Vápenec

Vápence v prevažnej miere tvorí kalcit, menej aragonit. Kalcit sa zúčastňuje na zložení primárnej aj sekundárnej zložky vápencov. Ak si horninotvorné organizmy svoje schránky stavajú z kalcitu, tento býva dosť čistý, v prípade aragonitu sa vyskytujú prímesi horčíka. Ak sú vysoké (viac ako 4 mol.% MgCO₃), hovoríme o vysoko-horčíkovom kalcite. Vysoké obsahy Mg sú však v kalcite nestabilné, preto staršie, druhohorné vápence majú nízky obsah horčíka.[3] Vysoký obsah magnézia v kalcitových schránkach hromadia najmä hlavonožce a koraly.

Aragonit je nestabilný a mení sa postupne na kalcit, preto ho obsahujú iba mladé vápence. Môže vznikať vyzrážaním z roztokov, alebo sa do sedimentu dostane ako súčasť schránok organizmov[4]. Dolomit vo vápencoch primárne nie je prítomný, vzniká iba dôsledkom neskorších metasomatických procesov. Nijaké organické schránky netvorí dolomit. Siderit je vo vápencoch vzácna prímes. Vyskytuje sa vo formáciách, v ktorých sú asociované vápence a sideritové železné rudy.

Z akcesorických minerálov je významnejší iba kremeň, ktorý býva prítomný vo forme chalcedónových sferolitov. Niekedy tvorí vo vápenci konkrécie, ktoré známe ako pazúrik. Z iných kremičitanov sa vyskytujú ílové minerály (illit a kaolinit) a živce. Vápenec s veľkým podielom ílovitých minerálov sa nazýva slieň. Ostatné minerály (fosfáty, glaukonit, sadrovec) nie sú bežnou akcesóriou a ich výskyt je daný špecifickými podmienkami pri sedimentácii.

Intergranulárny stylolit vo výbruse vápenca s podpornou štruktúrou zŕn pri rovnobežných nikoloch. Zrná sú tvorené z bioklastov.

Vápence sa skladajú zo štyroch komponentov:

• zŕn neorganického pôvodu (nazývajú sa aj ooidy alebo pisoidy). Ooidy sú sférické zrná a psioidy majú nepravidelný tvar. Vznikajú obrúsením pri transporte, resp. pri vyzrážaní v suchých (arídnych) podmienkach.
• zŕn organického pôvodu, (tzv. bioklastov). Predstavujú produkty organickej činnosti morských organizmov. Klasty organického pôvodu v sedimente často prevažujú, takéto vápence sa označujú ako organogénne. V prvohorách sa významne podieľali na tvorbe vápenca archeocyáty. Neskôr sa stali dôležitou zložkou týchto hornín zvyšky koralov, schránky dierkavcov, niektorých ramenonožcov (v druhohorách napríklad amonity), ulitníkov, lastúrnikov, zvyškov ľalioviek, machoviek alebo rias.[1]
• mikritu - je to veľmi jemnozrnná vápnitá hmota, ktorá vypĺňa priestor medzi zrnami. Pri pozorovaní v polarizačnom mikroskope sa javí ako tmavá.
• cementu (alebo sparit). Cement je hrubozrný kalcit vypĺňajúci medzery medzi zrnami. V polarizačnom mikroskope je svetlý.

Vápence sú polygenetické horniny. Značná časť bola pôvodne mechanicky premiestnená a uložená podobne ako iné klastické sedimenty, iné boli zasa chemicky vyzrážané z vody. Preto sa ich textúrne znaky líšia. Prvá skupina má hydrodynamické textúry, kým druhá veľmi špecifické, závislé od prostredia.

Textúry formované hydrodynamickým režimom vznikajú rovnaké ako v klastických sedimentoch - šikmé zvrstvenie, gradačné zvrstvenie, znaky na povrchu. Paleokrasové povrchy vznikajú pri rozpúšťaní spodnými vodami. Vytvárajú sa nepravidelné, kavenózne povrchy s dutinami.

