Środowisko geotektoniczne i warunki tworzenia się złóż Z każdym z tych stadiów związane są określone formacje skał osadowych, magmowych, a także złoża kopalin (tab. 3).
Utwory pokryw platformowych cechują: mniejsze miąższości, nieznaczne zróżnicowanie litologiczne, nader ubogi i mało urozmaicony magmatyzm oraz mniej skomplikowana tektonika, przeważnie dysjunktywna. Z utwora¬mi tymi związane są inne rodzaje złóż o innym wykształceniu.
Z obszarami geosynklinalno-fałdowymi, a ściślej biorąc - z towarzyszącymi im zapadliskami, związane są złoża węgli kamiennych wielu wiel¬kich zagłębi (m.in. Górnego Śląska), złoża soli (np. obszaru przedkarpackiego), złoża fosforyt6w. Złoża tych kopalin mogą występować również w obszarach pokryw platformowych, jednak wówczas są one inaczej, wykształcone - np. w przypadku złóż węgli zawierają mniej pokładów, są cieńsze i mniej zaburzone tektonicznie, a substancja węglowa jest słabiej uwęglona. Podobnie złoża fosforytów w obszarach geosynklinalno-fałdowych są wielopokładowe, a w obszarach pokryw platformowych zawierają nieliczne pokłady - np. na terenie Polski tylko jeden.
Pewna ilość złóż- zwłaszcza pochodzenia magmowego - jest związana z wielkimi rozłamami tektonicznymi zwanymi lineamentami.
Wiele złóż kopalin związanych jest też z elementami strukturalnymi drugiego rzędu: dyslokacjami, strukturami fałdowymi itp. Ze strefami dyslokacyjnymi związane są np. złoża rud miedzi. cynku, ołowiu, złota, srebra, wolframu, molibdenu, arsenu, antymonu i in., a także wielu kopalin niemetalicznych - magnezytu, azbestu, talku, grafitu, barytu, fluorytu, kwarcu itp. Określonym strukturom fałdowym podporządkowane są m.in. złoża ropy naftowej i gazu ziemnego.
ZŁOŻA MAGMOWE

Złoża magmowe powstają w procesie dyferencjacji metalonośnej magmy bezpośrednio ze stopu.
Złoża te powstawały w dużym zakresie ciśnień i temperatur:
a) od bardzo wysokich ciśnień określonych polem stabilności diamentów i piropu- około 150km pod powierzchnią- do niskich ciśnień określonych występowaniem złóż siarczków (np. Norylsk- ok. 1km pod powierzchnią)
b) temperatura: od ok. 1500˚C (powstawanie diamentów), do ok. 300˚C (segregacja siarczków)
Głównymi czynnikami geochemicznymi powodującymi oddzielanie się stopu siarczkowego magmy są:
• koncentracja siarki
• ogólny skład magmy krzemianowej, gdzie główną rolę odgrywa zawartość Fe, Mg, Si
• zawartość pierwiastków chalkofilnych w krzemianowej fazie ciekłej
Depozycja złóż segregacji magmowej może przebiegać przez:
a) opadanie wykrystalizowanych składników na dno
b) bezpośrednią krystalizację na ścianach lub spągu
c) oddzielenie magmy siarczkowo- krzemianowej przy ochładzaniu na dwie nie mieszające się ze sobą fazy ciekłe (rudna, siarczkowa)
d) krystalizacja skały magmowej razem z zawartymi minerałami, które mają znaczenie ekonomiczne
W zależności od szybkości zastygania stopu krzemianowego, wydziela się następujące typy lokalizacji siarczkowych ciał rudnych:
1. Przy szybkim zastyganiu na niewielkiej głębokości - tworzą się złoża wiszące.
2. Przy powolniejszym stygnięciu stop siarczkowy może tworzyć złoża denne.
3. Wskutek nacisku tektonicznego tworzą się siarczkowe żyły i pseudopokłady.
4. W skutek powolnego chłodzenia resztkowych skupień siarczków- tworzą się pegmatoidalne kominy siarczkowo- krzemianowe.
5. Podczas likwacji magmy na większych głębokościach mogą utworzyć się złoża rozwarstwione.
6. Podczas likwacji magmy rudonośnej na dużej głębokości mogą tworzyć się niezgodne epigenetyczne ciała rudne.
Złoża magmowe, to złoża: chromitu, platyny, siarczków miedzi i niklu, żelaza i tytanu, apatytu, cyny

