih plaža i barijernih otoka, pijesak s plaža i iz barijernih otoka može strujama i valovima biti odnesen u dublji dio potopljenog žala ili Šelfa. Tu može pretaložavanjem stvoriti novi sustav pješčanih prudova sličan ili jednak onom kod okoliša klastičnih obala (v. odjeljak 12.3.1) ili može biti bioturbiran pa zatim pokriven i zatrpan karbonatnim muijem. Ako je dizanje morske razine brzo, ali ne i tako brzo da bi potopilo barijerni sustav, pješčane barijere mogu migrirati prema obali, tj. u pliće more, zbog erozije i spiranja pijeska u lagunu koja je postojala između pješčane barijere i obale. Dio pijeska može pri olujama i visokim plimama biti s barijera pri njihovoj eroziji prenesen na potopljeni Žal ili obalno lice (shoreface). U području između osnovice valova za lijepa vremena (fainoealhcr ivave--base) i osnovice valova za olujna vremena (stormitieaiher wave-base) vladaju osebujni uvjeti taloženja. Za lijepa vremena tu vlada potpuni mir i sporo taloženje mulja madstona koji je, zbog organizama koji žive i hrane se muijem te spore sedimentacije, jako bioturbiran, U tijeku olujna vremena snažne struje i valovi uskovitlaju zajedno s debelim slojem vođe i velike količine taloga s dna, ali i donose talog iz susjednih područja. Taloženjem detritusa iz takvih olujnih struja i iz suspenzije debelog vodenog stupa talože se sedimenti poznati kao »olujni slojevi" ili »olujni sedimenti« (storm beds, storm sediments) ili tempestiti (tempestites) koji se odlikuju posebnim sedimentnim strukturama i teksturama. To su tanu' slojevi grejnstona s humčastom kosom slojevitošću uloženi u deblje ili tanje slojeve madstona. U dužem razdoblju pretežno lijepa vremena talože se madsloni, a u razdobljima olujnog vremena grejnstoni ili sitnozrnate olujne ili tempestitne kokine. Naime, olujnim valovima uskovitlani karbonatni talog se slabljenjem oluje taloži na dno, i to, naravno, najprije krupnija zrna ili bi-oklasti, pa zatim daljnjim slabljenjem oluje sve sitnija zrna, a po prestanku oluja
376
Okoliši Taloženja karbonatnih sedimenata
u tijeku lijepa vremena i sav sitnozmati muljeviti karbonarni detritus iz suspenzije. Krupnija /ma i bioklasti pri tome uglavnom potječu od povratnih struja iz plićih dijelova obalnog lica ili prednjeg žala, a djelomice su posljedica se-paracije i koncentracije zrna iz samog olujama uskovitlanog i pretaloženog taloga. Tipična odlika olujnih slojeva ili karbonatnih tempestita su 0,1 do 2 m debele tempestitne sekvencije čija je najvažnija značajka humčasta kosa slojevitost (HCS) karakterizirana blago zavojitim konveksno-konkavnim kosim laminama nagiba od 10 do 15° zbog čega gornje slojne površine takvih vapnenaca imaju humčastu morfologiju (v. odjeljak 3.1.2). Tempestitne sekvencije u vapnenačkim olujnim slojevima ne moraju biti uvijek kompletno razvijene, tj. imati BPHFXM jedinice opisane u odjeljku 3.1.2. U karbonatnim se lempestitima često nalaze nepotpune sekvencije, uglavnom samo gornji dijelovi kompletnih sekvencija, odnosno njene PHFXM jedinice taložene iz vodenih struja u kojima je prevladavao oscilacijski tok kao posljedica sužavanja olujnog nevremena. Jedinica ili član (M) - madston - pojavljuje se gotovo redovito u vapnenačkim olujnim slojevima. Taložena je dugo vremena poslije oluje i obično je jako bioturbirana. Jedinice