Fazy mineralne

Głównymi fazami mineralnymi w badanych utworach jest kalcyt, siarka rodzima oraz minerały ilaste. Podrzędnie występują celestyn, gips oraz piryt. Baryt jest obserwowany bardzo rzadko, a reliktów aragonitu i dolomitu nie stwierdzono. Badania

dyfrakcyjne wapieni siarkonośnych nie wykazały obecności dolomitu (Pawłowski i in.,

1985). Jednakże, jego występowanie stwierdzono sporadycznie w wapieniach

poselenitowych w 1 próbce na 178 analizowanych (Jeziórko F-15) (Gąsiewicz, 2000b).

Ponadto, pojedyncze relikty (wrostki) dolomitu ujawniły badania petrograficzne tych

wapieni (Gąsiewicz, 2000b). Większość omawianych poniżej faz mineralnych, poza siarką rodzimą, jest ilustrowana na tablicach przedstawiających struktury i tekstury sedymentacyjne oraz facje.

Kalcyt jest wykształcony jako mikryt, sparyt lub mikrosparyt i powszechnie tworzy tło skalne. Mikryt dominuje w badanych utworach. Zbudowany jest z kryształów nieregularnych o wielkości poniżej 4 µm, które są gęsto wykrystalizowane. Sparyt budują kryształy nieregularne lub wydłużone do 60 µm, miejscami o ostrych zakończeniach rombowych. Tworzy on przerosty i skupienia gniazdowe wśród mikrytu lub wypełnia przestrzenie międzyziarnowe i szczeliny, a lokalnie tworzy samodzielne laminy lub współwystępuje z laminami siarkowymi. Przejścia pomiędzy sparytem, a mikrytem są nieregularne i nieostre. Sparyt stanowiący wypełnienia różnych pustek skalnych cechuje się zazwyczaj dobrym wykształceniem kryształów, zwykle wzrastających dośrodkowo. Jest on biały lub przezroczysty i zwykle ostro graniczy z osadem otaczającym. Sparyt taki tworzy różnie wykształcone cementy obwódkowe i druzowe i jest ilustrowany w pracy Gąsiewicza (2000b). Miejscami cement kalcytowy kontaktuje z siarką rodzimą wypełniającą centralne części pustek. Sparyt występujący w mikrytowym tle skalnym tworzy nieregularne skupienia różnej wielkości o teksturze blokowej, w której kryształy zwykle zmniejszają się na zewnątrz i przechodzą nieostro w mikrosparyt i mikryt.

Siarka rodzima występuje powszechnie w badanych utworach. Brak jej natomiast w utworach płonnych. Ilość siarki może się zmieniać szybko w kierunku poziomym i pionowym na dystansie kilku centymetrów. Koncentracja siarki nie przekracza często kilku procent, chociaż szacunkowo w wielu facjach wynosi 10-20%,

a lokalnie może przekraczać 50%. Siarka stanowi wówczas dominujący składnik w

skale.

Barwa siarki jest uzależniona od zawartych w niej domieszek (przerostów) kalcytu, minerałów ilastych i celestynu. Zmienia się ona od białawej, jasnożółtej, żółtej,

miodowej po brunatną. Siarka rodzima jest wykształcona w badanych utworach w

odmianach krystalicznej, zbitej lub pylastej.

Siarka krystaliczna jest zbudowana z kryształów o wielkości do kilku

milimetrów (tabl. 1a, b; 2a, b). Występują one pojedynczo lub tworzą agregaty o

wielkościach do kilku centymetrów (tabl. 2a).

Siarka pylasta jest zbudowana z kryształów o wielkości mikrytu i pokroju

rombowym. Tworzą one nagromadzenia rozsypliwe lub słabo zlityfikowane, które kruszą się łatwo w palcach. Siarka pylasta występuje rzadziej w badanych utworach, głównie w mułkach wapiennych oraz wapieniach słabo zlityfikowanych, a także wypełnia niekiedy próżnie skalne.

