Świat wokół nas Dolomit co to za skała? Przez kilka lat badałam pod względem sedymentologiczno-petrograficzno-geochemicznym górnojurajskie dolomity z okolic Krakowa. Wielokrotnie, tematem kierowanych przeze mnie prac licencjackich była charakterystyka dolomitów i modele ich powstawania w środowiskach morskich. I tu właśnie rodził się problem. W podręcznikach dla studentów geologii i geografii informacje na temat tych skał są na ogół bardzo krótkie i ogólnikowe. ALEKSANDRA VIEREK Artykuły w wiodących czasopismach polskich (m. in. Górecka, Zapaśnik, 1981; Peryt, 1981; Migaszewski, 1986; Migaszewski, 1990; Narkiewicz, 1991; Vierek, 2003, 2005b) zagłębiają się już w konkretne, dla danego modelu czy regionu, problemy dolomityzacji. Elementarne podstawy na temat genezy dolomitów są doskonale opracowane w wielu podręcznikach i czasopismach anglojęzycznych (m. in. Bathurst, 1976; Blat i inni 1980; Carpenter, 1980; Land, 1985; Hardie, 1987; Flügel, 2004), ale dla młodych ludzi, którzy dopiero rozpoczynają swą pracę naukową, stanowi to pewien stopień trudności. Dlatego artykuł ten kieruje głównie do uczniów liceów i studentów kierunków przyrodniczych pragnących poszerzyć swoją wiedze na temat dolomitów. Niech będzie on wskazówką kierunku dalszych poszukiwań, a być może badań ciekawego zjawiska, jakim jest proces dolomityzacji. Skład chemiczny i cechy strukturalne dolomitów Termin dolomit obejmuje grupę minerałów zmieniających swój skład chemiczny w zakresie Ca 1,16 Mg 0,84 (CO 3 do Ca 0,96 Mg 1,04 (CO 3 (Land, 1985) oraz różniących się stopniem uporządkowania struktury. Miarą stopnia uporządkowania struktury są wskaźniki Goldsmitha i Grafa (1958), które biorą pod uwagę stosunek intensywności refleksu I 015 przy 41,23 0 2θ (lampa Co) do refleksu I 110 przy 43,66 0 2θ (patrz: identyfikacja minerałów metodami rentgenostrukturalnymi trudniejsze terminy, oznaczone kolorem niebieskim, wyjaśniono na końcu artykułu). Im wyższy jest ten stosunek tym lepiej uporządkowana struktura dolomitu. W górnojurajskich dolomitach z okolic Krakowa (Vierek, 2003) wskaźnik ten waha się od 0,36 1,16; dla dewońskich dolomitów Gór Świętokrzyskich wynosi 0,51 0,86 (Migaszewski, 1990), a dla permskich z rejonu Wrześni 0,40 0,85 (Peryt, 1981) Idealny kryształ dolomitu charakteryzuje uporządkowane, naprzemianległe ułożenie warstw kationów i anionów: Mg 2+ - CO 3 2 Ca 2+ - CO 3 2 Mg 2+... Spotykamy jednak dolomity, których wartości stechiometryczne Ca/Mg zostają zaburzone. Najczęściej jony Ca 2+ podstawiają jony Mg 2+ w warstwie kationów magnezowych. Czasami wapń i magnez w sieci przestrzennej dolomitu podstawione są przez jony żelazawe Fe 2+, co może doprowadzić do utworzenia ankerytu Ca (Mg, Fe)(CO 3. Dolomity charakteryzujące się deformacjami sieci przestrzennej, spowodowanymi nadmiarem 4 geografia w szkole
jonów Ca 2+ w stosunku do jonów Mg 2+, nazwano protodolomitami; termin ten został wprowadzony i upowszechniony m.in. przez Grafa i Goldsmitha (1956). W latach następnych prowadzono szereg laboratoryjnych doświadczeń (m.in. Gaines, 1974) mających na celu syntezę i badanie protodolomitu. Badania te doprowadziły do uszczegółowienia definicji protodolomitu. Wg Gainesa (1977) dolomityzacja przebiega w dwóch fazach: 1) utworzenie nietrwałego protodolomitu; 2) przekształcenie protodolomitu w dobrze uporządkowany, stechiometryczny dolomit. Protodolomit, będący prekursorem doskonale uporządkowanego i stechiometrycznego dolomitu, powinien odznaczać się wysokim stopniem uporządkowania kationów (Gaines, 1977). Na podstawie badań mikroanalizy rentgenowskiej stwierdzono, że dolomity z okolic Krakowa (Skały