ZŁOŻA KARBONATYTOWE

Są to endogeniczne skupienia kalcytu, dolomitu i in. węglanów, związane przestrzennie i genetycznie z intruzjami o składzie ultrazasadowo- alkalicznymi. Młodsze karbonatyty wydają się być związane z warunkami ryftowymi- sugerują powiązanie z procesami w głębi skorupy lub płaszcza.
Powstawanie karbonatytów przebiega w dużym przedziale temperatur: od 1350˚C - 1100˚C (ultrabazyty), do 300˚C -200˚C (karbonatyty IV stadium).
Występowanie karbonatytów w kraterach stożków wulkanicznych, a także ich zasięg głębokościowy wskazują na przypowierzchniowe warunki powstawania. Za ogniska macierzyste uważa się magmę perydotytową.
Uważa się, że mała część karbonatytów tworzy się bezpośrednio w wyniku krystalizacji magmy zasobnej w alkalia (hipoteza magmowa), większa jednak - powstaje z gazowo- wodnych roztworów bogatych w dwutlenek węgla, oddzielonych od magmy w wyniku reakcji ze skałami otaczającymi oraz przy znacznym rozwoju procesów metasomatozy (hipoteza hydrotermalna).

PEGMATYTY

Złoża pegmatytowe tworzą grupę złóż związanych z utworami magmowymi, głównie obszarów geosynklinalno- fałdowych. Są one nadzwyczaj grubokrystaliczne. W stosunku do utworów magmowych są one przeważnie epigenetyczne.
• pegmatyty późnomagmowe- utworzone w późnych etapach zastygania intruzji
• pegmatyty metamorficzne - powstały wtedy, gdy bardziej mobilne składniki (kwarcowo- skaleniowe) koncentrowały się w wolnych przestrzeniach, w trakcie dyferencjacji metamorficznej
• pegmatyty granitowe - najczęściej alkaliczne.
Powstanie pegmatytów wiąże się z końcowymi fazami procesu magmowego przyznając im miejsce pośrednie między głębinowymi skałami magmowymi i utworami hydrotermalnymi. Związki pegmatytów ze skałami głębinowymi wskazują na ich powstanie na znacznych głębokościach i przy dużym ciśnieniu. Pegmatyty prekambryjskie tworzyły się na głębokości 6-7km, kaledońskie i częściowo hercyńskie na 3,5-7km, a hercyńskie, kimeryjskie i alpejskie na 2-4km. Ciśnienie określa się jako 1000-2000 atm. a temperaturę 600˚C - 200˚C.
Hipotezy powstawania pegmatytów:
1. Hipoteza wg Fersmana - pegmatyty są produktem zastygania magmy resztkowej wyodrębnionej z ogniska magmowego
2. Hipoteza wg Johnesa i innych- dwa etapy:
a) Strefowe wypełnienie przestrzeni pegmatytowej- i w związku z frakcyjną krystalizacją tworzą się pegmatyty,
b) Metasomatoza - przemiany i wynoszenie

3. Hipoteza wg Zawarickiego, Nikitina- zastyganie stopu magmowego kończy się wydzielaniem roztworów gazowo- wodnych, które są w stanie równowagi ze skałami otaczajacymi. Roztwory te przekrystalizują skałę otaczającą- tworzą się pegmatyty proste. Dyfuzja roztworów gazowo- wodnych powoduje procesy metasomatozy.
4. Hipoteza metamorficzna- jej podstawą jest korelacja składu pegmatytów z odpowiednimi etapami i facjami metamorfizmu regionalnego.

ZŁOŻA SKARNOWE

Złoża skarnowe powstają pod wpływem połączonego działania ciepła intruzji i gorących zmineralizowanych roztworów wodno-gazowych. Tworzą się w skałach przylegających do intruzji(egzoskarny), jak również wewnątrz intruzji (endoskarny), zastępując peryferyczne strefy skał magmowych.
Powstają w obrębie skał węglanowych, w mniejszym stopniu krzemianowych, najczęściej w otoczeniu granitów, w wyniku wzajemnych oddziaływań skał otaczających i magmowych.
Są to utwory wysoko-temperaturowe: 800˚C - 200˚C , powstają na niedużych lub średnich głębokościach w warunkach magmatyzmu hipoabisalnego.
Dominującą rolę odgrywają wspomniane roztwory wodne (pomagmowe), przemieszczając się w skale za pomocą porów.
Rodzaje skarnów:
1. wapniowe- powstały przez zastępowanie wapieni
2. magnezowe- utworzone kosztem dolomitów
3. krzemianowe- powstały ze skał o składzie
Etapy tworzenia się skarnów:
1. tworzenie się skarnów reakcyjnych. Wdziera się intruzja gorącej magmy. Pod wpływem wód metamorficznych i formacyjnych tworzy się aureola tzw. skarnów reakcyjnych. Wapienie ulegają przekształceniu w marmury, łupki w hornfelsy
2. tworzenie się egzo- i endoskarnów. Z krystalizującej magmy wytwarzają się roztwory hydrotermalne. Zaczyna się tworzenie mineralizacji siarczkowej
3. metamorfizm retrogresywny związany z chłodzeniem- wody meteoryczne wnikają w głąb itruzji i skarnów. Reakcje retrogresywne: serycytyzacja skarnów i hornfelsów. Tworzą się siarczki.

