Dolomit – co to za skała?

z zagadnień współczesnej geografii
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
A
rtykuły 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 Ca1,16Mg0,84 (CO3)2 do
Ca0,96Mg1,04 (CO ) (Land, 1985) oraz róż3 2
niących się stopniem uporządkowa-
4
nia struktury. Miarą stopnia uporządkowania struktury są wskaźniki Goldsmitha i Grafa (1958), które biorą pod uwagę stosunek intensywności refleksu I015
przy 41,230 2θ (lampa Co) do refleksu I110
przy 43,660 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: Mg2+CO32—Ca2+- CO32—Mg2+.... Spotykamy
jednak dolomity, których wartości stechiometryczne Ca/Mg zostają zaburzone. Najczęściej jony Ca2+ podstawiają jony Mg2+
w warstwie kationów magnezowych. Czasami wapń i magnez w sieci przestrzennej dolomitu podstawione są przez jony żelazawe
Fe2+, co może doprowadzić do utworzenia
ankerytu Ca (Mg, Fe)(CO3) . Dolomity
2
charakteryzujące się deformacjami sieci
przestrzennej, spowodowanymi nadmiarem
geografia w szkole
z zagadnień współczesnej geografii
jonów Ca2+ w stosunku do jonów Mg2+, 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 MgCO3
oraz analogicznie od 51,37 do 53,02% molowych CaCO3. Wg Lumsden’a, Chimahusky (1980) zawartość CaCO3 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:
2CaCO3 + Mg2+ → CaMg (CO3)2 + Ca2+
Prawdopodobnie do rzadkości należą dolomity pierwotne, powstałe w wyniku bezpośredniej nukleacji z wody morskiej:
Ca2+ + Mg2+ + 4 HCO-3 →
→ CaMg (CO3)2 + 2CO2 + 2H2O
Czy jednak spontaniczna nukleacja minerału
CaMg (CO3)2 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 (CO3)2↔Ca2++ Mg2++ 2CO32i obliczoną stałą równowagi K:
Tab. 1. Wyniki badań mikroanalizy rentgenowskiej górnojurajskich dolomitów z okolic Krakowa
% wagowe
Nr próby
CaCO3 [% mol]
Skład
0,01
53,02
Ca53Mg47
0,07
0,03
51,37
Ca51,4Mg48,6
13,55
0,06
0,04
51,64
Ca51,6Mg48,4
13,39
0,10
0,10
51,45
Ca51,4Mg48,6
Ca
Mg
Fe
Mn
ST1
24,78
13,31
0,24
ST4
24,13
13,85
GK3
23,86
GK4
23,39
3/2006
5
z zagadnień współczesnej geografii
K=
[Ca 2+ ][ Mg 2+ ][CO 2− ]2
[CaMg (CO3 ) 2 ]
(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 Ca2+,
Mg2+ i CO32 – 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 Ca2+ i Mg2+ ulegają procesowi hydratacji. Zbyt małe stężenie jonów CO32- nie
może pokonać „bariery wodnej” i związać
się z jonami Mg2+. Z kolei jony Ca2+ łatwiej wiążą się z jonami CO32- 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 joTab. 2. Oznaczenia termodynamiczne dla jonów Ca2+
i Mg2+ (wg Lippmann’a, 1973)
Energia
przyciągania
Wartość
Promień
cząsteczki
cieplna
Jon
jonowy [A]
wody i kationu
[kcal/mol]
[kcal/mol]
395
2,38
44,9
Ca2+
2+
Mg
6
473
2,10
57,7
nowego hydratu maleje jego wartość cieplna (tzw. entalpia). Natomiast, wysoka wartość cieplna w pewnym sensie uniemożliwia powiązanie z jonami CO32- (Lippmann, 1973).
Tylko znaczna ilość anionów CO32- 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 Ca2+;
2) duże stężenie jonów CO32-, które są
wtedy zdolne do pokonania „bariery
wodnej”;
3) duża koncentracja jonów Mg2+.