Twardowskiego, Księża Góra) są niestechiometryczne patrz tabela 1. W rozważaniach nad stechiometrycznością dolomitu nie uwzględniono zawartości Fe i Mn ze względu na ich nieznaczne ilości, średnio 0,12% dla Fe i 0,05% dla Mn. Odstępstwa od stosunku stechiometrycznego powoduje wyłącznie nadwyżka jonów wapnia. Dolomity podkrakowskie zawierają od 46,98 do 48,63% molowych MgCO 3 oraz analogicznie od 51,37 do 53,02% molowych CaCO 3. Wg Lumsden a, Chimahusky (1980) zawartość CaCO 3 w dolomitach kopalnych waha się od 48,00 do 59,00% molowych, z wyraźnym maksimum w zakresie 50,00 52,00% molowych. Dolomity pierwotne czy wtórne? Analiza szeregu danych z literatury sugeruje genezę dolomitów w różnych warunkach i różnych stadiach diagenezy (dolomity syn-, dia- i epigenetyczne). Jednakże problem dolomityzacji budzi nadal liczne kontrowersje. Zdaniem większości badaczy, przeważają dolomity wtórne, powstałe w wyniku dolomityzacji osadu wapiennego zgodnie z równaniem: 2CaCO 3 + Mg 2+ CaMg (CO 3 + Ca 2+ Prawdopodobnie do rzadkości należą dolomity pierwotne, powstałe w wyniku bezpośredniej nukleacji z wody morskiej: Ca 2+ + Mg 2+ + 4 HCO - 3 CaMg (CO 3 + 2CO 2 +2H 2 O Czy jednak spontaniczna nukleacja minerału CaMg (CO 3 z roztworów wodnych w warunkach normalnego ciśnienia i temperatury jest możliwa? Jak dotąd w żadnym naturalnym środowisku wodnym nie stwierdzono obecności zawiesiny dolomitowej analogicznej do zawiesiny aragonitowej, tzw whitings, która wskazywałaby na spontaniczną nukleację dolomitu z wody morskiej. Wielokrotnie doświadczalnie próbowano otrzymać dolomit w niskich temperaturach z roztworów zbliżonych do wody morskiej zgodnie z równaniem: CaMg (CO 3 Ca 2+ + Mg 2+ 2- + 2CO 3 i obliczoną stałą równowagi K: Tab. 1. Wyniki badań mikroanalizy rentgenowskiej górnojurajskich dolomitów z okolic Krakowa Nr próby % wagowe Ca Mg Fe Mn CaCO3 [% mol] Skład ST1 24,78 13,31 0,24 0,01 53,02 Ca 53 Mg 47 ST4 24,13 13,85 0,07 0,03 51,37 Ca 51,4 Mg 48,6 GK3 23,86 13,55 0,06 0,04 51,64 Ca 51,6 Mg 48,4 GK4 23,39 13,39 0,10 0,10 51,45 Ca 51,4 Mg 48,6 3/2006 5
K= 2+ 2+ 2 [ Ca ][ Mg ][ CO ] [ CaMg( CO ) ] (Blatt i inni, 1980) Niestety, synteza dolomitu nie zakończyła się sukcesem; nieznana też jest dokładna wartość stałej równowagi K. Niektóre przesłanki (patrz: Blatt i inni, 1980) pozwalają szacować wartość K na około 10-17. Brak dowodów wskazujących na tworzenie się dolomitów pierwotnych pozwala sugerować, że woda morska jest nienasycona względem dolomitu. Niekompletne dane dotyczące ilości wolnych jonów Ca 2+, Mg 2+ ico 3 2 w wodzie morskiej, wielkości ich współczynników aktywności oraz nieznana wartość stałej równowagi uniemożliwiają dokładne obliczenie stopnia nasycenia wody. Istnieją jednak pośrednie, chemiczne przesłanki wskazujące na przesycenie wody morskiej względem dolomitu; jednym z dowodów jest fakt nierozpuszczania się dolomitów detrytycznych w wodzie morskiej (Amsbury, 1962, (w:) Gradziński i inni, 1986). Co zatem uniemożliwia spontaniczną nukleację minerału dolomitu z wody morskiej? Rozpuszczone w wodzie morskiej jony Ca 2+ img 2+ ulegają procesowi hydratacji. Zbyt małe stężenie jonów CO 3 2- nie może pokonać bariery wodnej i związać się z jonami Mg 2+. Z kolei jony Ca 2+ łatwiej wiążą się z jonami CO 3 2- i zajmują w sieci przestrzennej dolomitu pozycje przypadające jonom magnezu (Lippmann, 1973). Różnice w zachowaniu jonów magnezu i wapnia próbowano tłumaczyć oznaczeniami termodynamicznymi (patz tabela 2). Ze wzrostem promienia jo- Tab. 2. Oznaczenia termodynamiczne dla jonów Ca2+ i Mg2+ (wg Lippmann a, 1973) Jon Wartość cieplna [kcal/mol] 3 2 Promień jonowy [A] 2 Energia