PHFX su sastavljene od grejnstona koji mogu biti amalgamirani zbog učestalosti oluja, tj. ako nova oluja slijedi ubrzo iza prethodne i svojim strujama erodira i/ili pretaložava pješčani talog istaložen pri ranijoj oluji. U vapnenačkim se olujnim slojevima - tempestitima - mogu naći i gutler casts i lool marks strukture, kao i druge vanjske i unutrašnje strukturno-tekstur-ne odlike. Osnovica olujnih slojeva je obično erozijska, a u donjim, krupnozrna-tijim jedinicama tempestitnih sekvencija česta je gradacija, posebice u slojevima s koncentracijom bioklasta i intraklasta zbog ispiranja sitnijeg detritusa {lag--sedimenti). Paralelna laminacija, humčasta kosa slojevitost i »flat«-slojevitost bitne su značajke karbonatnih tempestita. Na gornjim se slojnim površinama grejnstona F i X jedinica tempestitne sekvencije često pojavljuju simetrični strujni riplovi kao posljedica prijenosa pješčanih zrna po dnu ili uz samo dno strujama uzrokovanim olujnim valovima ispod osnovice valova za lijepa vremena. Vapnenački su olujni sedimenti nastali u dubljem dijelu potopljenog žala ishoreface) bogatiji umijem i imaju manju debljinu slojeva ili se sastoje od samo jednog sloja, a oni nastali na plićem dijelu ili u gornjem dijelu žala (upper sho-reface) su debljih slojeva krupnozrnatiji, bogati bioklastima i često sastavljeni od amalgamiranih slojeva. Dobar su primjer lijepo razvijenih vapnenačkih olujnih slojeva s manje-biše kompletno razvijenim sekvencijama cenomanski vapnenci kamenoloma Sv. Lu-1 čija kod Oprtlja i vapnenci u podini kamenoloma Sv. Stjepan kod Istarskih! Toplica. I U olujnim se slojevima vapnenaca, nešto rjeđe nego li HSC, može pojaviti! dolinasta kosa slojevitost SCS (swaiey cross-stmtification) združena s »flat«-slo-jcvitošcu kao posljedica taloženja i erozije istaloženog detritusa učestalim i/ili kontinuiranim olujama, uglavnom na plićem dijelu obalnog lica (Tucker & VVright, 1990). Pri učestalom i dužem trajanju oluja humčasti će dijelovi na dno ■ plićeg dijela obalnoga lica istaloženog sloja karbonatnog pijeska biti odneseni \ naletom novog olujnog vala prije nego li se na humčastu morfologiju istaloži i sitniji detritus iz suspenzije koji bi fosilno očuvao takvu morfologiju (odjeljak 3.1.2).
O koliSI grebenskog kom pleksa
377
13.8. Okoliši grebenskog kompleksa
13.8.1. Definicija i klasifikacija okoliša grebenskog kompleksa Pod grebenskim kompleksom (reef comp!ex) razumijevaju se okoliši na koje izravni utjecaj imaju velike i prema valovima otporne, topografski i reljefno izražene organogenc grebenske tvorevine na kojima se razlikuje: GREBENSKA PADINA (reef stope), PREDGREBEN (forereep, ĆELO GREBENA (reefjront), GREBEN-SKA JEZGRA (reef ćore), CREBKNSKA PUCINA (reef flat), i ZAGREBENSKA LAGUNA (backreef) kako to prikazuje si. 13-10. Unutar vrlo velike varijabilnosti morfoloških oblika organogenih grebena, uloge i udjela različitih organizama u gradnji i razgradnji grebena te ekološkog i biološkog sastava grebena razlikuju se dva osnovna tipa grebena: skeletni grebeni i grebenski humci. - SKKLETN1 CREBEN1 (skeletal reefs, frame-built reefs) organogene su grebenske tvorevine građene od grebenotvornih organizama čiji skeleti tvore krutu karbonatnu skeletnu rešetku ili skelet grebena (framework) jer su litificirani u poziciji i na mjestu rasta. Toj skupini grebena pripadaju svi prema valovima otporni, morfološki izdignuti organogeni grebeni na fosilnim i recentnim gre-benskim barijerama, kao i kružni ili prstenasti KRPAST1 GREBENI (palch reef) koji se nalaze unutar šelfnih i platformnih plićaka i laguna (si. 13-10). - GREBENSKI HUMCI (reef mounds) biogene su karbonatne tvorevine bogate muljem i bioklashćnim materijalom a da se u njima ne ističe m silu nastala skePadina gr*t>«rra i taloianjvn grtbanikog ttotrituu