Siarka zbita charakteryzuje się większym stopniem lityfikacji od siarki pylastej

oraz tłustym połyskiem (tabl. 1c, d). W obrazie mikroskopowym siarka zbita odznacza się większą krystalicznością (tabl. 2c). Ten rodzaj siarki jest przejściowy pomiędzy siarką krystaliczną, a pylastą.

Te trzy typy siarki mogą występować osobno, obejmując pakiety skalne o zmiennej miąższości lub wypełniając różnej wielkości i w różnym stopniu pory i pustki skalne, a najczęściej współwystępują ze sobą (tabl. 1a-f; 2c, d).

Formy występowania siarki rodzimej są zmienne. Zostały one skalsyfikowane

przez Niecia (1969, 1982, 1992) w tekstury siarkowe, które są omówione niżej w

rozdziale 5.4.2. Siarka może tworzyć zmiennej miąższości laminy i warstewki złożone z siarki krystalicznej, a głównie zbitej, często współwystępującej z domieszką kalcytu lub celestynu. Siarka tworzy też użylenia, wypełnienia druzowe lub skupienia gniazdowe. Laminy i smugi siarkowe mogą być złożone również z nagromadzonych pojedynczych ziaren siarki. Różne formy osiarkowania są przedstawione w tej pracy na tablicach ilustrujących facje wapieni siarkonośnych.

Stosunkowo najpowszechniejszą formą osiarkowania jest występowanie siarki w

postaci rozproszonej, masywnie przerastającej się z tłem wapiennym. Siarka rozproszona (impregnacyjna) ma barwę szarożółtą. Makroskopowo jest ona rozproszona w tle skalnym lub tworzy wyraźne smugi o nierównych i strzępiastych konturach (tabl. 1e, f). Jej koncentracje w badanych utworach są zmienne od 0,9% do 15,0% (Rybicki, 1973). W obrazie mikroskopowym siarka rozproszona jest zbudowana kryształów często o wielkości mikrytowej (tabl. 2d). Smugi siarki rozproszonej są poprzerastane wapiennym, mikrytowym tłem skalnym.

Tabl. 1. Odmiany siarki rodzimej. a. Pojedynczy kryształ siarki krystalicznej (strzałka), obok ziarna siarki zbitej. Międzywodzie 119, głęb. 262,5 m. b. Siarka krystaliczna tworząca laminy (czarne strzałki) oraz częściowe wypełnienie próżni (biała strzałka). Międzywodzie 119, głęb. 245,3 m. c, d. Ziarna siarki zbitej w laminowanym wapieniu zailonym (c) i wapieniu porowatym (d). c – Międzywodzie 119, głęb. 232,0 m; d – Międzywodzie 149, głęb. 260,1 m. e. Siarka rozproszona tworząca tło skalne. Lokalnie są widoczne laminy i smugi siarki rozproszonej (jaśniejsze), przewarstwiające się z laminami wapiennymi (ciemniejsze). Międzywodzie 119, głęb. 262,5 m. f. Smugi siarki rozproszonej (jaśniejsze) przerastające się z wapiennym tłem skalnym (ciemniejsze). Międzywodzie 149, głęb. 242,6 m

Tabl. 2. Odmiany siarki rodzimej. Płytki cienkie. Światło przechodzące. a. Siarka krystaliczna w postaci jednorodnych bloków kryształów, tworząca nieregularne przerosty wśród mikrytowego tła skalnego. Z lewej strony zdjęcia jest widoczna jaśniejsza domieszka drobnych skupień mikrosparytu. Nikole równoległe. Holendry 135, głęb. 245,5 m. b. Siarka krystaliczna (strzałka) w mikrytowym tle skalnym, tworząca nieciągłą i nieregularną laminę o strzępiastych konturach. Powierzchnie górna i dolna laminy powielają kształty kryształów siarki. Nikole skrzyżowane. Skopanie 144, głęb. 258,5 m. c. Siarka zbita (ciemnożółta), częściowo przekrystalizowana, tworząca drobne ziarna lub smużyste nagromadzenia. Nikole równoległe. Pliskowola 108, głęb. 125,1 m. d. Nieregularne skupienia siarki rozproszonej (ciemne skupienia bardzo drobnych kryształów) przerastającej się z mikrytowym tłem wapiennym. Nikole równoległe. Mikołajów 85, głęb. 130,3 m