przyciągania cząsteczki wody i kationu [kcal/mol] Ca 2+ 395 2,38 44,9 Mg 2+ 473 2,10 57,7 nowego hydratu maleje jego wartość cieplna (tzw. entalpia). Natomiast, wysoka wartość cieplna w pewnym sensie uniemożliwia powiązanie z jonami CO 2-3 (Lippmann, 1973). Tylko znaczna ilość anionów CO 2-3 może pokonać barierę wodną i doprowadzić do dehydratacji jonów magnezu. Reasumując, proces dolomityzacji może zostać zapoczątkowany po spełnieniu trzech podstawowych warunków: 1) niskie stężenie jonów Ca 2+ ; 2) duże stężenie jonów CO 2-3, które są wtedy zdolne do pokonania bariery wodnej ; 3) duża koncentracja jonów Mg 2+. Usuwanie jonów wapnia z roztworu w postaci CaCO 3 i CaSO 4 w wyniku parowania powoduje zmniejszenie koncentracji jonów wapnia (spełniony warunek pierwszy), ale także jednoczesny spadek stężenia anionów CO 2-3. Aby spełnić warunek kolejny należy dostarczyć nowe porcje anionów CO 2-3. Ich źródłem mogą być: bogate w alkalia minerały krzemianowe; redukcja siarczanów i rozkład materii organicznej przy współudziale bakterii (Lippmann, 1973). Analizując te zawiłe stosunki geochemiczne, warunkujące powstanie dolomitu, zadajemy pytanie: czy znane są zatem wystąpienia dolomitów pierwotnych? Wg Flügel (2004) wystąpienia dolomitów pierwotnych są bardzo rzadkie i ograniczone głównie do słonych jezior i lagun. Prawdopodobnie współczesne dolomity z jeziora Deep Spring i obszaru laguny Coorong (Australia) są dolomitami pierwotnymi. Dolomity z Deep Spring tworzą się w jeziorze okresowym. Występują w postaci romboedrycznych kryształów o średnicy około 1m. Szybkość wzrostu kryształów wynosi około 0,09m/1000 lat (Peterson i inni, 1966). Miejscem wytrącania się dolomitów w obszarze Coorong są dystalne jeziora okresowe leżące w strefie mieszania się wód morskich z wodami gruntowymi (von der Borch, 1976). Wody gruntowe wzboga- 6 geografia w szkole
cone są w jony Mg 2+, których źródłem są czwartorzędowe skały wulkaniczne. Zdaniem większości badaczy, znacznie częściej występują dolomity będące produktem diagenetycznych przemian osadów wapiennych. Zwolennikiem tego poglądu jest m.in. Lippmann (1973), który przeprowadził szereg teoretycznych i eksperymentalnych badań dotyczących syntezy dolomitu. Wg Lippmanna (1973) dolomity nie mogą krystalizować bezpośrednio z wody morskiej lub roztworów o zbliżonym składzie chemicznym; tworzą się natomiast w wyniku dolomityzacji skał wapiennych. Aby został zapoczątkowany proces dolomityzacji osadu węglanowego muszą być spełnione dwa podstawowe warunki: 1) wystarczająco wysoki stosunek jonów magnezu do jonów wapnia; 2) istnienie mechanizmu uruchamiającego ciągły przepływ roztworu dolomityzującego. Stosunek jonów Mg/Ca w wodzie morskiej wynosi około 5,6. W wielu współczesnych zbiornikach wodnych, charakteryzujących się znacznym zasoleniem, nie zaobserwowano procesów dolomityzacji, pomimo przekroczenia stosunku molowego Mg/Ca na korzyść magnezu i znacznego upływu czasu. Sytuację taką zanotowano w rejonie Starsky Rise (Land, 1980). W innych środowiskach, charakteryzujących się dynamicznym przepływem roztworu dolomityzującego, zachodzi proces dolomityzacji. Przykładem może być rejon wybrzeży Abu Dabi w Zatoce Perskiej (Patterson, Kin-smann, 1982), czy strefa pływów w rejonie Sugarloaf Key (Carballo i inni, 1986). Zdaniem Migaszewskiego (1990), proces dolomityzacji jest najbardziej intensywny w obrębie osadów węglanowych nie całkiem zdiagenezowanych, Zawierają one wodę porową i interstycjalną, która umożliwia rozprowadzanie Mg 2+ i usuwanie nadmiaru Ca 2+. Dodatkowym, koniecznym warunkiem jest ciągły przepływ roztworu dolomityzującego. Ilościowe oszacowanie