W systemach niskotemperaturowych SiO2 wytrąca się z naturalnych roztworów wodnych przez fazę żelu, najpierw jako krzemionka bezpostaciowa – opal-A. Opal-A produkowany jest również przez niektóre organizmy (głównie okrzemki i promienice) jako tworzywo pance-rzyków, osłonek ich komórek.
Ze wzrostem głębokości pogrzebania opal-A przechodzi w fazę krystobalitowo-trydymitową (opal-CT), a następnie w kwarc. Tempo przekształcania rośnie ze wzrostem temperatury.
Przekształcanie krzemionki polega na rozpuszczaniu fazy nietrwałej dla danych warunków i w jej miejsce wytrącanie fazy nowej, stabilnej w tych warunkach; nie powoduje zacierania pierwotnej struktury skały.
Opal-CT występuje zazwyczaj jako cement w skałach; tworzy sferoidy (lepsisfery) o średnicy 1-10 μm oraz blaszki o wielkości 10-100 μm (Calvert 1974; Oehler 1975).
Na drodze nieorganicznej opal-A wydziela się z lekko alkalicznych roztworów wodnych o niewielkim stężeniu innych jonów. W roztworach zasobnych w kationy opal-A ulega rozpuszczeniu, tworząc polimery. Polimery ulegają stopniowej flokulacji, a następnie przekształceniu w opal-CT. Krystalizację opalu-CT wzmagają węglany.
Formowanie osadów dolomitowych
Dolomit idealny – wysoce uporządkowane ułożenie naprzemianległych warstw kationów i anionów: Mg2+- CO32- - Ca2+ - CO32- - Mg2+ ....
Protodolomit – minerał o sieci przestrzennej zdeformowanej nadmiarem Ca2+ w stosunku do Mg2+. Wzrost udziału dolomitów z wiekiem skał - efekt postępującej dolomityzacji.
Podział dolomitów zależnie od czasu powstania względem czasu uformowania serii skalnej, w której występują:
- syngenetyczne: pierwotne (wytrącane bezpośrednio z roztworu wodnego -
syndepozycyjne) i wczesnodiagenetyczne (efekt dolomityzacji węglanu wapnia), - epigenetyczne: późnodiagenetyczne.
Istnienie dolomitów pierwotnych jest niejasne (nie stwierdzono spontanicznego wytrącania).
Przykłady występowania współczesnych osadów dolomitowych:
1. Jezioro Deep Spring (Kalifornia; ?pierwotne), 2. Sebha na wybrzeżu W Zatoki Perskiej,
3. Okresowe jeziora w sąsiedztwie Zatoki Coorong (S Australia; ?pierwotne), 4. Słone jeziora na wyspie Bonaire (Antyle),
5. Obszary supralitoralne na Wyspie Andros (Bahamy), 6. Jezioro Bałchasz (Kazachstan),
7. Jezioro Balaton.
Nierozpuszczanie dolomitu w wodzie morskiej jest prawdopodobnie spowodowane jej przesyceniem względem tego minerału (Amsbury 1962).
Brak precypitacji dolomitu z wody morskiej jest spowodowany:
1. Wysoką prędkością precypitacji, uniemożliwiającą osiąganie wysokiego uporządkowania właściwego dla dolomitu (naprzemianległe ułożenie warstw kationów i anionów:
Mg2+- i CO32- )
2. Utrudnioną dehydratacją jonów Mg2+,
3. Niską aktywnością jonów CO32- (woda morska zawiera głównie HCO3- podczas gdy dolomit tworzy się z jonów CO32-).
Przechodzenie kryształów wysokomagnezowego kalcytu (Ca80Mg20) w głąb, w dolomit (Ca55Mg45), zaobserwowane w osadach Jeziora Deep Spring, jest uważane za efekt postę-pującego zastępowania Ca przez Mg (Peterson et al. 1963, 1966) oraz za wskaźnik egzo-genicznego powstawania dolomitu. Dolomityzacji sprzyjają roztwory o wysokiej alkaliczno-ści, tj. o wysokim pH.
Modele formowania dolomitów współczesnych (Ryc. 152):
1. Model podsiąkania ewaporacyjnego (ang. evaporative pumping, Hsu & Siegenthaler 1969; dolomityzacja na obszarze sebha; Ryc. 152A, C):
odparowywanie wody porowej (wytrącanie gipsu - podwyższanie stosunku Mg/Ca) kompensowane dopływem wody morskiej → dolomityzacja otaczających węglanów;
dopływ wód słodkich → cementacja osadu węglanem wapnia.
Ryc. 152. Modele formowania dolomitów (z Fügel 2003).
2. Model podziemnego odpływu stężonej solanki (ang. seepage reflux; Adams &
Rhodes 1960; dolomityzacja na wyspie Bonaire), (Ryc. 152B):
zasilanie jeziora przybrzeżnego wodą infiltrującą z morza, odparowywanie jeziora z wytrącaniem gipsu → wzrost stosunku Mg/Ca do 30:1,
podziemny przepływ stężonej solanki przez osady wapienne → dolomityzacja.
3. Model Dorag (Badiozamani 1973; dorag - pol. mieszaniec; Ryc. 152D, F):
dolomityzacja osadów wapiennych pod wpływem mieszaniny wód morskich i mete-orycznych (roztwór o zaw. 5-30% wody morskiej jest nienasycony względem kalcytu lecz przesycony względem dolomitu (dolomityzacja raf Jamajki; ?węglanów zatoki Coorong).