ZAGREBENSKA LAGUNA Plimni kanal Biblattifni pijasak P*l«tni mulj Kr pasti grib*n. LPttehrttfl
PREDGREBEN Ctio gr«b«na
Slika 13-10: Shematski prikaz okoliša taloženja grebenskog kompleksa (iz. Selley. 1988)
378
DkuJif.l talu/enja Ka*l>unatmh seaimenatu
letna rešetka. Nastali su na morskome dnu lokalnim hvatanjem i vezivanjem velikih količina sedimenata različitim organizmima (Tucker i IVright, 1990). Pri stvaranju grebena i grebenskog kompleksa sudjeluju biološki, fizikalni i kemijski faktori s vrlo različitim međusobnim međudjelovanjem koje se može grupirati u četiri glavna tipa procesa: građbcne ili konstrukcijske procese, destruktivne procese ili procese razgradnje grebena, cemenlacijske i sedimentacij-ske procese. - GRADBHNI ili KONSTRUKCIJSKI PROCLSI jesu oni kod kojih prevladavaju biogeni procesi rasta grebenotvornih organizama s karbonatnim skeletima kao što su nakupljanje i vezivanje sedimenta (baflston, bindston). U poziciji rasta i na staništu litificirani skeleti grebenotvomih organizama, posebice onih koji žive u kolonijama, poput koralinaceja, hidrozoa, stromatoporoida, koralja, ser-pulita, briozoa, inkrustirajućih foraminifera i gastropoda, glavni su uzročnici nastajanja organogenih grebena, odnosno gradbenih ili konstrukcijskih procesa. Pri tome nastaje obilje šupljina između skeletne rešetke zbog rasta nepravilno granastih (koralji, stromatoporoidi, hidrozoi) ili gromadastih (koralinaceje, bri-ozoe, i nk rus ti raj u će foraminifere) skeletnih rešetaka. Obilje šupljina, osim toga, nastaje i procesima bioerozije koji, međutim, pripadaju u procese razgradnje grebena. Međusobni odnosi intenziteta i brzine rasta skeletne rešetke i intenziteta bioerozije ključni su činitelji razvoja grebena i balansa konstrukcijskih i destruktivnih procesa kod nastanka organskih grebena. - PROCT.Si KA/CRAUNJh' ili DESTRUKTIVNI PUOGiSl pri nastajanju grebena uzrokuju oštećenja i razgradnju rasta grebena zbog fizikalnog razaranja grebena djelatnošću valova i morskih struja te bioerozijom. Fizikalna razgradnja grebena kontinuirani je i paralelni proces s gradnjom grebena zbog abrazijske djelatnosti valova i morskih struja. Posebno je taj proces intenzivan pri povremenim olujnim i orkanskim valovima kojima mogu biti razorene velike količine organogenih grebena i kolonija organizama koje oblikuju skeletnu grebensku rešetku. Bioerozija, kojoj pripadaju procesi ubušivanja, struganja, lomljenja i rovanja pri životnoj djelatnosti različitih organizama, polagani je proces razgradnje grebena, koji, međutim, kroz dugo vrijeme postaje vrlo važan činilac razgradnje grebena. Pri destruktivnim procesima nastaje golema količina grebenskog biodetritusa. različite veličine zrna koji se taloži bliže ili dalje od samog grebena (v. odjeljak 13.3. i si. 13-12. = prilog si. 24).