objętości przepływającego roztworu wodnego jest niemożliwe; prawdopodobne wielkości są rzędu tysięcy czy nawet milionów metrów sześciennych (Blatt i inni, 1980). Ponieważ, zarówno w przypadku tworzenia się dolomitów pierwotnych (?), jak i dolomityzacji osadu wapiennego niezbędna jest obecność jonów Mg 2+, stąd też przy rozpatrywaniu genezy dolomitów bez względu na ich wiek konieczne jest wyjaśnienie pochodzenia kationów magnezu. Największym i niewyczerpalnym źródłem Mg 2+ jest woda morska (Land, 1985). W wodzie morskiej Mg jest ilościowo drugim po sodzie kationem, przewyższając pod tym względem wapń. Konkurencyjne dla wody morskiej pierwotne roztwory magmowe miały większe znaczenie jedynie w starszych okresach geologicznych. Zależność tę stwierdzono na podstawie badań izotopu δ 34 S siarczków towarzyszących dolomitom prekambru. Zmierzone wartości zamykają się w granicach od -4 do +4%o. Wskazuje to na pochodzenie siarki z górnych partii płaszcza ziemi (Donelly, Lambert, 1985, (w:) Migaszewski, 1990). Wg Boyce a i in., (1983) wartości ujemne δ 34 S reprezentują pierwotne roztwory magmowe. Innymi źródłami Mg 2+ mogą być sole potasowo-magnezowe, woda interstycjalna oraz transformacja minerałów ilastych (Land, 1985). Jednakże ilości odzyskanych w tych procesach jonów Mg 2+ są tak znikome, że mogą jedynie prowadzić do dolomityzacji na bardzo niewielką skalę. Jony Mg 2+ uwalniane są także w procesach diagenezy skał węglanowych (patrz: Faibridge, 1957). Zarówno podczas procesów neomorficznych (np. transformacja kalcytu wysokomagnezowego w niskomagnezowy), jak i metasomatozy diagenetycznej (np. rekalcyfikacja i sylifikacja). W procesach tych nie obserwuje się jednak napływu nowych porcji Mg 2+ z zewnątrz, jedynie wewnątrzformacyjne przemieszczanie obecnych pierwotnie w osadzie jonów Mg 2+. Stąd też przydatność tego źródła jest niewielka. 3/2006 7
Ryc. 1. Typy litologiczne skał węglanowych: szereg wapień dolomit (wg Flügel, 2004) Ryc. 2. Księża Góra. Wygładzona powierzchnia dolomitu plamistego: dolomityzacja objęła tło wapienne, omijając fragmenty gąbek (zaznaczone strzałką), ramienionogów oraz klastyczne fragmenty wapienia (fot. A. Vierek) Kryteria opisowe i terminologia budowy dolomitów Podobnie jak wapienie, dolomity są opisywane na podstawie składu mineralnego i kryteriów teksturalnych. Skały węglanowe mogą zawierać różne ilości minerału CaMg (CO 3. Ryc. 1. ilustruje zależność typu litologicznego skały węglanowej od procentowej zawartość minerału dolomitu. Niedefiniowanym terminem są wapienie magnezowe, które mogą zawierać bądź kalcyt i dolomit, bądź też tylko kalcyt i tlenek magnezu MgO, bez obecności minerału dolomitu (Flügel, 2004). Intensywność i charakter przebiegającego procesu dolomityzacji oraz procesów późniejszych (np. dedolomityzacji) wpływa na makroskopowy wygląd skały. W nazwie dolomitu uwzględnia się wówczas charakterystyczne cechy jego wykształcenia. Np. silnie porowaty dolomit komórkowy powstaje z wapienia dolomitycznego wskutek wyługowania kalcytu. Dolomity o bardzo słabej spójności, w dotyku wykazujące wyraźne spiaszczenie i scukrzenie, określamy pojęciem dolomit cukrowy. Obserwowane na Księżej Górze pod Krakowem partie dolomitów cukrowych wiązane są z procesem dedolomityzacji: mniej trwałe pseudomorfozy kalcytowe po dolomicie mogły ulec rozpuszczeniu i prowadzić do rozwoju porowatości (Vierek, 2003, 2005a). W górnojurajskich skałach węglanowych z okolic Krakowa występują zarówno rozległe soczewy dolomitu wapnistego i wapienia dolomitowego, jak i charakterystyczne struktury plamiste tzw. dolomit plamisty (patrz: Vierek, 2003) podkreślone obecnością