Minerały ilaste są najprawdopodobniej reprezentowane, jak w wapieniach

poselenitowych, głównie przez kaolinit i illit (Gąsiewicz, 2000b). Są one obecne we

wszystkich badanych rdzeniach wiertniczych. Stanowią najczęściej domieszki w

badanych utworach wapiennych, a miejscami są jednym z głównych składników mineralnych. Minerały ilaste są rozproszone w tle wapiennym lub budują laminy i smugi, a lokalnie ziarna detrytyczne. Laminy i smugi są zorientowane na ogół poziomo, nierzadko skośnie, o różnych nachyleniach, dochodzących do 50°. W wielu miejscach materiał ilasty stanowi wypełnienia por lub powleczenia na ich ścianach. Laminy i smugi ilaste są częstsze w północno-zachodniej (pole złożowe Niekrasów) i

południowo-wschodniej (pole Skopanie) części złoża, w porównaniu z środkową

częścią złoża (pole Osiek). Lokalnie, masywne przerosty substancji ilastej tworzą iło-mułowce występujące jako warstwy o miąższościach do kilku metrów lub przewarstwienia o miąższościach do 0,2 m wśród wapieni.

Celestyn występuje w wapieniach osiarkowanych i może współwystępować z siarką krystaliczną w laminach, warstewkach lub porastać powierzchnie drobnych próżni. Minerał ten tworzy kryształy rozproszone w tle skalnym, skupienia nieregularne lub warstwy, laminy, żyły i smugi. Barwa celestynu jest biała, żółta lub biało-szara. Względnie częste są celestyny przezroczyste, zwłaszcza w przypadku pojedynczych kryształów inkrustującyh pustki skalne.

Typową cechą celestynu jest jego przerastanie tła wapiennego w postaci nieregularnych skupień. Lokalnie, jego koncentracje dochodzą do kilku procent, a w masywnych przerostach do kilkunastu procent objętości skały. Miejscami, skupienia celestynu tworzą nieregularne lub owalne gniazda o średnicach do 2 cm. Gniazda celestynu mają często charakterystyczną formę miotełkową. Warstwy, laminy i gniazda celestynu mogą zawierać domieszki kalcytu, wskutek czego ich granice z otaczającym tłem skalnym są lokalnie niewyraźne i nieregularne. W obrazie mikroskopowym obserwuje się kryształy celestynu wykształcone w postaci szczotek krystalicznych lub pojedynczych kryształów igiełkowych rozwiniętych na powierzchniach por lub laminach i warstwach zbudowanych z siarki krystalicznej. Typowe są również listewki celestynu przerastające tło wapienne. Są one źle wykształcone, mają różną wielkość i orientację. Żyły celestynowe mają barwę białą i osiągają długość do kilku centymetrów i grubość do 0,8 cm. Są one stromo nachylone lub pionowe, miejscami rozgałęzione i przecinają otaczające osady niezależnie od widocznych struktur i tekstur zrębu facjalnego. Ich granice ze skałą otaczającą są równe i wyraźne.

Baryt w badanych utworach jest znacznie mniej powszechny niż celestyn. Występuje on w wapieniach osiarkowanych. Koncentracja barytu dochodzi lokalnie do 7% (Gąsiewicz, 2000b). Kryształy barytu występują pojedynczo, tworzą skupienia w warstwach i laminach siarkowo-celestynowych lub inkrustacje na powierzchniach por. Kryształy barytu pokrywają niekiedy powłoki kalcytowego cementu blokowego.