- SEDIMENTACIJSK1 l'ROCKSI u stvaranju grebena posljedica su taloženja i akumulacije velikih količina detritusa nastala abrazijom i bioerozijom greben-ske skeletne rešetke i općenito organogenih grebenskih tvorevina, a manjim dijelom i detritusa koji potječe i izvan grebenskih okoliša, odnosno detritusa na-plavljenog iz susjednih okoliša. Najvažniji opskrbljivači recentnih grebena de-tritusom zelene su alge (u recentnim grebenima Halimede), koralinaceje, koralji, foraminifere i moiuske (Milliman, 1974). Akumulacijom velike količine grebenskog biodetritusa u prigrebenskim okolišima, osobito neposredno uz padinu grebena, nastaju sedimentna tijela klinasta oblika, tzv. klinoforme, nagnute niz padinu. Zbog kontinuirana taloženja takvih klinastih sedimentnih t i j e l a koja progradiraju jedno preko drugog od grebena u dublje more, postupno se depresija zapunjava i nastaje morski plićak preko kojeg se nastavlja širiti greben (v. pogl. 13.3). Taj je proces osobito izražen ako je sukcesivno bio praćen i snižavanjem razine mora. Vrlo lijepe primjere progradacije grebena i taloženja kli-noformi na padini rudistnih grebenskih kolonija zbog njihova intenzivnog ra-
0 kulisi greben ikog kompleksa
379
zaranja nalazimo, na primjer, u cenomanskim i đunjoturonskim vapnencima južne Istre, osobito u kamenolomu Vinkuran i na obali istočno i jugozapadno od Premanture (si. 13-11. - prilog si. 3). - PROCESI CEMh-'.NTAClJE imaju vrlo važnu ulogu pri stvaranju i litifikaciji grebena. Obično se zbivaju u ranoj fazi nastanka grebena u/ izravno sudjelovanje morske vode u porama grebenske konstrukcije. Cementacija je u pravilu najintenzivnija na čelu i na kresti grebena gdje se u porama zadržava i isparava morska voda koju su naplavjli valovi i koja se djelatnošću valova neprestano ubacuje ali i crpe i/, šupljina i pora (Marshall & Davies, 1981). U današnjim grebenima češće se izfučuju različiti morfološki i strukturni tipovi visokomag-nezijskog kalcitnog od aragonitnog cementa, što je vjerojatno bio slučaj i kod cementacije grebena u geološkoj prošlosti (Furser i Schroeder, 1986).
13.8.2. Grebenski okoliš ili okoliš grebenske jezgre Crebenska jezgra ili grebenski okoliš u užemu smislu obuhvaća organo-geni greben, odnosno grebensku pličinu (si. 13-1(1), koja se sastoji od skeletne grebenske rešetke organizama lilificiranih na staništu i u položaju koji su organizmi imali za života. To, drugim riječima, znači da se pod terminom »grebenski vapnenci« razumijevaju samo vapnenci koji imaju odlike biolititnih stijena, odnosno biohermi ili biostroma. Vrlo često u našoj se geološkoj praksi i literaturi, posebice onoj otprije dvadesetak godina, upotrebljava naziv »grebenski vapnenci« ili »grebenski faeijes« za stijene koje sadrže skelete i bioklaste grebenotvornih organizama a da one uopće nemaju biolititne, biostromalne ili biohermalne karakteristike, odnosno za akumulacije biodetritusa glavnih grebenotvornih organizama. Međutim, prema sedirnentološkim, petrološkim i paleontološkim kriterijima to nisu i ne mogu biti grebenski vapnenci jer uopće ne sadrže biolititne, odnosno biostromalne ili biohermalne vapnence budući da se sastoje od transportiranih skeleta ili kršja skeleta grebenotvornih organizama taloženih u prigrebenskim plićacima ili plićacima s pokretljivom vodom nakon fizikalnog razaranja i razgradnje grebena, pri čemu se sami organogeni grebeni fosilno nisu očuvali. U grebenski okoliš ili u grebensku jezgru ubrajaju se neslojeviti i masivni organogeni vapnenci pretežito izgrađeni od skeleta grebenotvornih organizama s jasno očuvanom skeltnom rešetkom iframewark) u kojima je najmanje 10 do 40% takvih skeleta ostalo litificirano na staništu i u poziciji rasta, tj. tvori bi-ohermu, biostromu ili biolitit (Flugel, 1982). Preostali, pretežiti dio stijenske mase, fini krupnije ili sitnije kršje skeleta grebenotvornih organizama, šupljine ispunjene