licznych, nieregularnie rozmieszczonych ciemnych plamek dolomitowych na jasnoszarym tle wapiennym (ryc. 2). Struktura plamista jest efektem selektywnie przebiegającego procesu dolomityzacji: najbardziej odporne na dolomityzację były gąbki i ramienionogi oraz klastyczne fragmenty wapienia. W tworzeniu nazw dolomitów możemy uwzględnić również obecność dużej ilości szczątków organicznych (np. dolomit diploporowy zawiera szczątki glonów Diplopora), czy minerałów towarzyszących, (np. dolomit kruszconośny okruszcowany w procesie metasomatycznym siarczkami Pb, Zn i Fe). Przy opisach petrograficznych bierze się pod uwagę kształt i granice między kryształami dolomitów i na tej podstawie wyróżnia planarne i nieplanarne tekstury dolomitów (wg Sibley, Gregg, 1987). Nieplanarna (ksenotopowa wg Gregg, Sibley, 1984) tekstura (ryc. 3) charakteryzuje się obecnością ściśle upakowanych anhedralnych kryształów. Granice między kryształami są nieregularne: ząbkowane i zakrzywione. Tekstura planarna (idiotopowa wg Gregg, Sibley, 1984) wykształcona jest w dwóch typach: 8 geografia w szkole
planarna typu e: tworzą ją euhedralne romboedry rozmieszczone luźno i nieregularnie. Między kryształami dolomitu mogą być inne minerały lub pojawia się porowatość, dająca w efekcie tzw. teksturę cukrową (patrz: dolomit cukrowy); planarna typu s: zbudowana z kryształów subhedralnych i anhedralnych, z wyraźnymi prostymi granicami między nimi. Charakteryzuje się niską porowatością i/lub niewielkim udziałem matrixu. Kryształy dolomitów w węglanowych skałach z okolic Krakowa pod względem petrograficznym tworzą grubokrystaliczną idiotopową (planarną), a miejscami ksenotopową (nieplanarną) mozaikę romboedrów (ryc. 4). Uważa się, że tekstura skał węglanowych, w tym dolomitu, może być uwarunkowana temperaturą, w której wzrastały kryształy. Zgodnie ze statystycznym Ryc. 3. Typy teksturalne dolomitów; wg Sibley, Gregg (1987) modelem wzrostu kryształu (Jackson, 1958a [In] Gregg, Sibley, 1984) w niskich temperaturach atomy dodawane są na powierzchnię kryształu stopniowo, warstwa po warstwie, dając w efekcie mozaikę od euhedralnych do subhedralnych kryształów. W temperaturach wyższych atomy dodawane są przypadkowo, powodując utworzenie nieregularnej mozaiki anhedralnych kryształów. Wg Gregg, Sibley, 1984, tzw. CRT ( critical roughening temperature temperatura krytyczna) dla dolomitów wynosi od 50 do 100 o C. Poniżej tej temperatury tworzona jest idiotopowa (planarna) tekstura, powyżej ksenotopowa (nieplanarna) tekstura dolomitów. Ryc. 4. Skały Twardowskiego, Kraków, ST5. Grubokrystaliczna, idiotopowa (planarna), miejscami przechodząca w ksenotopową (nieplanarną) mozaika romboedrów dolomitu. Między kryształami dolomitu widoczny węglan wapnia. 70x, SEM (fot. A. Vierek) 3/2006 9
Ryc. 5. Typy teksturalne dolomitów (wg Randazzo, Zachos, 1983) Inna metoda wyróżniania cech teksturalnych (ryc. 5) oparta na klasyfikacji Randazzo, Zachosa (1983), bierze pod uwagę: wielkość kryształów (0,256 0,016 mm; 0,016 0,002 mm z przedrostkiem mikroi poniżej 0,002 mm określenie afanitowa); wysortowanie kryształów (równoziarnista i nierównoziarnista); budowę (peloidalna, mozaikowa, porfirowa, poikilitowa); ułożenie kryształów (ściśle upakowane lub luźno rozmieszczone, pojedyncze kryształy pływające w matrixie lub izolowane agregaty kryształów). Specyficznym typem dolomitów, rozpoznanym m.in. wśród górnojurajskich dolomitów z okolic Krakowa, są tzw. dolomity siodłowe (z angielskiego baroque dolomite ), tworzące się w strefie głębokiego pogrzebania lub w warunkach hydrotermalnych (patrz: Radke, Mathis, 1980). W wyniku nierównomiernego