Złoża skarnowe znajdują się w obszarach geosynklinalno- fałdowych, wyjątkowo w utworach pokryw platformowych.

ZŁOŻA PNEUMATOLITOWE (ALBITOWE I GRAJZENOWE)

• Wiążą się głównie z obszarami geosynklinalno- fałdowymi, rzadziej - platformowymi.
• Tworzą się przeważnie na dużych głębokościach, zwykle w apikalnych częściach intruzji skał kwaśnych i alkalicznych, pod wpływem metasomatozy sodowej (albityzacja) i potasowej (grejzenizacja).
• Procesom metasomatozy towarzyszy ługowanie ze skał, domieszek pierwiastków metalicznych i ich redepozycja w albitach i grejzenach.
• Złoża albitytowo- grejzenowe powstały przez oddziaływanie gorących, czynnych chemicznie roztworów pomagmowych na skałę intruzywną.
• Skały otaczające ulegają początkowo wysoko- temperaturowej metasomatozie potasowej, a następnie niżej- temperaturowej metasomatozie sodowej z jednoczesnym formowaniem się albitytów.
• Złoża albitytowe są związane z magmatyzmem głównego i końcowego stadium rozwoju geosynkliny, a także z procesami magmowymi aktywizowanych platform. W stadium głównym albityty są związane z granitami normalnymi i skrajnie kwaśnymi, a w stadium końcowym- z granitami o podwyższonej alkaliczności, tworząc małe intruzje rozmieszczone wzdłuż głębokich stref rozłamu i pęknięć. Na platformach złoża te są związane ze skałami alkalicznymi, rozmieszczonymi wzdłuż regionalnych rozłamów. Badanie wrostków gazowo- ciekłych utworów albitytowych wskazuje na temperaturę ich krystalizacji w granicach 400- 500˚C, a głębokość ich powstania wynosiła od 1,5 do 4km.
• Złoża grejzenowe zazwyczaj występują w obszarach geosynklinalno- fałdowych, rzadziej- w obrębie aktywizowanych podłoży krystalicznych platform. Związane są przeważnie z kopulastymi formami ultrakwaśnych granitów i granitoporfirów. Temperaturę powstawania złóż grejzenowych ustalono- na podstawie wrostków gazowo- ciekłych - na 500 - 600˚C, niekiedy mniej. Tworzyły się w wyniku oddziaływania na skały magmowe i otaczające przegrzanej pary wodnej oraz lotnych składników magmy.

ZŁOŻA HYDROTERMALNE

Są to złoża utworzone z gorących roztworów.
Złoża hydrotermalne dużych głębokości (plutoniczne) są związane głównie z obszarami geosynklinalno- fałdowymi, a zwłaszcza z utworami środkowego etapu rozwoju tych jednostek.
Złoża hydrotermalne małych głębokości (subwulkaniczne)- również znajdują się w obszarach geosynklinalno- fałdowych- zwłaszcza utworów wczesnego i późnego etapu rozwoju geosynkliny.
W powstaniu tych złóż mogły wziąć udział trzy rodzaje roztworów:
a) pomagmowe (woda pomagmowa, juwenilna, oddziela się od stopów w procesie ich krzepnięcia i powstawania skał magmowych)
b) pometamorficzne (woda pometamorficzna, wydziela się w wyniku metamorfizmu skał w głębokich strefach skorupy ziemskiej wskutek zwiększającego się ciśnienia i temperatury)
c) meteoryczne, wadyczne.
Złoża hydrotermalne tworzą się w wyniku
- wytrącania się substancji mineralnej w pustkach skalnych (wypełniania wolnej przestrzeni)
- zastępowania (złoża metasomatyczne).