4. Model dolomityzacji w wodzie morskiej (Ryc. 152G, H).
dolomityzacja osadów wapiennych pod wpływem stężonej, podgrzanej solanki.
5. Model kompakcyjny (Ryc. 152I)
dolomityzacja osadów wapiennych pod wpływem stężonych podgrzanych solanek wyciskanych kompakcyjnie z osadów pogrzebanych.
Formowanie ewaporatów
Ewaporaty – utwory zbudowane z łatwo rozpuszczalnych minerałów, gł. chlorków i siarcza-nów, wytrąconych z wód naturalnych przesyconych na skutek parowania.
W efekcie parowania z roztworów wodnych mogą wytrącać się również minerały trudno roz-puszczalne, m.in. tlenki i wodorotlenki Fe, Mn, CaCO3 krzemionka. Minerały o takiej gene-zie należą do ewaporatów sensu lato.
Ewaporaty powstają w różnych warunkach - od por i szczelin w skałach, poprzez powierzch-nie skalne, po jeziora i morza.
Na powierzchniach skalnych w efekcie parowania formowane są powłoki mineralne (inkrus-tacje mineralne; m.in. polewy pustyniowe) i naskorupienia zbudowane głównie z minerałów trudno rozpuszczalnych takich jak tlenki i wodorotlenki Fe, Mn, krzemionka, nieraz CaCO3. W wysychających jeziorach tworzą się naskorupienia ewaporatów oraz przewarstwienia ewa-poratów (halitu i węglanu Na) z osadem iłowym/mułowym. Towarzyszą im struktury tepee i spękania z wysychania.
Grube, twarde naskorupienia mineralne na powierzchniach skalnych oraz twarde warstwy przy powierzchni gruntu niezwiędłego, uformowane w efekcie parowania, nazywane są durikrustami albo hardpanami. Durikrusty zbudowane głównie z tlenków i wodorotlenków Fe nazywane są ferrikretami. Do ferrikretów można zaliczyć warstwy orsztynu. Durikrusty zbudowane z SiO2 nazywane są silkretami. Durikrusty zbudowane z CaCO3 nazywane są kalkretami (kalicze; znane są również gipsokrety, dolokrety itp.).
Kalicze (caliche) to zwięzłe warstwy konkrecyjno-cementacyjne i impregnacje CaCO3, głów-nie w osadach okruchowych, zazwyczaj cienkolaminowane, z laminami falistymi, stopniowo zanikające w głąb; formowane na lub przy powierzchni terenu.
Efektem ewaporacji są również róże pustyni tj. skupienia kryształów gipsu wytrąconych w osadzie (piasku).
Ewaporatowe wypełnienia por i szczelin w skałach tworzy najczęściej gips i anhydryt. Gips wypełniający szczeliny w skałach (tworzący żyły) ma najczęściej pokrój włóknisty, z włókna-mi ustawionywłókna-mi prostopadle do powierzchni szczeliny.
Ewaporaty jezior słonych (zamknięte układy hydrologiczne):
- jeziora alkaliczne – sedymentacja Na2CO3, NaCl;
- jeziora gorzkie – sedymentacja siarczanów Na (tenardyd, mirabilit, glauberyt);
- jeziora boranowe i azotanowe – rzadkie (borany – z wietrzenia skał magm. i gorących źródeł; azotany – z utleniania materii organ. i dział. wulkanów).
Ewaporaty jeziorne występują w przewarstwieniach z osadami drobnoziarnistymi.
Ewaporaty przybrzeżne i morskie:
Są to głównie siarczany Ca i chlorki Na. Współcześnie osadzają się w salinach, panwiach solnych, sabha nadbrzeżnej oraz w zatokach o słabym połączeniu z morzem. W zapisie kopalnym występują ewaporaty osadzone w dużych basenach morskich (np. w Morzu Śródziemnym w miocenie). Ewaporaty morskie mają dość duży udział w skałach osadowych.
Skład mineralny ewaporatów kopalnych wskazuje dużą stałość chemizmu wód morskich w dziejach Ziemi (przeciętna zawartość rozpuszczonych soli ok. 35 ‰).
Udziały składników rozpuszczonych w normalnej wodzie morskiej w procentach wagowych:
78 % halit,
18% sole potasowe (sylwin, karnalit, kizeryt itp.), 3,5 % gips i anhydryt,
0,3 % węglany i inne podrzędne składniki jak bromki, fluorki, borany.
Kolejność krystalizacji ewaporacyjnej z wody morskiej:
- CaCO3,
- siarczany (19% pierwotnej objętości wody; gips lub anhydryt – zależnie od temp. i stężenia roztworu),
- NaCl (~9,5% pierwotnej objętości wody),
- siarczany złożone Na-Ca-Mg-K (polihalit/glauberyt – zależnie od temp. i stężenia roztworu, karnalit, kainit, <5% pierwotnej objętości wody).
Ogólne cechy charakterystyczne ewaporatów morskich:
- zróżnicowany skład mineralny, z przewagą siarczanów nad solami K-Mg, - duże zróżnicowanie miąższości,
- cykliczność ukształtowania sekwencji (cyklotemy), - lateralne przejścia soli o różnej rozpuszczalności.