Tomasz Bartuś

Ochra (stgr. ōchra, ōchrós – „żółty, blady”) – pelityczna zwietrzelina skał bogatych w związki Fe. Składa się z tlenów, wodorotlenków, krzemianów i siarczanów żelaza i manganu oraz minerałów ilastych, pelitu kwarcowego, szczątków organicznych i innych (Fig. 1). Posiada barwy od żółtej przez pomarańczową do brązowej. Wykorzystywana jest jako naturalny, nieorganiczny pigment.

Geneza

Ochry żelaziste powstają w strefach wietrzenia skał bogatych w minerały zawierające Fe oraz lokalnie wokól źródeł i wysieków wód bogatych w związki Fe.

Żelaziaki brunatne (limonity) powstają w wyniku spojenia luźnych skał okruchowych autogenicznym spoiwem żelazistym złożonym z wodorotlenków Fe (Fig. 2). W ten sposób powstają piaski, piaskowce i zlepieńce żelaziste. Mają barwy, ciemne, brunatne, brązowe, żółtawe lub czerwonawe. W składzie żelaziaków brunatnych dominują: goethyt, lepidokrokit oraz niewykrystalizowane wodorotlenki Fe. Dodatkowo występują w nich tlenki i wodorotlenki manganu, minerały ilaste oraz detrytyczny kwarc. Czasem może w nich występować fosforan Fe - wiwianit nadający im barwę niebieską. Żelaziaki brunatne zwykle zawierają 30-35% Fe i dużą zawartość SiO₂.

Geneza

Żelaziaki brunatne powstają w środowiskach wodnych bogatych w tlen. Na wychodniach skał budowanych przez glinokrzemiany, w środowiskach podmokłych łąk i bagien tworzą się rudy darniowe oraz rudy bagienne, a w jeziorach powstają rudy jeziorne (in. żelaziaki jeziorne). Rudy darniowe i bagienne tworzą sie niemal na powierzchni terenu. Mogą być luźne lub zdiagenezowane. Tworzą też formy gruzłowe i konkrecje. Przy obniżonym poziomie wód gruntowych dochodzi do ługowania i wymywania związków Fe z gleby. W ten sposób powstają bielice. Poniżej poziomu wymywania tworzy się warstwa wzbogacona w wodorotlenki Fe nazywana orsztynem.

W środowisku jeziornym oraz przybrzeżnych stref mórz tworzą się żelaziaki brunatne o strukturach zbitych, oolitowych, pizolitowych i bobowych.

W strefach klimatu tropikalnego, na wychodniach zasadowych i ultrazasadowych skał magmowych, takich jak dunit, perydotyt, serpentynit tworzą się rezydualne żelaziaki laterytowe (Fig. 3). Tworzą one czapy zwietrzelinowe o miąższości do 30 m zawierające do 62% Fe oraz duże ilości Cr, Ni oraz Co.

Skały syderytowe (zob. skały węglanowe - syderyty) to skały zbudowane z minerału syderytu (Fe²⁺CO₃). Zwykle zawierają też domieszki innych węglanów, minerały ilaste, piryt, markasyt oraz pelit kwarcowy. Mają barwy szare lub brunatne. Są zazwyczaj zwięzłe, o przełamie ziemistym, muszlowym, drobnoziarnistym lub cukrowatym. Zwykle nie zawierają fauny. Skały syderytowe występują w otoczeniu skał ilastych. Nazywane są przez to syderytami ilastymi. Tworzą niezbyt grube warstwy, wkładki i soczewki ale najczęściej występują w postaci konkrecji i płaskur (sferosyderyty ilaste) (Fig. 4).

Geneza

Skały syderytowe powstają w słodkowodnych jeziorach, bagnach jak i niezbyt głębokich morzach. Do ich powstawania dochodzi w środkowisku redukcyjnym, najczęściej spowodowanym rozkładem substancji oranicznej. Domieszka materiału grubookruchowego wskazuje na środowisko o większej energii. Gdy syderyty jej nie mają - wskazuje to na sedymentację w środowisku wody stojącej lub o niewielkiej energii przepływu.