Metasomatozie przypisuje się szczególnie dużą rolę w przypadku formowania się złóż kruszcowych. Jest prawdopodobne, że i w złożach osadowych rudy mogły powstawać w następstwie procesów metasomatycznych, zwłaszcza w czasie diagenezy, katagenezy, wietrzenia i in. Metasomatoza hydrotermalna przejawia się powstaniem rud, ich przeobrażeniem lub zmianami skał otaczających.
Złoża hydrotermalne tworza się w temp. 100 - 400˚C.

ZŁOŻA SIARCZKOWE
• Złoża siarczkowe powstają w początkowym stadium rozwoju eugeosynkliny w związku z wulkanizmem bazaltowym.
• Główna masa siarczków powstaje w końcu cyklu wulkanicznego, w czasie wylewów law najbardziej kwaśnych i następującej potem długotrwałej działalności pneumo- hydrotermalnej.
• Złoża siarczkowe to produkty wstępujących zmineralizowanych potoków gazowo-hydrotermalnych, wytwarzanych przez głębinowe ogniska wulkaniczne.
• Część substancji rudnej tych potoków mogła się wytrącać podczas ich przemieszczania się w skorupie, tworząc złoża wulkanogeniczno- metasomatyczne, część z nich mogła dotrzeć do dna i wytracić się na nim, tworząc złoża wulkanogeniczno- osadowe.
• Złoża wulkanogeniczno- metasomatyczne tworzyły się poniżej dna morskiego, na niewielkiej głębokości
• Niewielka głębokość formowania się złóż siarczkowych nie wyklucza istnienia zróżnicowanych ciśnień. Najmniejsze ciśnienia towarzyszyły utworom wulkanogeniczno- osadowym, największe wulkanogeniczno- metasomatycznym.
• Złoża wulkanogeniczno- osadowe powstawały przy stosunkowo niskiej temperaturze, odpowiadającej temperaturze powstawania złóż osadowych odległych od formacji wulkanogenicznej. Temperatura mogła być podwyższona w czasie powstawania typowych złóż ekshalacyjno- osadowych wskutek rozgrzania wody przez lawy, tufy, ekshalacje. Temperatura zależy od ciśnienia słupa wody (na powierzchni wynosi 100oC, na 100m- 180oC, 200m- 215oC, 500m- 265oC, 2km- 365oC)
• Temperatura powstawania złóż wulkanogeniczno- metasomatycznych mogła być wyższa i bardziej zróżnicowana
• Proces powstawania wulkanogeniczno-metasomatycznych złóż siarczkowych od momentu przeobrażenia skał otaczających do wytrącenia się minerałów kruszcowych, przebiega przy dużych wahaniach temperatur.

1.Złoża siarczkowe wysokotemperaturowe, o temperaturze początkowej powyżej 450oC
2. Złoża siarczkowe średniotemperaturowe, o temperaturze początkowej od 300oC
3. Złoża siarczkowe niskotemperaturowe, o temperaturze początkowej poniżej 200oC