Fenestrálne textúry je všeobecný názov pre dutiny v karbonátoch, vyplnené sparitom. Laminované textúry majú panplanárne usporiadané dutinky. Okaté textúry, obsahujú nepravidelné hniezda, vyplnené sparitom (tzv. očká). Stromatakisy vznikajú v plytkých vodách a majú veľké nepravidelné dutiny. Podľa posledných výskumov môžu vznikať ako výplne kolónií hubiek[5]. Hľuznaté textúry vznikajú v plytkovodných vápencoch - sú to vlastne stopy po vŕtaní živočíchmi.

Výzdoba jaskyne Domica

Vápenec je tvorený z 80% kalcitom, a preto má dosť podobné vlastnosti: približne rovnakú tvrdosť (3), dobrú rozpustnosť v kyselinách za uvoľňovania CO₂. Rozpúšťa sa aj vo vode s obsahom CO₂ za vzniku hydrogenuhličitanu vápenatého (Ca(HCO₃)₂). Tento jav je príčinou vzniku krasových fenoménov, ako sú jaskyne, závrty, škrapy a iné.

Vápence môžu byť klasifikované podľa rôznych vedeckých kategórií, najmä na základe ich zloženia a textúrnych znakov ako je veľkosť klastov, množstvo základnej hmoty a cementu, ktoré možno pozorovať iba pod mikroskopom. Medzi najpoužívanejšie patria Folkova (1959) a Dunhamova klasifikácia (1962)[8]. Zatiaľ čo Folk klasifikoval vápence čisto na základe allochémov a typu základnej hmoty (napr. biomikrit pre vápenec s prevahou základnej hmoty a bioklastov), Dunham aplikoval i textúrne znaky (napr. wackstone, pre vápenec s podpornou štruktúrou mikritu a viac ako 10 % zŕn). Obe klasifikácie sú si rovnocenné.

Na morskom dne dochádza k cementácii a mikritizácii, pričom cementácia je charakteristická skôr pre aktívne prostredie a mikritizácia pre pokojné vody. Vápence sa všeobecne považujú za sedimenty teplých morí. Rozpustnosť kalcitu vo vode je totiž priamo úmerne závislá od nasýtenia vody oxidom uhličitým. CO₂ sa rozpúšťa najľahšie v studenej vode, čo spôsobuje, že v takejto vode sa ľahko rozpúšťa aj kalcit. Keďže teplota vody a s tým súvisiace rozpustnosť kalcitu, sa nemení len v závislosti od zemepisnej šírky ale aj od hĺbky, dochádza k rozpúšťaniu karbonátových zŕn aj pri sedimentácii v hlbokej vode. Pri tom platí postupnosť, že najskôr sa rozpúšťa aragonit, neskôr kalcit s vysokým obsahom Mg až nakoniec kalcit s nízkym obsahom Mg. Intenzita rozpúšťania stúpa až po dosiahnutie karbonátovej kompenzačnej hladiny (CCD), pod ktorou sa už žiadne karbonáty neusadzujú.[3]

V suchozemskom prostredí vznikajú vápence rôznym spôsobom. Najčastejšie sú travertíny, vyzrážané z roztokov termálnych vôd a penovce, ktoré precipitovali z vôd povrchových tokov alebo prameňov s normálnou teplotou.[9] Za priaznivých podmienok môže dôjsť k vzniku vápencov aj v podpovrchovom suchozemskom prostredí, jedná sa o tzv. caliche a kalkréty. Hlavným činiteľom je pôsobenie podzemných vôd - tzv. pripovrchová diagenéza. Vyvoláva ju sladká voda, pričom dochádza k rozpúšťaniu, cementácii a vzniku pôdy.[3]

Po nahromadení väčšieho množstva karbonátového sedimentu alebo v dôsledku prekrytia inými sedimentami dochádza ku kompakcii (spevneniu) vápencových vrstiev. Podieľa sa na tom rôznou mierou mechanické stesnanie zŕn v štruktúre, ktoré vedie k usporiadaniu zŕn približne paralelne s vrstevnatosťou. Chemická kompakcia má za následok rozpúšťanie v miestach dotykov zŕn, pri čom vznikajú rôzne stylolity (sutúry) a mikrostylolity.[3] Spevnenie a diagenetické procesty postihujú vápence a karbonáty rádovo skôr ako siliciklastické sedimenty.