Muszlowce syderytowe są skałami przejściowymi pomiędzy osadami syderytowymi a wapieniami (Fig. 5). W zależności od zawartości pirytu i substancji bitumicznych mają barwy żółtoszare lub ciemnoszare. Kalcytowe muszle organizmów bądź ich okruchy są w muszlowcach wiązane drobnymi ziarnami syderytu. Skały mają więc tekstury organodetrytyczne. Dominują struktury bezładne bądź równoległe zaznaczone syngenetycznym ułożeniem muszli albo wynikające z ich wczesnodiagenetycznej kompakcji. Czasami występują struktury oolitowe. Poza wymienonymi głównymi składnikami może występować piryt, który tworzy gniazda, gruzły, bądź wypełnienia muszli, zwłaszcza otwornic. Muszlowce syderytowe zwykle zawierają niewielkie ilości minerałów ilastych oraz składników detrytycznych. Znane są także piaskowce i drobnokalibrowe zlepieńce przepełnione fauną o dużej zawartości oolitów żelazistych, np. oolit baliński (Fig. 6, 7).

Geneza

Muszlowce syderytowe występują wśród innych morskich skał żelazistych, głównie w osadach tzw. "jury brunatnej". Środowisko w jakich się tworzyły były podobne do tych jakie towarzyszyły powstaniu niektórych odmian syderytów ilastych, syderytowych osadów oolitowych oraz osadów szamozytowych. Brak szamozytu jest zapewne związany z brakiem rozpuszczonej krzemionki w roztworze wody morskiej. Wody te były jednak bardzo bogate w rozpuszczony węglan wapnia, co powodowało rozwój organizmów o kalcytowych muszlach i szkieletach. Tym samym warunki środowiskowe były podobne do tych w jakich tworzą sie klasyczne wapienie muszlowe (muszlowce). Żółte i jasnobrunatne barwy osadów świadczą o środowisku utleniającym.

Skały glaukonitowe są to skały osadowe zawierające minerał glaukonit (Fig. 8). Zdiagenezowane skały glaukonitowe są barwy ciemnozielonej. Poza dominującym glaukonitem zawierają detrytyczny kwarc, inne minerały typowe dla skał okruchowych. Typowa jest parageneza osadów glaukonitowych z siarczkami żelaza - pirytem i markasytem. Ziarna spojone są autogeniczną krzemionką lub minerałami ilastymi.

Geneza

Skały glaukonitowe tworzą sie w płytkich strefach mórz i oceanów, których osady są wydatnie zasilane z lądu minerałami ilastymi. Są typowym produktem halmyrolizy (wietrzenie podmorskie). Współwystępowanie siarczków żelaza świadczy o środowisku cechującym się niedostatkiem tlenu oraz obecnością H₂S z rozkładu substancji organicznej. W wyniku nagromadzenia glaukonitu tworzą się pierwotne zielone piaski glaukonitowe, które po diagenezie tworzą piaskowce glaukonitowe i glaukonityty (ponad 50% minerału glaukonitu.).

Żelaziste skały chlorytowe to skały, które zawierają chloryty żelazawo-żelazowe - głównie szamozytu i turyngitu (Fig. 9). Minerały te często tworzą oolity, stąd często są określane mianem oolitowych rud żelaza. minerały żelazistych skał chlorytowych często występują pojedynczo, w niewielkich skupiskach gniazdowych, ich nagromadzenia w warstwach są nieciągłe i obocznie przechodzą w inne skały.

Oolity mają budowę polimineralną. Poza szamozytem i turyngitem zawierają także inne minerały zawierające Fe, np. syderyt, hematyt, goethyt, a nawet piryt. W składzie mineralnym oolitów odnajdziemy także chloryty, węglany (głównie syderyt, kalcyt oraz epigenetyczny dolomit), a także minerały ilaste. Jądro oolitów najczęściej tworzy ziarno piasku, fragment muszli bądź okruch skalny. Ziarna, które pierwotnie mają kształty kuliste lub owalne są często zdeformowane. Ich dłuższe osie ulegają wydłużeniu tworząc struktury soczewkowate i nieregularnie powyginane. Za deformacje te prawdopodobnie odpowiedają zmiany składu mineralnego, np. pod wpływem utleniania bądź rekrystalizacji. Ziarna oolitów są wiązane przez substancję mineralną. Budowa spoiwa z reguły odpowiada składowi oolitów, choć inne są ich proporcje. Skały oolitowe wykazują struktury bezładne lub równoległe.

Geneza

Oolitowe skały chlorytowe tworzą się w niemal wyłącznie w warunkach morskich. W warunkach lądowych występują w utworach jeziornych oraz lokalnie w żelazistych glinach rezydualnych. Oolity morskie zawierają zwykle szczątki fauny niezbyt głębokich, ruchliwych i dobrze nasłonecznionych środowisk.