ZŁOŻA EGZOGENICZNE (WIETRZENIOWE I OSADOWE)
Złoża egzogeniczne powstają wskutek procesów rozwijających się na powierzchni Ziemi. Minerały i skały podlegają wietrzeniu. Procesy wietrzeniowe przebiegają w niskich temperaturach (od -40 do +80oC) i ciśnieniach (od 1 do 1X atm.)
• O przebiegu wietrzenia i jego produktach decydują: klimat, rodzaj wietrzejących skał, ich własności fizyczne i chemiczne oraz warunki geologiczne.
• Złoża wietrzeniowe dzielą się na :
a) mechaniczne (powstałe z pozostających na miejscu minerałów odpornych na wietrzenie)
b) chemiczno- rezydualne (powstałe z pozostałych na miejscu nierozpuszczalnych produktów rozkładu chemicznego skał pierwotnych)
c) infiltracyjne (gdy część substancji rozpuszczalnych infiltruje w głąb skorupy ziemskiej, tworząc złoża )
• Złoża osadowe dzielą się na :
a) mechaniczne (jeżeli minerały zostaną przetransportowane i osadzone w innym miejscu)
b) chemiczne (gdy nierozpuszczalne produkty rozkładu chemicznego skał pierwotnych zostaną przeniesione za strefy wietrzenia i osadzone)
• Głębokość strefy wietrzenia jest wyznaczona zasięgiem przenikania tlenu atmosferycznego ( od X do X0m)
• Oprócz działania czynników fizycznych i chemicznych dużą rolę w procesach rozkładu skał odgrywa świat organiczny.
• W następstwie działania czynników wietrzeniowych następuje granularny rozpad skał. Sprzyja to rozwojowi reakcji chemicznych, głównie: utleniania, uwodnienia, hydrolizy i częściowo dializy.
• Nasilenie i rozwój wietrzenia zależy w znacznym stopniu od warunków klimatycznych, np.:
a) w klimacie tropikalnym odczyn roztworów jest na przemian kwaśny i alkaliczny; następstwem tego jest powstanie laterytu złożonego z wodorotlenków Al. i Fe, które koncentrują się w strefie wietrzenia, natomiast krzemionka ulega odprowadzeniu w głębsze części górotworu lub usunięciu ze strefy wietrzenia- tzw. wietrzenie alitowe;
b) w klimacie umiarkowanym rozwija się wietrzenie ilaste, w którym podstawową rolę odgrywa woda zawierająca tlen, dwutlenek węgla oraz kwasy humusowe; jest to tzw. wietrzenie sialitowe;
d) w klimacie pustyniowym następuje rozpad granularny skał, bez istotnego chemicznego przeobrażenia ich minerałów; wynikiem są ziarna kwarcu, skaleni i in.
e) w klimacie polarnym- podobnie jak w pustyniowym; często można tu znaleźć na powierzchni nie utleniony piryt, pirotyn lub inne siarczki.
• Na przebieg i rozwój wietrzenia wywierają także wpływ: rodzaj wietrzejących skał, ich skład mineralny, struktury i tekstury oraz własności fizyczne, a także tektonika obszaru, jego rzeźba, stosunki hydrogeologiczne i czas działania czynników wietrzeniowych.
• Materiał uzyskany na drodze wietrzenia jest przemieszczany za pośrednictwem: wody, powietrza, lodu, siły ciężkości.
• Warunki sprzyjające osadzaniu występują najczęściej w strefach brzeżnych i w zbiornikach wodnych.

ZŁOŻA EWAPORACYJNE

Tworzą się w klimacie suchym, wyniku odparowania wody, w zbiornikach śródlądowych i w morzach. Złoża utworzone w morzach występują:
- na obszarach platformowych (synklinalne obniżenia platform)
- w zapadliskach przedgórskich ( przede wszystkim- waryscydów).
Teorie powstawania złóż ewaporacujnych:
1. teoria barierowa- w zbiorniku wodnym istnieje bariera, oddzielająca pewne części zbiornika morskiego, które łączą się z główną częścią basenu za pośrednictwem wąskiego przelewu; dzięki temu do zalewu dopływają tylko ograniczone ilości wody morskiej; podwodne bariery powstają w wyniku ruchów tektonicznych, prądów morskich lub działalności eolicznej; z powodu suchego, gorącego klimatu następuje odparowywanie w zalewie- większe niż dopływ wody morskiej i zwiększenie zasolenia wody, co powoduje wzrost jej gęstości; woda taka przemieszcza się w dolne części zbiornika, gdzie wytrąca się z niej CaCO3, gdy koncentracja soli ulega 5-krotnemu podwyższeniu w stosunku do normalnej, z roztworu wytraca się gips; przy 11- krotnym podwyższeniu stężenia wytrąca się NaCl oraz nieznaczne ilości gipsu i węglanu wapnia; przy zupełnym odcięciu zatoki od otwartego morza następuje całkowite odparowanie roztworów macierzystych i wytrącanie soli- powstają wówczas złoża soli potasowo- magnezowych.
2. teoria pustyniowa- złoża soli tworzą się na kontynentach stopniowo zapadających się w warunkach klimatu suchego, ciepłego i pustynnego; złoża powstają w wyniku rozpuszczania soli pochodzenia morskiego i powtórnego ich wytrącania w zagłębieniach terenu (pory deszczowe i niedeszczowe); obniżenia te powstały w następstwie lokalnego zapadania się basenu sedymentacyjnego.
3. teoria wielkich zalewów - złoża solne powstały w dużych, rozległych, ale płytkich zagłębieniach na lądzie, które ulegały- w wyniku ruchów tektonicznych- ciągłemu obniżaniu. Zbiorniki te łączyły się z otwartym morzem wąskimi cieśninami lub ulegały zalaniu wskutek względnego podnoszenia się poziomu morza. Dzięki parowaniu wzrastało stężenie soli, co powodowało wydzielanie się węglanów, gipsu i anhydrytu, a następnie soli kamiennej oraz potasowo- magnezowych, z tym, że gipsy i anhydryty osadzały się zazwyczaj na znacznym obszarze zbiornika w lokalnych zagłębieniach, sól kamienna bliżej jego centrum na mniejszych obszarach, a sole K- Mg - w częściach najbardziej centralnych i na najmniejszych powierzchniach; w ten sposób powstało charakterystyczne zróżnicowanie facjalne osadów solnych, dobrze widoczne w cechsztyńskich złożach Europy Środkowej.
Krystalizacja soli z wody morskiej następuje w kolejności rozpuszczalności:
- węglany wapnia, być może również magnezu,
- siarczany wapnia,
- chlorek sodu,
- Sole K-Mg łącznie z halitem.