Usuwanie jonów wapnia z roztworu
w postaci CaCO3 i CaSO4 w wyniku parowania powoduje zmniejszenie koncentracji
jonów wapnia (spełniony warunek pierwszy), ale także jednoczesny spadek stężenia
anionów CO32-. Aby spełnić warunek kolejny należy dostarczyć nowe porcje anionów CO32-. 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-
geografia w szkole
z zagadnień współczesnej geografii
cone są w jony Mg2+, 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 Mg2+ i usuwanie nadmiaru Ca2+. Dodatkowym, koniecznym warunkiem jest ciągły przepływ
roztworu dolomityzującego. Ilościowe
oszacowanie objętości przepływającego
3/2006
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 Mg2+, stąd też
przy rozpatrywaniu genezy dolomitów – bez
względu na ich wiek – konieczne jest wyjaśnienie pochodzenia kationów magnezu.
Największym i niewyczerpalnym źródłem Mg2+ 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 δ34S 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 δ34S reprezentują
pierwotne roztwory magmowe.
Innymi źródłami Mg2+ mogą być sole
potasowo-magnezowe, woda interstycjalna
oraz transformacja minerałów ilastych
(Land, 1985). Jednakże ilości „odzyskanych” w tych procesach jonów Mg2+ są tak
znikome, że mogą jedynie prowadzić
do dolomityzacji na bardzo niewielką skalę. Jony Mg2+ 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 Mg2+ z zewnątrz,
jedynie wewnątrzformacyjne przemieszczanie obecnych pierwotnie w osadzie jonów Mg2+. Stąd też przydatność tego źródła jest niewielka.
7
z zagadnień współczesnej geografii
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 (CO3)2. 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 struk-
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)
tury 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
Ryc. 1. Typy litologiczne skał węglanowych: szereg wapień – dolomit (wg
Flügel, 2004)
w dwóch typach:
8
geografia w szkole
z zagadnień współczesnej geografii
– planarna typu e:
tworzą ją euhedralne romboedry
rozmieszczone luźno i nieregularnie.
Między kryształami dolomitu mogą
być inne minerały
lub pojawia się poRyc. 3. Typy teksturalne dolomitów; wg Sibley, Gregg (1987)
rowatość, dająca
modelem wzrostu kryształu (Jackson, 1958a
w efekcie tzw. teksturę cukrową (patrz:
[In] Gregg, Sibley, 1984) w niskich tempedolomit cukrowy);
raturach atomy dodawane są na powierzch– planarna typu s: zbudowana z kryształów
nię kryształu stopniowo, warstwa po warsubhedralnych i anhedralnych, z wystwie, dając w efekcie mozaikę od euhedraźnymi prostymi granicami między nimi.
ralnych do subhedralnych kryształów.
Charakteryzuje się niską porowatością
W temperaturach wyższych atomy dodawai/lub niewielkim udziałem matrixu.
ne są przypadkowo, powodując utworzenie
Kryształy dolomitów w węglanowych
nieregularnej mozaiki anhedralnych kryszskałach z okolic Krakowa pod względem
tałów. Wg Gregg, Sibley, 1984, tzw. CRT
petrograficznym tworzą grubokrystaliczną
(„critical roughening temperature” – temidiotopową (planarną), a miejscami ksenoperatura krytyczna) dla dolomitów wynosi
topową (nieplanarną) mozaikę rombood 50 do 100oC. Poniżej tej temperatury
edrów (ryc. 4). Uważa się, że tekstura skał
węglanowych, w tym dolomitu, może być
tworzona jest idiotopowa (planarna) tekuwarunkowana temperaturą, w której wzrastura, powyżej – ksenotopowa (nieplanarstały kryształy. Zgodnie ze statystycznym
na) 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
z zagadnień współczesnej geografii
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
10
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).
geografia w szkole
z zagadnień współczesnej geografii
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
3/2006
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
11
z zagadnień współczesnej geografii
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 wyni-
12
ku 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,
geografia w szkole
z zagadnień współczesnej geografii
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.
3/2006
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.)
13