cementom i/ili internim sedimentom i stromataktisnom strukturom. Po strukturnom tipu stijene dio stijenske mase oko biolititne skeletne rešetke pripada biosparruditima, biosparitima i biomikritima, odnosno radstonu, flo-utstonu, grejnstonu do vekstonu. Veće se količine sparita nalaze u interskele-tnim i intraskeletnim porama i stroma takt isu. Fosilni detritus općenito je loše sortiran, nema nikakve vanjske ili unutrašnje teksturnc (strukturne) odlike kao što je laminarija ili slojevitost. Karakteristična je pojava resedimentacije greben-skog materijala kao posljedica razaranja grebena još u tijeku njegova rasta. Uz
380
OMIŠI taloženja kaibonatnih sedimenata
biolitite, dakle »in situ« iitificirane grebenotvorne organizme, tu je tipična i velika raznovrsnost drugih sesilnih i bentoskih organizama, obilna prisutnost organizama koji buše podlogu i obavljaju eroziju te nedostatak agregiranih zrna, peleta i ooida. Grebenski vapnenci često se odlikuju s troma tak ti snom strukturom, posebice u grebenskim humeima ili muljnim humcima, tj. tzv. mud moundima (v. pogl. 9.3). Bathurst (1982) smatra da stromataklis označuje sistem šupljina koje su se razvile kao submarinske cementne kore na površini grebenskih humaka, a Logan i Semeniuk (1976) proizvodima otapanja u uvjetima veće dubine za-Hjeganja ili procesa kompakcije. Bridges i Chapman (1988) interpretiraju ga kao posljedicu erozije i otapanja u uvjetima marinske freatičke zone, a Tsien (1985) stromataktis smatra rekrista lizi ranim kolnnijama mikroorganizama poput algi, cijanobakterija i bakterija. Sigurno je, međutim, da stromataktis može biti po-ligenetskog porijekla i da je karakteristična i česta strukturna odlika grebenskih humaka.
13.8.3. Predgrebenski okoliš Predgrebenski okoliš (fore-reef) nalazi se s prednje, k otvorenom mogu okre nute, strane organogenog grebena ili grebenske barijere, odnosno niza među sobno višc-manje vezanih ili plimnim kanalima odvojenih grebena (si. 13-10). U predgrebenskim okolišima taloži se krupno, loše sortirano i nczaobljeno krsje skeleta grebenotvornih organizama i grebenskih vapnenaca nastalo Tazaranjem grebena zbog snažne abrazije djelatnošću valova, osobito za olujnog i orkan skog nevremena. Vapnenci taloženi u predgrebenskom okolišu odlikuju se sla bo izraženom slojevitošću sa slojevima koji su nagnuti prema otvorenom moru, odnosno niz grebensku padinu, pod kutom od 35 do 60°. Osnovni su tip vap nenaca »grebenske breče«, biosparruditi i biomikruditi, odnosno radstoni i flo ti tstoni sastavljeni od centimetarskih do metarskih fragmenata biolititnih vap nenaca, skeletne rešetke i kršja skeleta grebenotvornih organizama. Grebenske su breče (reef breceia) kalkruditi i/ili biokalkruditi sastavljeni od uglatih fragme nata biolititnih vapnenaca ili bioklasta nastalih razgradnjom i erozijom organogenih grebena. Obično se talože neposredno uz padinu grebena prema otvo renom moru ili na onoj strani grebena koja je izložena valovima zbog sezonskih jakih vjetrova u obliku klinoformi (prilog st. 3). . Kao vezivo koje predgrebenski detritus povezuje u čvrstu, obično šupljikavu stijenu, javlja se druzni cement s varijabilnom količinom sitno razdrobljenoga fosilnog detritusa ili matriksa. Takav matriks mjestimice može pokazivatli sitnu gradaciju, a intraskeleme šupljine imaju geopetalnu teksturu. Udaljavaj-njem od čela grebena prema otvorenom moru smanjuje se veličina grebenskog kršja, postupno raste udio Ijušturica organizama koji naseljavaju grebensku padinu, tj. kršja bodljikaša, vapnenačkih spužava, koralja samaca te udio debe-loljuštumih bentoskih foraminifera. Usporedo s porastom njihova udjela sma-( njuje se udio radstona i fioutstona, a povećava se grejnstona, pekstona i vek-'i stona uz. povećanje udjela mikritnog matriksa i baze-nskog sedimenta. Progra-i da čijom u smjeru mora nastaju sekvencije oplićavanja naviše (v. pogl. 13.3).