ZŁOŻA ROPY NAFTOWEJ I GAZU ZIEMNEGO

To tzw. nagromadzenia kaustobiolitów ciekłych i gazowych. Są one związane z wieloma obszarami platformowymi, geosynklinalno- fałdowymi oraz przejściowymi.
Złoża te mogły tworzyć się w seriach macierzystych lub poza nimi. W pierwszym przypadku ropa i gaz gromadziły się w przewarstwieniach lub soczewach skał porowatych, np. w piaskach otoczonych utworami formacji macierzystej. Utwory porowate stanowiły pułapki dla węglowodorów. Przy przemieszczaniu się ropy zasadniczą rolę odegrały zapewne: ciśnienie statyczne nadkładu oraz siły kapilarne, powodujące usuwanie przez wodę ropy z subkapilar do skał bardziej porowatych.
Częściej złoża ropy naftowej i gazu ziemnego powstawały poza seria¬mi macierzystym; działo się to zwłaszcza w obszarach geosynklinalno¬-fałdowych. Ruchy górotwórcze powodowały powstanie znacznych ciśnień dynamicznych, które mogły być przyczyną wypierania substancji bitu¬micznych z serii macierzystych. Powstawały równocześnie odpowiednie formy strukturalne, a także pęknięcia i szczeliny, które łącznie z po¬rami stanowiły drogi migracji. Zasadniczą rolę odgrywał zapewne przy tym czynnik hydrauliczny. Woda przemieszczająca się w kierunku spadku ciśnienia porywała węglowodory przy czym w czasie tego ruchu działał również czynnik grawitacyjny, różnicujący przemieszczające się substancje. Gaz w swoim ruchu wyprzedzał ropę i wodę, ropa z kolei- wodę. Po napotkaniu utworów porowatych, przykrytych źle przepuszczalnym nadkładem, następowało gromadzenie się węglowodorów oraz wody, przy czym gaz- jeśli występował w stanie wolnym- zajmował miejsce w najwyższej części struktury, ropy - środkowe, a woda - najniższe. Przy braku nieprzepusz¬czalnego nadkładu migrujące składniki osiągały powierzchnię Ziemi, gdzie ulegały rozproszeniu lub zniszczeniu.
Zjawiska migracji - zwłaszcza pozazbiornikowej - szczególnie inten¬sywnie przebiegały w obszarach geosynklinalno-fałdowych. Na obszarach platformowych migracja pozazbiornikowa rozwijała się słabiej z braku udziału czynnika dynamicznego. Większe znaczenie miała tam zapewne mi¬gracja wewnątrzzbiornikowa, spowodowana, głównie czynnikami grawitacyj¬nymi. Krople wody oraz pęcherzyki gazu przemieszczały się poprzez wodę do pułapek ograniczonych nieprzepuszczalnym nadkładem, zwanym ekranem. Pułapka mogła powstać w odpowiednich deformacjach strukturalnych ,w przypadku obecności skał źle przepuszczalnych, nie zgodnego przykrycia itp. Przy braku ruchu wody, najmniejsza nawet pułapka mogła stać się miejscem nagromadzenia węglowodorów. Nadmiar gazu nierozpuszczalnego w ropie gromadził się w postaci czapy gazowej, nad złożem ropy. W przypadku nieobec¬ności w pułapce ropy mogło powstać złoże samego gazu. Warunkiem powsta¬nia i zachowania złóż ropy lub gazu było przecięcie się granicy powierzchni wodno-ropnej lub wodno-gazowej z powierzchnią ekranu.
W przypadku wód znajdujących się w ruchu, aby mogło nastąpić przech¬wycenie węglowodorów, pułapki musiały być bardziej wyraźne. W obszarach platformowych rolę taką mogły spełniać słabo wypukłe fałdy, przykryte skałami źle przepuszczalnymi. W obszarach geosynklinalno-fałdowych złoża ropy i gazu tworzyły się w większych i wąskich strefach antyklinalnych.
Duży wpływ na złoża ropy i gazu miał zapewne również kierunek przepływu wody, który mógł w jednych przypadkach powodować powstanie złóż, w innych - ich niszczenie.
W obszarach geosynklinalno-fałdowych istniały bardziej sprzy¬jające warunki dla tworzenia się bituminów niż na platformach. Ze wzglę¬du bowiem na znaczną miąższość skał i głębokie ich zanurzenie poddawane one były działaniu wysokich temperatur i ciśnień. Również wysokie ciśnienie statyczne, intensywne ruchy tektoniczne i wysokie ciśnienie dynamiczne wpływały korzystnie na powstawanie tych złóż. Zmienność wa¬runków przekształcania się utworów geosynklinalno- fałdowych mogła być zarazem przyczyną wielokrotnych zmian własności fizycznych węglowodorów, powodujących zróżnicowanie ich składu chemicznego.
Nasilenie zjawisk tektonicznych w obszarach geosynklinalno-fałdowych sprzyjało zapewne rozwojowi migracji pozazbiornikowej .
Również w przypadku migracji wewnątrzzbiornikowej w obszarach geosynkli¬nalno-fałdowych istniały korzystniejsze warunki do różnicowania grawi¬tacyjnego i oddzielenia ich od wody.
Przytoczone rozważania wskazują, że obszary geosynklinalno-fałdowe¬ jeśli chodzi o występowanie złóż ropy naftowej- i gazu ziemnego- są bardziej perspektywiczne niż obszary platformowe.