Kras je názov pre územie tvorené vápencami, kde došlo vplyvom eróznych činiteľov k odstráneniu zvetralinového plášťa a obnaženiu skalných masívov. Vplyvom chemického zvetrávania tu dochádza k narúšaniu pôvodnej geologickej stavby a vytvoreniu typyckých útvarov pre kras. Tieto sa delia na primárne a sekundárne.

Vápence sú veľmi rozšírené po celom svete, vo všetkých geologických formáciách (vápence z série Bulawayan v Južnej Afrike sú staré až 2,6 mld. rokov). Väčšina súčasných vápencov sa tvorí v tropickom, alebo v subtropickom pásme. V oblasti Českého masívu sa vápenec nachádza hlavne v devónskych sedimentoch Pražskej panvy, Moravskom, Mladečskom a Hranickom krase a pri Štramberku[10].

Na Slovensku sa vápence vyskytujú vo viacerých pohoriach, kde často tvoria celé masívy. Sú prevažne druhohorného veku (triasové, jurské a kriedové). Podieľajú sa na stavbe obalových jednotiek tatrika a veporika, ako aj na stavbe príkrovov, hlavne krížňanského (fatrikum), chočského (hronikum), silického (silicikum) a ďalších. Vystupujú tiež v meliatiku. Možno ich nájsť vo všetkých jadrových pohoriach [11] a v bradlovom pásme, hlavne jeho jurskej čorštýnskej a ďalších plytkovodných jednotkách. V strednom triase (anis) sa v oblasti tethýdy, aj vo všetkých jednotkách interníd Západných Karpát, usadzovali na obrovskej karbonátovej plošine, tmavé až čierne tzv. gutensteinské vápence. Okrem charateristickej tmavej farby sú typické viacerými znakmi dolomitizácie, prípadne telesami tmavých lavicovitých dolomitov. V širšom zmysle sú k nim radené aj vápence s šošovkami krinoidových vápencov. Skameneliny sa v nich vyskytujú iba zriedkavo. Gutensteinské vápence sú často skrasovatelé - napr. Demänovská jaskyňa Slobody, Harmanecká jaskyňa, Belianska jaskyňa[12]. V južnejších jednotkách (hronikum, silicikum) v strednom triase pokračovalo usadzovanie hlbokovodných reiflingských, prípadne plytkovodných wettersteinských vápencov. Vo vrchom triase to bol aj plytkovodný dachsteinský vápenec (názvy odvodené od podobných vápencov z Álp). Pre juru boli skôr typickejšie piesčité krinoidové vápence, alebo vápencom blízke sliene. Miestami sedimentovali červené hľuznaté vápence (czorstynské alebo adnetské) a rádioláriové vápence. Na prelome jury a kriedy sa usadzovali aj kalpionelové resp. pieninské vápence. V období kriedy sa usadzovali vápence už v menšej miere. Charakteristické sú napríklad urgónske vápence manínskej jednotky bradlového pásma, alebo muránske vápence v Tatrách.[7] Skrasovatelé vápence sa nachádzajú na veľkej ploche hlavne v Slovenskom krase, Slovenskom raji a Muránskej planine. Zo štvrtohôr sú významné výskyty sladkovodných vápencov a travertínov, mnohé z nich sa tvoria dodnes, hlavne na výveroch v oblastiach zlomových línií. Slovensko patrí medzi krajiny s najväčším objemom ťažby vápenca na svete[13].