Oubljevcjdni i pdagićnii okolišJ taktženja vapnenaca
381
13.8.4. Zagrebenski okoliši Zagrebenski okoliši (back reef) nalaze se sa stražnje strane organogenog grebena ili grebenske barijere prema zaštićenom plićaku ili zagrebenskoj laguni (si. 13-10). Energija vode tu je niska, a voda je ponegdje i potpuno mirna, mjestimično i s povišenim salinitetom. U zagrebenskim okolišima talože se vapnenci sastavljeni od dobro zaobljenog i srednje sortiranog grebcnskog skeletnog kršja ali i Ijušturica nekih rodova foraminifera, osobito miliolida, skeleta zelenih algi, uglavnom dasikladaceja, onkoida, obavijnih bioklasta i peloida. Prevladavajući tip sedimenta su bioklastični pijesci odnosno kao tip stijena grejnstoni do pek-stoni (,sl. 13-10), a dalje od grebena u laguni nerijetko se talože i vekstoni pa i madstoni (pelctni muljavi - si. 13-10). Od tekstumih karakteristika najuočljivija je dobra slojevitost sa slojevima debljine od nekoliko centimetara do nekoliko metara. U zagrebenskim lagunama mjestimično mogu postojati manji krpasti grebeni (si. 13-10), na većoj udaljenosti od grebena talože se peletni muljevi (peletni vekstoni/peks to ni), a bliže plimnoj zoni proslojci i tanji slojevi stromatolita. Udaljavanjem od grebenske jezgre zagrebenski sedimenti postupno prelaze u mikritom bogate la-gunske vapnence. Što je energija vode niža, njezina cirkulacija slabija, a salinitet viši, u sedimentu će biti veći udio fekalnih peleta, agregiranih zrna, skeleta gas-tropoda, ostrakoda i miliolida te, naravno, mikrita i algalnih onkoida, odnosno zagrebenski će sedimenti poprimiti odlike sedimenata taloženih u lagunama i zaštićenih plićacima (odjeljak 13.7.1).
13.9. Dubljevodni i pelagični okoliši taloženja vapnenaca U dubljevodne okoliše taloženja vapnenaca ubrajaju se marinski okoliši s dubinom mora većom od 200 m, odnosno ispod donje granice fotičke zone. Pelagični okoliši obuhvaćaju područja otvorenih mora i oceana s taloženjem pelagičnih vapnenaca koji se pretežno sastoje od skeleta ili fragmenata skeleta planktonskih organizama poput kokolita, foraminifera, pteropoda i kal-cisfera te većeg ili manjeg udjela skeleta kremičnih organizama (radiolarija, di-jatomeja), kao i varijabilnog udjela siliciklastičnog materijala dimenzija silta i gline. Karakteristika vapnenaca taloženih u dubljevodnim okolišima odsutnost je fosilne flore i velik udio sitnoga karbonatnog mulja. Udio se fosilne faune smanjuje porastom dubine kao posljedice pada temperature i prozirnosti vode. S obzirom na to da ispod fotičke zone živi vrlo malo ili da uopće nema ben-toskih organizama koji imaju karbonatne skelete, vapnenci taloženi u dubije-vodnom okolišu uglavnom sadrže samo fosilnu faunu planktonskih organizama. No, to ne znači da sve vapnence koji sadrže planktonsku faunu moramo
382
Okoliši laloženja karbonalnili sedimenata
interpretirati kao pelagićne ili dubljevodne sedimente jer se ne smije zanemariti činjenica da pojava planktona, osobito foraminifera, može biti i posljedica naplavljivanja u plićake karobnatne platforme ako su oni stalno ili povremeno imali komunikaciju s otvorenim morem, odnosno izravnu eirkulaciju vode i/ otvorenih mora. Do koje će se dubine mora taložiti karbonatni sedimenti, ovisi o geografskoj širini i prije svega o položaju CCD-erte, tj. kaleitne kompen/acijske dubine, kako je to iscrpnije prikazano u pogl. 9.1.1. te na si. 13-12.