ZŁOŻA KAUSTOBIOLITÓW

POCHODZENIE SUBSTANCJI PIERWOTNEJ
Badania węgli kamiennych, brunatnych ,a zwłaszcza torfów wykazują, że powstały one głównie z substancji roślinnej. Miała ona w różnych epo¬kach geologicznych różny charakter.
Era eofityczna, charakteryzuje się ist¬nieniem i rozwojem glonów i bakterii.
Era paleofityczna - obejmuje okres rozwoju paprotników (psylofitów). Właściwy rozwój węglotwórczej roślinności lądowej przypada na górny dewon - dolny perm. Reprezentowały ją wyższe paprotniki i pierwotne rośliny nasienne. Roślinność karbońska zawierała również msza¬ki oraz plechowce. Miała ona charakter bagienny. Składała się głównie z roślin zielonych. Odznaczała się ogromnymi wymiarami, co sprzyjało powstawaniu dużych torfowisk jako prautworów złóż węgla kamiennego.
W erze mezofitycznej -nastąpiło wymarcie większości flory permo- karbońskiej oraz rozwój wyżej zorganizowanych roślin nagonasiennych. Była to roślinność zasobna w drewno, co spowodowało powstanie węgli zasobniejszych w witryt.
Era kenofityczna odznacza się rozwojem zróżnicowanej roślinności okrytonasiennej, z której pow¬stały trzeciorzędowe złoża węgli brunatnych oraz torfowiska. Wykazuje ona duże zróżnicowanie w zależności od wieku, położenia geograficznego oraz warunków klimatycznych.
Zmienność klimatu w różnych częściach Ziemi powoduje zróżnicowanie roślinności, co najłatwiej moż¬na obserwować we współczesnych torfowiskach, występujących w różnych strefach klimatycznych - od subtropikalnych do umiarkowanych.
Produktami wyjściowymi dla złóż węglowych są składniki roślin, a zwłaszcza drewna. W przypadku węgli sapropelowych duże znaczenie miał również plankton, który składał się głównie z roślin niższego rzędu (glonów) żyjących w wodzie. Po obumarciu plankton opada na dno, tworząc szlam gnilny (sapropel). W wyniku dalszych przeobrażeń bez dostępu tlenu (bituminizacja) osady te ulegały przekształ¬ceniu w węgle lub łupki sapropelowe (bitumiczne).
Węgle kennelskie powstały w środowisku wodnym z nagromadzenia się spor w wyniku transportu powietrznego lub wodnego, a węgle liptobiolitowe - głównie z żywicy, wosków i spor ówczesnych roślin, które ze względu na odporność ulegały skoncentrowaniu w przeobrażonej masie roślinnej.