Gips. Poniższy krótki opis gipsu w badanych utworach odnosi się do pojedynczych kryształów spotykanych w utworach siarkonośnych, omawianych w dalszej części pracy. Wykształcenie kryształów gipsu w warstwach, przerostach i

kompleksach gipsowych spotykanych w serii siarkonośnej jest charakterystyczne dla

danego typu litofacjalnego gipsu. Ich krótka charakterystyka jest przedstawiona w rozdziale 6.2.3.

Gips, oprócz intraklastów (tj. pokruszonych, pojedynczych kryształów lub

fragmentów grubiejkrystalicznych skał gipsowych), występuje często w postaci

pojedynczych kryształów. Ich obecność jest częstsza w utworach kontaktujących z siarczanami. Kryształy te występują pojedynczo w tle skalnym i bywają pokruszone. Kryształy gipsu są na ogół przezroczyste, mają wielkość od form mikroskopowych do kryształów o wielkości do 3 mm i kształt od soczewkowatego po słupkowy lub igiełkowy. Obserwacje mikroskopowe wykazują, że pojedyncze kryształy są własnokształtne i nie wykazują zauważalnych zmian strukturalnych. Kryształy gipsu posiadają miejscami częściowo skorodowane powierzchnie zewnętrzne.

Gips wypełnia lokalnie szczeliny lub przestrzenie międzyziarnowe. Ma on wówczas postać włóknistą lub kryształów o długości do 3 mm.

Częstym składnikiem badanych utworów są drobne relikty kryształów gipsu o pokroju soczewkowym i wielkości do 0,5 cm. Stanowią one drobne i geometryczne pustki lub pseudomorfozy kalcytu po gipsie, występujące pojedynczo lub czasem

nagromadzone w luźne smugi .

Anhydryt występuje w badanych utworach podrzędnie w porównaniu z gipsem. Kryształy anhydrytu mają zmienną barwę od białawej do jasnobrunatnej. W badanych rdzeniach wiertniczych stwierdzono anhydryty: (1) masywne, (2) laminowane, (3) gruzłowe i (4) z pseudomorfozami po kryształach gipsu. Anhydryty masywne cechują się jednorodnym tłem skalnym bez makroskopowo widocznych struktur sedymentacyjnych. Lokalnie obserwuje się w nich kryształy gipsu o pokroju igiełkowym. Względnie często obserwuje się anhydryty laminowane substancją ilastą, w których laminy są płaskie, równoległe, faliste lub zaburzone. W anhydrytach gruzłowych obserwuje się nieregularne lub obłe gruzły o wielkości do 6 cm. Są one na ogół ciasno upakowane, a ich kontury są niewyraźne lub ostre i podkreślone materiałem ilastym. Pomiędzy gruzłami jest obecna niekiedy siarka zbita. Anhydryty mogą zawierać pseudomorfozy siarki zbitej lub anhydrytu po kryształach gipsu selenitowego. Ich długość dochodzi do 4 cm. Powyższe odmiany anhydrytów są typowe dla tej północnej części zapadliska przedkarpackiego i zostały stwierdzone w licznych otworach w obszarze sąsiadującym ze złożem Osiek-Baranów Sandomierski (por. Kasprzyk, 2005b).

Piryt występuje powszechnie w postaci rozproszonej w tle skalnym. Tworzy pojedyncze kryształy lub ich agregaty o średnicach do 0,2 mm. Niekiedy, piryt występuje w postaci drobnych skupień kulistych o średnicach do 2 mm i dość gładkiej powierzchni. Ich barwa jest czarna w świetle przechodzącym i świeci w świetle

odbitym. Skupienia te są częstsze w mułkach wapiennych i facjach marglistych oraz w

utworach względnie silniej zailonych. Sporadycznie spotyka się w tle wapiennym pojedyncze kryształy pirytu o pokroju regularnym, kubicznym.