Slika 13-12 Shematski prikaz rasporeda facijesa u dubokom moru (Tihi ocean) ovisno o: položaju CCD-granične crte s obzirom na geografsku širinu glavnih vodenih masa i o položaju rubova kontinenata (iz Legget, 198S; Ramsay, 1977)
Na osnovi si. 13-12, jasno proizlazi da u umjerenim geografskim širinama, osim ekvatorijalnog otklona, karbonatna sedimentaeija, tj. taloženje karbonat-nih muljeva, postoji do dubine od oko 3 500 do 3 800 m, a da na većim dubinama nema karbonatnih, već da postoje samo silicijski i glinoviti taloži, što je izravno povezano s položajem CCD granične crte. Vapnenci taloženi u dubljem moru sastoje se od kalcila, a aragonita uglavnom nema, jer je aragonitna kompenzacijska dubina ili ACD-linija u umjerenim geografskim širinama položena bitno pliće od CCD-crte. U Tihom i Atlantskom oceanu u pojasu sTednjih vrijednosti geografskih širina CCD iznosi oko 4 300 m, a ACD samo 1 800 m (jenkyns, 1986; Seholle, 1983). U odnosu na intenzitet i brzinu taloženja karbonata u plitkomorskim okolišima karbonatne platforme intenzitet i brzina taloženja karbonata u pelagi-čnim i dubi je vodnim okolišima bitno je manji i bitno sporiji, U današnjim morima iznosi samo prosječno 0,5 - 1,5 g po četvornom centimetru na 1 000 godina (Tucker & VVright, 1990). U dubljemorskim i pelagićnim okolišima, uglavnom s dubinom mora od 200 do 4 500 m, talože se pelagični vapnenci, kredasli vapnenci ili tzv. kreda (chalk), resedimenUrani karbonati ili karbonatni turbiditi taloženi iz mutnih struja male gustoće, tzv. alodapični vapnenci (ulbdapic Uinebtones), kao i pela-gićni i hemipelagični muljevi koji su iscrpnije opisani u pogl. 12.11.
Uiiblicvodni i pelagični okoliši laloženia vapnenaca
383
- PELAGlČNl VAPNENCI talože se na kontinentalnim rubovima i na oceanskome dnu između 45° sjeverne i južne geografske širine općenito na du binama između 2 500 i 3 000 m iznad položaja CCD. U geološkoj povijesti Zem lje pelagični vapnenci imaju važno mjesto u građi litosfere: najviše su raspros tranjeni u posttrijaskim razdobljima /bog snažna ra/.voja nanoplanktona i planktonskih foraminifera u mezozoiku. Posebno su dobro poznati pelagični vapnenci Tetisa mediteranskog područja koji su se taložili u uvjetima karakteris tičnim za potopljene karbonatne platformi1 ili na oceanskim korama te krfdno-tercijami pelagični ili kredasti vapnenci zapadne Europe i SAD-a taloženi u epikontinentalnim morima. Trijasko-jurski pelagični vapnenci sadTŽe tipiaiu fa unu amonita, belemnita, tankoljušturnih bivavlina (Posiđonia, Daoneila, Bositra), sitnih gastropoda, planktonskih foraminifera, radiolarija, spikula spužvi, oštrakoda i krhotina bodljikaša to velikog udjela nanofosila, uglavnom kokolita. Odlikuju se nodularnom i ritmičnom slojevitošću s izmjenama lapora i muljnjaka. jursko-kredni tamni do svijetlosivi pelagični vapnenci mediteranskog područja poznati su pod imenom »Maiolica« i »Biancone« vapnenci. To su vapnenci debljine od nekoliko stotina metara, karakterizirani pločastom slojevito-šću, visokim sadržajem mulja u kojemu se nalaze planktonske foraminifere, kal-pionelide, kokoliti, radiolarije, kalcisfere i spikule spužava. Često sadrže nodulc i proskrjke rožnjaka. Njihovo taloženje vezano je uz sinsedimentacijsku tekto-niku i zbog nje u prvoj fazi nepravilnu topografiju karbonatne platforme (Tu-cker & VVright, 1990), Pelagični vapnenci gornje krede i tercijara Venecijanskih Alpa, poznati pod imenom »Scaglia Rossa« i »Scagglia Bianca«, tankoslojeviti su mikriti