wzrostu ścian, powstający kryształ dolomitu wygląda jakby był zgnieciony wzdłuż osi pionowej, a jego kształt przypomina wówczas siodło. W obrazie płytki cienkiej siodłowy charakter przejawia się łukowato wygiętymi krawędziami i powierzchniami kryształów (ryc. 6), charakterystycznymi spękaniami i falistym wygaszaniem światła. Podsumowanie Problematyka dolomitów jest zagadnieniem bardzo rozległym i wciąż żywo dyskutowanym. Prawdopodobnie wynika to z faktu, iż dotychczas nie powiodła się synteza tego minerału w normalnych warunkach ciśnienia i temperatury panujących na powierzchni ziemi. Bez odpowiedzi pozostaje również pytanie: dlaczego coraz mniej dolomitów tworzy się w osadach współczesnych? Czytelników zainteresowanych próbą wyjaśnienia tego zagadnienia odsyłam do publikacji Narkiewicza (1983). 10 geografia w szkole
Ryc. 6. Romboedry dolomitu (strzałka) wykazujące charakterystyczny pokrój siodełkowy, przejawiający się wygiętymi powierzchniami i krawędziami kryształów. Fotografie scanningowe A pow. 100x, BSE; B pow. 250x, SE (fot. A. Vierek) P IŚMIENNICTWO Bathurst RGC, 1976- Carbonate sediments and their diagenesis. Elsevier Scientific Publishing Company, Amsterdam. Oxford. New York, 658pp Blatt H, Middleton G & Murray R, 1980- Origin of sedimentary rocks. Prentice- Hall, Inc., Englewood Cliffs, New Jersey, 781pp Boyce AJ, Coleman ML & Russel MJ, 1983- Formation of fossil hydrothermal chimneys and mounds from Silvermines, Ireland. Nature, 306: 545-550 Carballo JD, Land LS & Miser DE, 1986- Holocene dolomitization of supratidal sediments by active tidal pumping, Sugorloaf Key, Florida. Jour. Sed. Petrol., 57: 153-165 Carpenter AB, 1980- The chemistry of dolomite formation. I: The stability of dolomite [In] Zenger DH., Dunham JB. & Ethington RL, (eds) Concepts and Models of Dolomitization. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Special Publication, 28: 111-121 Faibridge RW, 1957- The dolomite question. [In] Zenger DH. & Mazzullo SJ.- Dolomitization, Hutchinson Ross Publishing Company, 1982: 107-115 Flügel E, 2004- Microfacies of Carbonate Rocks. Analysis, Interpretation and Application. Springer, 976pp Gaines AM, 1974- Protodolomite synthesis at 100oC and atmospheric pressure. Science, 183: 518-520 Gaines AM, 1977- Protodolomite redefined. Jour. of Sed. Petrol., 47, 2: 43-545 Goldsmith JR & Graf DL, 1958- Structural and compositional variations in some natural dolomites. Jour. of Geol., 66: 678-693 Górecka E & Zapaśnik T, 1981- Dolomity epigenetyczne w utworach górnojurajskich monokliny śląsko- krakowskiej. Prz. Geol. 10: 529-531 Gradziński R, Kostecka A, Radomski A & Unrug R, 1986- Zarys sedymentologii. Wydawnictwa Geologiczne, 628pp Graf DL & Goldsmith JR, 1956- Some Hydrotermal synthesses of dolomite and protodolomite. Jour. Geol., 64: 173-186 Gregg JM & Sibley DF, 1984- Epigenetic dolomitization and the origin of xenotopic dolomite texture. Jour. of Sedim. Petrol. 54,3: 908-931 Hardie LA, 1987- Perspectives dolomitization: a critical view of some current views. Jour. of Sed. Petrol., 57,1: 166-183 Land LS, 1980- The isotopic and trace element geochemistry of dolomite: The state of the art. [In] Zenger DH, Dunham JB & Ethington RL (eds) Concepts and Models of Dolomitization. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Special Publication, 28: 87-100 Land LS, 1985- The origin of massive dolomite. Journal of Geological Education, 33: 112-125 Lippmann F, 1973- Sedimentary carbonate Minerals. Springer- Verlag Berlin. Heidelberg. New York, 228pp Lumsden DN & Chimahusky JS, 1980- Relationship between dolomite nonstoichiometry and carbonate faciem parameters. [In] Zenger DH, Dunham JB & Ethington RL (eds) Concepts and Models of Dolomitization. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Special Publication, 28: 123-137 Migaszewski Z, 1986- Uwagi na temat genezy dolomitów środkowodewońskich Gór Świętokrzyskich. Prz. Geol. 12: 713-714 Migaszewski Z, 1990- Synsedymentacyjne utwory hydrotermalne dewonu środkowego i górnego Gór Świętokrzyskich. Prace PIG, 129: 4-48 Narkiewicz M, 1983- Zagadka dolomitów. Prz. Geol. 1: 37: 42 Narkiewicz M, 1991- Procesy dolomityzacji mezogenetycznej na przykładzie żywetu i franu Gór Świętokrzyskich. Prace PIG, 132: 5-47 Patterson RJ & Kinsman DJJ, 1982- Formation of diagenetic dolomite in coastal sabkhas along the Arabian (Persian) Gulf. Amer. Assoc. Petrol. Bull., 66: 28-43 Peryt TM, 1981- Dolomityzacja osadów wapienia cechsztyńskiego w rejonie Wrześni. Kwart. Geol., 25,3: 477-493 Peterson MNA, von der Borch CC & Bien GS, 1966- Growth of dolomite crystals. Amer. Jour. Sci., 264: 257-272 Radke BM & Mathis RL, 1980- On the formation and occurrence of saddle dolomite. Jour. of Sed. Petrol. 50, 4: 1149-1168 Randazzo AF & Zachos NG, 1983- Classification and description of dolomitic fabrics of rocks from Floran aquifer, U. S.A. Sedim. Geol., 37: 151-162 Sibley DF & Gregg JM, 1987- Classification of dolomite rock textures. Jour. of Sed. Petrol., 57, 6: 967-975 Vierek A, 2003- Przejawy procesów metasomatycznych w wapieniach górnej jury z okolic Krakowa. Prz. Geol. 51, 6: 507-517 Vierek A, 2005a- Dedolomityzacja w górnojurajskich skałach węglanowych z okolic Krakowa. Prz. Geol., 53,2: 156-162 Vierek A, 2005b- Uwagi o zawartości pierwiastków ziem rzadkich w wapieniach i dolomitach z okolic Krakowa. Prz. Geol., 53,5: 413-418 Von der Borch CC, 1976- Stratigraphy and formation of Holocene dolomitic carbonate deposits the Coorong area, south Australia. Jour. Sed. Petrol., 46: 952-966 ALEKSANDRA VIEREK Uniwersytet Śląski, Wydział Nauk o Ziemi, ul. Będzińska 60, 41-200 Sosnowiec 3/2006 11
SŁOWNIK TRUDNYCH POJĘĆ Afanitowa struktura kryształów struktura szklista; poszczególne kryształy nie są rozróżnialne gołym okiem. Anhedralne kryształy kryształy ksenomorficzne (obcokształtne), kryształy których kształt nie odpowiada ich właściwej postaci krystalograficznej. Ankeryt minerał z gromady węglanów (węglan wapnia i żelaza), kruchy, ma identyczną postać krystalograficzną jak dolomit, z którym często współwystępuje. Dehydratacja odwodnienie, odłączenie cząstek wody od cząstek związków chemicznych. Detrytyczny składnik mineralny skały osadowej powstały na skutek wietrzenia i rozpadu skał; materiał ten, po rozpadzie, transportowany jest w nowe miejsce i tam osadzany. Diagenetyczny p. diageneza. Diageneza cementacja, ogół procesów fizycznych i chemicznych zachodzących w osadach po ich złożeniu, prowadzących do przemiany tych osadów w zwięzłe skały osadowe; w kolejnych fazach d. powstają minerały: syngenetyczne przed rozpoczęciem procesu diagenezy, kiedy krystalizacja minerału rozpoczyna się równolegle z początkiem procesu przekształcania osadu, diagenetyczne w czasie i tuż po zakończeniu cementacji osadu, kiedy krystalizujący się minerał bierze udział w procesie diagenezy osadzonego materiału, oraz epigenetyczne minerały krystalizują się później niż przekształcony osad, w wyniku procesów, które zachodzą pod powierzchnią ziemi już po zakończeniu procesu cementacji (lityfikacji) skały, w warunkach niskiego ciśnienia i niskiej temperatury. Dolomityzacja proces polegający na zastępowaniu występującego w wapieniach kalcytu (węglanu wapnia) dolomitem (węglanem wapnia i magnezu); prowadzi do przemiany