WARUNKI I SPOSOBY KONCENTROWANIA SIĘ SUBSTANCJI ROŚLINNEJ
Podstawowe znaczenie, dla wyjaś¬nienia warunków powstania złóż węgli ma teoria torfowiskowa przyjmująca, że złoża węgla powstały z dawnych torfowisk, które pokryte młodszymi osa¬dami uległy przekształceniu w węgiel brunatny, a następnie w kamienny o różnym stopniu uwęglenia, i wreszcie w antracyt. Zwana jest ona również teorię autochtoniczną. Przeciwstawiana jest jej teoria allochtoniczna zakładająca, że substancja roślinna została przetransportowana z miejsc, w których rosły pierwotne rośliny, w miejsce, gdzie przekształciły się w węgiel.
Środowiskiem gromadzenia się substancji roślinnej były błotniaste ¬nadbrzeżne części lądu oraz przyległe części basenów morskich lub je¬ziornych. Zależnie od środowiska wyróżnia się zagłębia węglowe - pa¬raliczne (nadmorskie) oraz limniczne (jeziorne).
Auto- i allochtoniczne warunki sedymentacji substancji roślinnej mogło powodować różnicowanie materiału roślinnego, co mogło mieć decydujące znaczenie dla powstania różnych rodzajów węgli.

BIOGENICZNE STADIUM POWSTAWANIA ZŁÓŻ WĘGLI
Rozpoczyna się ono w momencie nagromadzenia sub¬stancji roślinnej. W przypadku złóż szeregu humusowego prawdopodobnie większą rolę spełniała akumulacja autochtoniczna. Powstanie złóż sze¬regu sapropelowego odbywało się głównie w wyniku akumulacji allochto¬nicznej.
W fazie torfowiskowej przeobrażenie się substancji roślinnej nastę¬powało z pewnym udziałem tlenu. Powodowało to próchnienie i butwienie mniej odpornych części roślin. Torfienie rozwijało się początkowo z ograniczonym dostępem, a następnie przy zupełnym braku tlenu (np. złoża torfu). W przypadku pełnego odcięcia substancji roślinnej od tlenu na¬stępuje jej gnicie, prowadzące do powstania szlamu gnilnego - produktu wyjściowego do powstania węgli sapropelowych. Często po fazie tworzenia się sapro¬pelu następuje rozwój torfowiska. Jest to przyczyną dość częstego wystę¬powania węgli sapropelowych w spągu pokładów węgli humusowych.

GEOCHEMICZNE STADIUM PRZEOBRAŻENIA WĘGLA
Jest ono decydujące dla powstania różnych rodzajów węgli. Rozpoczyna się po przykryciu torfowiska skałami nadkładu. W procesie tym duże znaczenie mają: ciśnienie, temperatura i czas. Pewien wpływ na proces uwęglania wywierają tworzące się gazy oraz substancje mineralne obecne w uwęglającej się masie. Powodują one zdiagenezowanie substancji torfowej .Następuje wówczas zmniejszenie się zawartości O, H, części lotnych, a wzrasta ilość pierwiastka C. Powstaje węgiel brunatny. Dalsze przeobrażenie węgla brunatnego w wę¬giel kamienny dokonuje się głównie pod wpływem działania ciśnienia i temperatury. Rozpoczyna się ostatnie stadium przemian węgli kamiennych - nazywane metamorfizmem.
Ciśnienie może być wywołane oddziaływaniem nadkładu oraz działa¬niem sił górotwórczych.
Badanie zagłębi węglowych wykazały że czynnikiem powodującym wzrost uwęglenia było ciśnienie górotwórcze oraz towarzyszące mu wyższe tempe¬ratury, czego przykładem jest GZW, w którym S-W części - bardziej zaangażowane tektonicznie - wy¬kazują wyższy stopień uwęglenia, a niższy - jego obszary wschodnie. Za¬głębia obszarów platformowych wykazują na ogół słabszy stopień uwęgle¬nia niż obszarów geosynklinalno- fałdowych. Prawdopodobnie rodzaj powstałego węgla oraz stopień jego uwęglenia w dużym stopniu zalezę od macierzystego materiału roślinnego.
Na uwęglenie ma również wpływ temperatura, która wzrasta z głębokoś¬cią. Oddziaływanie tego czynnika wyraźnie dostrzega się w obszarach o działalności wulkanicznej, gdzie istnieje możność stwierdzenia wpływu źródła ciepła na substancję węglową. Uwęglenie w takich przypadkach jest spowodowane metamorfizmem kontaktowym. Tego rodzaju oddziaływa¬nie magmy na węgle jest dostrzegalne w DZW.
Z procesem uwęglenia węgli wiąże się powstanie metanu CH4 . Dużo tego gazu zawierają węgle kamienne o średnim stopniu uwęg¬lenia.

---