koji sadrže nanofosile i kokolite, a sporadično i fosilne ostatke Chon-dritti, Tluilassnioididac i 7.oophycobiK. Taloženje tih vapnenaca bilo je vrlo sporo, oko 20 000 godina za svaki pojedini sloj (Schwar/.acher i Fischer, 1982). - KREDASTI VAPNENCI ili KKFOA (Chtilk) su sitnozrnati sedimenti monotona sastava, pretežno sastavljeni od vapnenačkoga nanoplanktona, posebice kokolita i Tabdolita, i sitnih Ijušturica planktonskih foraminifera te kalcisfera. Od makrofo.sila oni mogu sadržavati amonite, belemnitc i kršje bodljikaša, a kredasti vapnenci taloženi u pelegičnim okolišima na selfu i bentosku faunu ehinida, bivavlina, spužava, brahiopoda i briozoa. Kredasti vapnenci taloženi u šelfnim morima mogu imati pločastu slojevitost, sadržavati nodule rožnjaka s izmjenama glinom bogatih i glinom siromašnih slojeva kredastih vapnenaca i varijabilnim stupnjem bioturbiranja. Zbog visoke poroznosti i propusnosti kredasti su vapnenci odlične kolektorske stijene plinovitih i tekućih ugljikovodika. - VAPNHNAČKI TURUIDITI ILI VAl'NT-NCI TALOŽENI IZ TURBlDiTNIH STRUJA talože se u okolišima dubljeg mora na padinama po istim mehanizmima kao i klastieni.sedimenti, kako je to opisano u pogl, 12.10. i prikazano na si. 12-12. Vapnenački turbiditi taloženi iz turbiditnih struja velike gustoće (si. 12-12), tj. kalciruditi ili vapnenačke breci; ograničeni su na rubove bazena sa strmim padinama i na grebenske padine i odlikuju se teksturnim i strukturnim značajkama tipičnim za krupnozrnate turbidite (si. 12-13C). Vapnenački turbiditi taloženi iz mutnih struja male gustoće imaju odlike Bouminih turbidita (si. 12-13D i I-") s debljinama sekvencija od 5 do 30 cm. Ipak, međutim, postoji znatna razlika između vapnenačkih i siliciklastičnih turbidita jt?r su kompletne Bo-umine sekvenc.ije kod vapnenačkih turbidita mnogo rjeđe, vertikalno je zoni-
384
Okotili Talotenja karbonatu ifli sedimenata
ranjc drukčije, a znatno se rjeđe javlja laminacija i konvolucija zbog relativno slabe tiksotropije u karbonatnom mulju (Fliigel, 1982). Zbog toga je za vapne-načke turbidite taložene iz mutnih struja male gustoće Meischner (1964) uveo naziv »alodapični vapnenci«. To su vapnenci nastali taloženjem karbonatnog dctritusa koji je u bazen donesen turbiditnim strujama iz grebenskih okoliša ili s ruba karbonatne platforme. Alodapični vapnenci obično su uloženi u sitno-zrnate pclitne sedimente (siltit, lapor, šejl, muljnjak ili u fliš). Alodapični vapnenci imaju vertikalno zoniranje s trima karakterističnim zonama: 1. zona se sastoji od triju dijelova; a) donjeg dijela koji pokazuje imbrikaciju i gradaciju (često obrnutu gradaciju), a sastoji se u donjem dijelu od loše, a zatim i dobro sortiranoga plitkom ors kog a fosilnog detrilusa i litoklasta; b) srednjeg dijela koji sadrži sitno/,mati karbonatni detritus i od c) gornjeg dijela sastavljenog od tankolaminiranoga karbonatnog mulja; 2. zona se sastoji od dvaju dijelova: a) sitnozrnatoga karbonata s ravnim slojnim plohama i horizontalnom laminacijom; b) sitnozrnatog vapnenca sa strujnom valovitom laminacijom i mjestimice konvolucijom i 3. zona predstavljena laporima koji pokazuju flazersku slojevitost i postupno prema gore poprimaju sve više odlike pelagičnih sedimenta. U loj zoni nedostaje fosilni detritus plitkomorskih bentoskih organizama. Slojevi alodapičnih vapnenaca kontinuirano se mogu pratiti na velikom prostranstvu od nekoliko stotina metara do više kilometara. Debljina im je slojeva obično > 1 cm pa do više metara.