wapieni w dolomity. Epigenetyczny p. diageneza. Euhedralne kryształy kryształy automorficzne (własnokształtne), prawidłowo wykształcone kryształy, których kształt odpowiada postaci krystalograficznej właściwej dla danego minerału (przeciwieństwo kryształów anhedralnych). Hydrat sól uwodniona (wodzian), sól zawierająca wodę w postaci oddzielnych cząstek, związanych z pozostałymi cząstkami najczęściej koordynacyjnie; przykładem h. jest gips (uwodniony siarczan wapnia). Idiotopowe tekstury p. planarne tekstury. Ksenotopowe tekstury p. nieplanarne tekstury. Matrix (matriks) w geol. drobnoziarnisty materiał skalny pochodzenia detrytycznego, o frakcji znacznie mniejszej od podstawowych składników okruchowych. Metasomatoza diagenetyczna szczególna, będąca elementem diagenezy, 12 geografia w szkole
forma metasomatozy, czyli procesu zastępowania składników skały przez substancje pochodzące z przenikających ją roztworów i gazów lub przez substancje tworzące się pod ich wpływem; m. d. zachodzi w osadzonym materiale skalnym. Metody rentgenostrukturalne identyfikacji minerału metody wykorzystujące promieniowanie Roentgena do analizy struktury kryształów, służące rozpoznawaniu minerałów. Nieplanarna tekstura bezładna (nieuporządkowana) tekstura (zbiór cech określających orientację i sposób rozmieszczenia składników skały oraz stopień wypełnienia przez nie przestrzeni w skale); składniki skały są rozmieszczone i ułożone zupełnie przypadkowo, nie ma żadnej prawidłowości w rozmieszczeniu i ułożeniu zarówno pojedynczych kryształów, jak i ich zespołów; n. t. mówi nam że krystalizacja przebiegała w sposób równomierny w całej masie skalnej, a czynniki porządkujące układ składników w skale nie miały znaczenia. Nukleacja powstawanie zarodków krystalizacji, czyli miejsc, od których kryształy zaczynają się tworzyć. Peloidalna budowa struktura składająca się z b. małych (poniżej 1 mm) agregatów; przykładem p. b. jest mikrokrystaliczny kalcyt. Planarna tekstura uporządkowana (kierunkowa) tekstura, kiedy to poszczególne elementy wykazują pewną regularność w rozmieszczeniu w skale. Poikilitowa budowa struktura, w której duże składniki jednego minerału zamykają w sobie porowate i różnie zorientowane drobniejsze kryształy innych minerałów. Porfirowa budowa struktura, w której wielkość ziaren zmienia się stopniowo od największych do najmniejszych. Romboedryczne kryształy kryształy o prostej postaci sieci przestrzennych, czyli takie, w których zespół ścian jest związany ze sobą elementami symetrii. Scukrzenie (minerału) powstanie w wyniku procesu np. dolomityzacji minerału o strukturze przypominającej kryształki cukru. Stechiometryczna wartość (współczynnik) współczynnik określający liczbę cząsteczek w równaniu reakcji; liczbę tą umieszcza się przed symbolami pierwiastków lub przed wzorami chemicznymi substancji w równaniu reakcji. Subhedralne kryształy kryształy hipautomorficzne (na wpół własnokształtne), kryształy mające w pewnych miejscach prawidłowy kształt, odpowiadający ich postaci krystalograficznej, a w innych zarys nieprawidłowy, odbiegający od właściwej dla tych kryształów postaci krystalograficznej. Syngenetyczny p. diageneza. Woda interstycjalna woda uwięziona w wolnych przestrzeniach w sieciach krystalicznych minerałów; może brać udział w procesie przekształcania minerałów (np. w procesie dolomityzacji) na poziomie molekularnym; cząsteczki w. i. charakteryzują się słabymi wiązaniami wodorowymi lub nawet ich brakiem. Woda porowa woda wypełniająca pory skalne, zwłaszcza w skałach luźnych; w wyniku procesu diagenezy; w miarę scalania skały, jest z tych porów wypychana. (S. A.) 3/2006 13